Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПОСТКОЛЛИЗИОНЫЕ И АНОРОГЕННЫЕ ГРАНИТОИДЫ АЛТАЯ

Гусев А И,

Введение

Анорогенные граниты, с момента выделения их в особый петрогеохимический тип, всегда вызывали неподдельный интерес петрологов. Это было вызвано весьма неоднозначной трактовкой генезиса этих гранитов, их многовариантными геодинамическими интерпретациями, а также своеобразной металлогенической специализацией. Термин «А-тип» гранитов был введён в литературу М. Лоизелем и Д. Уонзом в 1979 году для описания гранитов, которые были генерированы вдоль континентальные рифтовых зон (анорогенных обстановок) [Loiselle, Wones, 1979]. Они имели умеренно щелочную геохимию и интерпретировались как образования, кристаллизовавшиеся при низких фугитивностях воды и кислорода и относительно высоких отношениях HF/H2O. По сравнению с другими типами гранитов, А-тип показывал высокие отношения Fe/Mg, (K + Na)/Al, K/Na, а также высокие концентрации F, Zr, Nb, Ga, редкоземельных элементов (РЗЭ), Y, Zn и низкие содержания Mg, Ca, Cr, Ni [Collins et all, 1982; Whallen et all, 1987]. А-тип гранитоидов обогащён несовместимыми рассеянными элементами, включая LILE и HFSE, но характеризуется низкими содержаниями рассеянных элементов, совместимыми в мафических силикатах (Co, Sc, Cr,Ni) и полевых шпатах (Ba, Sr, Eu). В итоге этот тип гранитов обогащён литофильными элементами и деплетирован тугоплавкими сравнительно с ранее выделенными I, M, S-типами гранитов (соответственно, интерпретированных как производные из изверженного корового материала, мантийного и осадочного источников). Б. Барбарин [Barbarin, 1990; Barbarin, 1999] предложил с учётом более 20 современных классификаций гранитоидов, новую типологию гранитоидов, в которой учтены минеральный состав, петрологические, геологические и генетические особенности формирования. В предложенной им петрогенетической классификации выделено 7 типов гранитоидов, среди которых отмечаются пералкалиновые и щелочные гранитоиды (PAG), которые отвечают ранее выделявшемуся А-типу гранитов, имеющих также анорогенную мантийную природу [Barbarin, 1999].

Известно, что дискриминацию различных магматических и метаморфических образований возможно проводить путём изучения химических составов темноцветных минералов этих пород, и в особенности, биотитов, отражающих важнейшие геохимические и петрологические условия магмо- и рудогенеза [Ляхович, 1987; Eby, 1992]. Нами на основе опубликованных составов биотитов и авторских данных (2280 анализов) оценены средние составы биотитов главных петрогенетических типов гранитоидов и после пересчета на кристаллохимические коэффициенты индивидуальных анализов построена трехкомпонентная диаграмма, позволяющая уверенно дискриминировать принадлежность биотитов к конкретному петрогенетическому типу. Координаты диаграммы охватывают наиболее важные структурогенные компоненты биотита, участвующие в его тетраэдрических и октаэдрических позициях (l – общая глиноземистость минерала, f – железистость), а также F и OH, являющиеся первичными в анионном каркасе, и определяющими флюидный режим петрогенезиса. На диаграмме составы слюд образуют закономерный ряд, располагающийся вдоль стороны треугольника l – f – OH/F. При этом по химическому составу биотиты гранитов M-типа относятся к промежуточной разности магнезиального биотита – флогопита. Слюды I-типа гранитов классифицируются магнезиально-железистыми разностями, S-типа – железистыми, а А-типа – наиболее близки к сидерофиллитам и лепидомеланам (по классификации М. Фостера). Максимальная глиноземистость характерна для гранитоидов S-типа, минимальная – для М- и А-типов. Анализ химического состава биотита показывает, что средние содержания элементов в слюдах закономерно меняются от М-к А-типу. В дальнейшем на основе составов биотитов была предложена диаграмма для разделения анорогенных гранитоидов на три группы: А1, А2 и А3, отражающих различные условия магмогенерации и принадлежность к специфическим геодинамическим обстановкам формирования. Диаграмма учитывает соотношение в составах биотитов таких важных компонентов, как магний, железо, фтор и гидроксильная группа [Гусев, Гусев, 2000; Гусев, Первухин, 2001].

Дж. Клеменз с соавторами (1986) обнаружил, что магматические температуры кристаллизации для А-типа гранитов могут быть выше 900 °С и что содержание магматической воды наиболее вероятно достигало 2,4 вес. %. Р. Кризер с соавторами (1991) сообщили о температурах кристаллизации 900–1010 °С и содержаниях воды 1–2 % для А-типов вулканогенных пород из Южной Австралии.

Ф. Баркер с коллегами (1975) предположил, что коровый компонент батолита Пайк Пик был производным из гранулита, который предварительно был подвержен частичному плавлению, а В. Коллинз с соавторами (1982) заключили, что А-тип гранитов из батолита Бега мог быть производным из остаточного фельзического гранулита, из которого предварительно был генерирован I-тип гранитов. Оба эти предположения остаточного источника для формирования А-типа гранитов, стали основой для так называемой «модели остаточного источника». Эта модель, однако, не является универсальной для всех проявлений анорогенных гранитов. Дж. Андерсон (1983) предположил, что большинство анорогенных гранитов Мид Континента США могут быть производными из плавления кварцевых диоритов, тоналитов, гранодиоритов. Дж. Шератон и Л. Блэк (1988) предположили происхождение А-типа гранитов Антарктики из гранулитов. Однако Р. Кризер, Р. Вормальд и Р. Прайс (1988) заметили, что геохимия главных элементов А-типа гранитов не совместима с происхождением нефракционированных магм из остаточного источника. Они пришли к выводу, что А-тип гранитов образовался в результате частичного плавления корового изверженного источника от тоналитового до гранодиоритового составов. Моделирование частичного плавления этого источника показало, что частичное плавление таких составов с водой могут привести к А-типу гранитов при 15 до 40 % плавления исходного материнского состава [Creaser, Price, Wormald, 1991].

Таким образом, краткий обзор проблематики по генезису анорогенных гранитов свидетельствует о сложности проблемы и её неоднозначности. Поток петрогенетических моделей включал частичное плавление остаточного нижне корового источника [Collins et al, 1992], метаизверженного [Creaser, Price, Wormald, 1991], или щёлочно-метасоматизированного [Martin et al., 2006] составов, инкорпорация смешанного OIB (базальтов островных дуг) [Eby, 1990; 1992] и деривация из мантийно производных мафических и промежуточных магм [Bonin, Giret, 1990; Turner et al., 1992]. К парафразу Х. Рида (1957) «граниты и граниты» [Read, 1957] необходимо добавить, что есть «А-тип гранитов и А-тип гранитов».

Анорогенные гранитоиды А-типа на юге Сибири и в Монголии получили широкое распространение [Гусев, Гусев, 2005]. Они получили достаточно значительную роль и на Алтае [Владимиров и др., 1995; Владимиров и др., 1997; Владимиров и др., 1998]. Их генерация связана с функционированием Сибирского и Таримского суперплюмов, охватывавших громадную территорию на этапе ордовик – юра. Многообразные проявления анорогенного гранитоидного магматизма в регионе получили у разных исследователей неоднозначную трактовку.

Анорогенные гранитоиды по данным автора включают разнородные интрузивные образования: двуполевошпатовые субсольвусные умеренно-щелочные (A1-тип), моношпатовые гиперсольвусные (агпаитовые) щелочные (А2-тип), граниты рапакиви (А3-тип), а также плюмазитовые редкометалльные гранитоиды [Гусев, Будникова, Колонакова, 2000]. В возрастном отношении анорогенные гранитоиды Алтая формировались в девоне, перми, триасе и юре.

Определение понятия постколлизионных гранитоидов. По данным ряда исследователей [Liegeois, Navez et al., 1998] широко распространенный высоко-К известково-щелочной (НКСА) магматизм явно является постколлизионным и частично трансформируется по составу к шошонитовым или щелочно-пералакалиновым составам на заключительных стадиях орогении. Он проявляется через несколько миллинов десятилетий после завершения основных тектонических и магматических коллизионных событий. Выше указанными авторами [Liegeois, Navez et al., 1998] используется слайдинг- нормализация, которая имеет своей целью сравнение магматических серий: каждая изученная порода нормализуется по интерполированному составу цитируемых серий, которые имеют такое же содержание, что и образец. Нормализация проводится по составам дайковых роев Telabit-Yenchichi, которые имеют растянутый состав (SiO2 54–74 %) и относятся к синсдвиговым НКСА. Метод усиливает различия в источнике и процессах фракционирования и позволяет сравнивать породы от основного до кислого составов. Предполагается два различных ювенильных источника: предварительно обогащенная флогопит-К рихтерит содержащая литосферная мантия или нижняя ювенильная кора, эквивалентные для НКСА-шо-
шонитовых магм и более низкий литосферно-верхнеастеносферный OIB-тип мантии для щелочно-пералкалинового магматизма. Первый источник плавился только кратковременно после его генерации, когда литосфера еще оставалась горячей, что ограничивает НКСА-магматизм, в оcновном, постколлизионной обстановкой. Второй астеносферно-нижне-литосферный источник по определению близок к своей температуре плавления и может генерировать магмы повсеместно во времени и пространстве. Главными возбудителями плавления являются основные литосферные структуры, которые действуют не только в постколлизионной обстановке но также в других, таких как внутриплитная. Геохимические особенности фиксированные на диаграмме (рис. 1), поэтому, дают сведения о природе источника и геотектонической обстановке. Однако второе – это информация второго ранга, которая зависит от модели. Постколлизионный период отличается от других обстановок предрасположенностью генерировать большое количество магм разных видов, среди которых
НКСА-магматизм по объему наиболее значимый.

Рис. 1. Диаграмма Rb-Th-U-Ta – Zr-Ce-Sm-Y-Yb для массисов и ареалов белокурихинского комплекса Алтая и Салаира [Гусев, Гусев, Табакаева, 2008]. Поля на диаграмме: в прямоугольном поле – Pre-Coll – доколлизионного известково-щелочного магматизма, в поле слева вверху – НКСА + SHO – высоко-калиевого известково-щелочного и шошонитового магматизма, в поле справа внизу -ALK – щелочного магматизма.
Ряд 1 – три нижних – тархатинский, вверху – керсантит чуйского к-са с Аюты;
ряд 2 – белокурихинский ареал; ряд 3 – Горновской и Жерновской массивы;
ряд 4 – Еландинский массив; ряд 5 – Айский массив

После коллизии, которая маркируется интенсивным региональным метаморфизмом высокого давления, часто формируются существенные объемы высоко калиевых известково-щелочных гранитоидов, в основном в виде батолитов. Постколлизионный магматизм или умирает с небольшим количеством глубоко эволюционированных НКСА-гранитоидов в виде близповерхностных плутонов, или замещается щелочным магматизмом, часто в виде кольцевых комплексов, которые обозначают окончание орогении [Liegeois, Navez et al., 1998]. Поскольку 35–40 % гранитоидов во многих регионах мира имеет НКСА-состав, есть большая необходимость точнее определить их происхождение и условия образования. Тесная связь с субсеквентным щелочным магматизмом требует также лучшего понимания, является ли она нормальной эволюцией известково-щелочного источника или последовательности разных источников. В частности, эволюционированные высоко-К известково-щелочные и шощонитовые гранитоиды вместе попадают в геохимические поля, определенные для А-типа гранитоидов, конвергенция которая требует расшифровки. Стандартные геохимические дискриминационные диаграммы на самом деле не очень высокоинформативны для постколлизионных гранитоидов [Pearce, 1982]. Кроме того требуется боле точное определение для щелочных гранитоидов (их отличия от пералакалиновых) или щелочных серий. Это сделано на Туарегском щите в СЗ Африке. Щит был консолидирован в течении пан-африканской орогении (75–550 млн лет) и состоит на 40 % из постколлизионных гранитоидов с переходом от НКСА к щелочным.

Согласно, полевых взаимоотношений НКСА и щелочные серии видимо принадлежат к различным обстановкам, и когда они представлены в одном и том же регионе, они обычно последовательны и не являются строго одновременными. Более того, более поздний щелочной магматизм более высокотемпературный, чем НКСА, судя по температуре насыщения циркона. Это предполагает два различных источника генерации магм в различных условиях. Это может происходить или в результате плавления более мафического корового источника при высокой температуре для щелочных пород, оставляя нерешенной проблему источника внешнего тепла, или двух различных в основном мантийных источников, подразумевая снижение линии ликвидуса и поэтому, предполагая размещение комплементарных мафических пород, которые должны присутствовать в большом объеме на границе кора-мантия.

Батолиты НКСА по объему значительные, но не вездесущие. Они отсутствуют в анорогенный период (интраплитные обстановки), так же как и в зонах фронтальной коллизии (а возможно и косой коллизии). Они относительно редки в океанических доменах и кордильерских субдукционных зонах: в этих обстановках скорее преобладает низко- или умеренно-К известково щелочной магматизм. Батолиты НКСА обычно встречаются в постколлизионных обстановках в процессе крупных относительных перемещений террейнов вдоль зон смятия, более или менее управляемых косой субдукцией. Большие объемы могут быть связаны со значительной продолжительностью этого процесса, часто превышающего 50 млн лет, и позволяющей формировать пояса сдвиговых разломов, создающих благоприятные условия для более или менее пассивного становления батолитов. НКСА магматизм очень обильный, но не повсеместный.

И наоборот. Щелочной магматизм присутствует почти повсеместно, но в основном в малых количествах. Он встречается в океанах и на континентах, в течении субдукции, орогении и анорогенныых обстановок. Поэтому кажется, что он связан с глубокими литосферными разломами, сопровождающимися короткими движениями, позволяющими вскрывать глубинные источники в океанических островных дугах, в рифтах, потсколлизионных обстановках, а возможно и в других геодинамических обстановках. Есть все же два предпочтетльных периода для щелочного магматизма – это внутриплитный и конец постколлизионного периода. Щелочной магматизм не всегда пристутсвует в постколлизионных обстановках. Но когда он проявлен, то очень похож на настоящее проявление анорогенного щелочного магматизма.

Таким образом, выявляется большое разнообразие в определении геодинамических обстановок только по геохимическим данным магматизма НКСА. Это связано с тем, что некоторые канонические диаграммы построены на элементах, которые являются мобильными в последующих процессах изменения магматических пород после их генерации и кристаллизации.

Алтайский интрузивный магматизм позднепермско-раннетриасового возраста может быть связан по возрасту и генетически с формированием триасовых вулканитов абинской серии в Кузбассе, инициированным плюмтектоникой. В абинской серии среди базальтов преобладают афировые и мелкопорфировые кварцнормативные (с повышенной кремнекислотностью – SiO2 = 52–54 %) высокожелезистые базальты, переходные от толеитовой к умеренно щелочной серии. Менее развиты трахибазальты и оливиннормативные базальты. Все они характеризуются невысокими глиноземистостью (около 15 % Al2O3) и известковистостью (6–8 % CaO), повышенной титанистостью (в среднем около 1,9 % TiO2), высоким фосфором (0,4–1,77 % P2O5), преобладанием натрия над калием. Снизу вверх по разрезу в базальтоидах намечается снижение кремнекислотности, концентрации глинозема, титана, фосфора, калия, общей щелочности, их составы приближаются к толеитовым. По изотопно-геохимическим характеристикам базальтоиды абинской серии отличаются как от типичных умеренно щелочных вулканитов внутриконтинентального рифтогенеза, так и от наиболее широко распространенных одновозрастных покровных траппов Сибирской платформы, а наиболее близки рифтогенным базальтам инициального этапа магматической деятельности платформы, предшествующим покровным толеитам, а также базальтоидам фундамента Западно-Сибирской плиты, [Крук, Руднев и др., 2003]. Субвулканическая фация абинского вулканического комплекса представлена Сыркашевским, Майзасским, Макарьевским, Завьяловским силлами, Кийзасской дайкой (Южно-Кузбасский ареал), Изылинским, Завьяловским силлами (Изылинский ареал), залегающими среди угленосных отложений Кузнецкого прогиба, малыми телами, дайками в восточном обрамлении прогиба (Барзасский, Крапивинский район) и северной части Кузнецкого Алатау (Дудетский ареал). Они дифференцированы, от кварцево-оливиновых и кварцевых трахидолеритов («долерит-монцонитов») (15–20 % калиево-натриевого полевого шпата, 6–8 % кварца и микропегматитового агрегата, 10–15 % оливина) краевых частях тел до обогащенных кварцем и микропегматитом (10–13 до 20 %), калиево-натриевым полевым шпатом (20–30 %) пегматоидных трахидолеритов и кварцевых монцонитов центральных частей (Кутолин, 1963). Эндоконтактовая фация представлена порфировыми и порфировидными трахидолеритами. Майзасский силл прорывается дайкой диорит-монцонитов второй фазы, которая в свою очередь рассекается дайкой микрогранитов.

Видимо можно наметить триасовый Обской рифт ССЗ простирания, ось которого трассируется от г. Томска до Ташанты (полоса шириной 150–200 км). На Алтае рифт не раскрылся, видимо мощность коры не позволила это осуществить, но интрузивный магматизм проявился в этой полосе в виде шошониьтовых гранитоидов (SH-гранитов).

Другая точка зрения предусматривает формирование всей серии пород белокурихинского комплекса Горного Алтая (как наиболее типичного шошонитового), как и других ранее выделявшихся самостоятельных комплексов (тигирекского, синюшинского, жерновского в Горнгом Алтае и Салаире), в постколлизионной обстановке и относить их к шошонитовой серии. Этому выводу соответствуют приводимые выше фактические данные. Сравнение гранитоидов шошонитовых серий Алтая, Салаира с таковыми, выделяющимся в Китае, Великобритании, Италии, позволяет отличать их от M-, I-, -S, -A- петрогенетических типов гранитоидов по группе признаков: высокими суммарными содержаниями щелочей, калия, LILE, LREE, высокими и вариабельными концентрациями глинозёма, но низкими суммарными содержаниями железа и титана, высокими отношениями окисного железа над закисным, высокими отношениями магния к сумме магния и железа. Высокое отношение трёх валентного железа к двухвалентному в породах и биотитах однозначно указывает на высокие температуры кристаллизации магм и их сравнительно окисленное состояние.

Шошонитовые гранитоиды генерированы в постколлизионной обстановке в условиях поднятия. Для гранитоидов шошонитовой серии существуют 2 точки зрения на их генезис. Первая точка зрения предусматривает вовлечение мантийного источника в субдуцирующую океаническую кору (такая точка зрения высказана для высококалиевого магматизма Италии) [Foley, Pecсerillo, 1992]. Другая точка зрения на генезис шошонитовых гранитоидов исходит из частичного плавления субдуцирующей океанической коры, или метаосадков континентальной нижней коры в процессе разрушения позднеорогенного слэба или литосферного утонения (такая точка зрения высказана для Гималайских шошонитовых плутонов) [Jiang, Jiang et al., 2002].

Гранитоиды, как известно, имеют весьма широкие вариации составов. Предложено более 20 петрогенетических классификаций, из которых наибольшей популярностью пользуется, так называемая «алфавитная», включающая традиционные М, I, S, A-типы гранитоидов [Chappell and White, 1974; Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Pitcher, 1983]. Позднее Дж. Эби [ Eby, 1990] предложил подразделять А-тип гранитоидов на 2 подтипа – А1 и А2. На основе геохимии редких и рассеянных элементов в изверженных кислых породах выделена была другая группа гранитоидов, характеризующаяся высокими концентрациями бария и стронция, которые отличали их от ранее выделявшихся М, I, S, A-типов гранитоидов, имевших низкие концентрации Ba и Sr [Bonin, 1990; Tarney and Jones, 1994;. Fowler and Henney (1996) and Eklund et al. (1998], Они были отнесены к высоко-Ba, Sr (HBaSr) типу гранитоидов, которые ассоциировали с шошонитовыми породами. Недавно Барбарин [Barbarin, 1999] осуществил обзор многих гранитоидных классификаций и подразделил все гранитоиды на 7 типов: 1 – мусковит-содержащие пералюминиевые гранитоиды (MPG), кордиерит-содержащие пералюминиевые гранитоиды (CPG), К – обогащённые известково-щелочные гранитоиды (KPG), амфибол-содержащие известково-щелочные гранитоиды (ACG), дуговые толеитовые гранитоиды (ATG), толеитовые гранитоиды срединно-океанических хребтов (RTG), и пералкалиновые и щелочные гранитоиды (PAG). В классификации специфицированы минеральные ассоциации гранитоидов, их геохимические характеристики, также как и геодинамические обстановки формирования. Однако в этом изучении не выделена шошонитовая серия гранитоидов.

В последнее время к ранее выделявшимся стандартным типам гранитоидов: M, I, S и А добавляют новый шошонитовый тип. Китайские исследователи, в дополнение к стандартным типам М, A, I и S-типам, выделили шошонитовый тип гранитов (SH) при изучении ряда интрузий северо-западной части Китая [Jiang, Jiang, Ling, Zhou, Rui, Yang, 2006]. Породные типы шошонитовой группы гранитоидов включают ассоциации (кварцевый) монцодиорит – (кварцевый) монцонит – кварцевый сиенит (среднекаледонские интрузии), или монцонитовый гранит – гранит (позднекаледонские интрузии), или биотитовый (монцонитовый) гранит – диопсидовый гранит – диопсидовый сиенит (интрузии гималайского возраста). Биотит относится к железистому флогопиту с небольшой долей эстонита и высокими отношениями Mg/(Mg + Fet) и Fe3+/Fe2+. Амфибол относится к эденитовой роговой обманке и магнезиальному гастингситу с некоторой долей эденита и высокими отношениями Mg/(Mg + Fet) и Fe3+/Fe2+. Породы показывают содержание SiO2 от 52,7 до 71,85 % и высокую сумму щелочей K2O + Na2O (более > 8 %, в среднем 9,14 %), K2O/Na2O (более > 1, в среднем 1,50) и Fe2O3/FeO (0,85–1,51, в среднем 1,01) и низкое содержание TiO2 (0,15–1,12 %, в среднем 0,57 %). Содержания Al2O3 варьируют от 13,01 до 19,20 % и весьма вариабильны. Гранитоиды обогащены LILE, LREE и летучими компонентами, такими как F.

По сути шошонитовый тип гранитов – это тип высоко-Ba-Sr гранитоидов английских петрологов [Fowler, Henney, 1996; Fouler, Henney, Darbishire, 2001]. Важно то, что и те и другие исследователи относят новый тип гранитов к постколлизионной обстановке формирования, то есть привязывают к определённому геодинамическому режиму. Ранее Л.В. Таусон выделял отдельно латитовый геохимический тип гранитоидов [Таусон, 1977], который соответствует ныне выделяемому шошонитовому петрогенетическому типу. Средние составы петрогенетических типов гранитоидов (оксиды в масс. %, элементы – в г/т) приведены в табл. 1.

Указанные классификации гранитоидов базируются на минеральном и химическом составах. Однако соотношения и концентрации основных петрогенных компонентов в процеесе посткристаллизационного периода (изменения, связанные с автометасоматозом, выветриванием в дневных условиях) меняются и вносят значительные коррективы в первоначальный состав пород. В метаморфизме уже давно принято изучать основные минералы метаморфических пород, так как они отражают главнейшие генетические условия образования. Такую же генетическую нагрузку несут в себе и главные минералы изверженных пород и в том числе и гранитоидов [Гусев, 2007]. Наиболее часто используются для генетических построений и классификаций полевые шпаты, биотит, роговая обманка и другие минералы.

Нами на основе опубликованных составов биотитов и авторских данных по различным регионам Мира (2701 анализ) проведена оценка средних содержаний элементов в биотитах для основных петрогенетических типов гранитоидов, имеющих достоверную диагностику (табл. 2). Использовались комплексные критерии для отнесения гранитоидов к шести стандартным типам – M, AD, I, S, SH, A [Гусев, 2009, Гусев, 2010].

Анализ данных табл. 1 показывает, что средние содержания элементов в слюдах закономерно меняются от M- к А-типу. На фоне уменьшения концентраций титана происходит снижение температуры кристаллизации. В этом же направлении происходит увеличение концентраций фтора (от 0,31 до 2,26 %), суммарного железа (от 18,79 % для М-типа до 24,66 % у А-типа) и общей железистости (от 39,9 до 75,4). Увеличение титанистости слюд с ростом температуры установлено экспериментально и подтверждено на многочисленных природных примерах [Forbes, 1974]. Известно, что вхождение в кристаллическую решётку триоктаэдрических слюд дополнительных многовалентных катионов, таких как титан, облегчается с повышением температуры [Коренбаум, 1987].

Таблица 1

Cредние составы петрогенетических типов гранитоидов с использованием данных [Whallen et all., 1987; Jiang et all., 2002] и авторских материалов

Заметные вариации составов биотитов позволили после пересчётов на кристаллохимические коэффициенты индивидуальных анализов построить трёхкомпонентную диаграмму, на которой уверенно дискриминируется принадлежность биотитов к конкретному петрогенетическому типу. Координаты диаграммы охватывают наиболее важные структурогенные компоненты биотита, участвующие в его тетраэдрических и октаэдрических позициях (железистость, глинозёмистость биотитов), а также F и OH, являющиеся первичными в анионном каркасе, и определяющими, в значительной степени, флюидный режим петрогенезиса пород. Петрогенетические типы гранитоидов отражают геодинамическую обстановку формирования.

На классификационной диаграмме (построенной в координатах Mg – (R3+, TiVI) – (Fe2+, Mn)) средние составы биотитов образуют устойчивый тренд от магнезиального (М-тип) к железистым (А- и SH -типам) биотитам (рис. 2).

Таблица 2

Средние составы биотитов стандартных типов гранитоидов (масс. %)

Примечание: f – железистость (f = 100•(Fe/Fe + Mg); l – глинозёмистость (l = 100•Al/Al + Si + Fe + Mg); y – условный потенциал ионизации по В.А. Жарикову (1967); lg fO2 – логарифм фугитивности кислорода; Т, °С – температура; lg fHF/fHCl – логарифм отношений фугитивностей плавиковой и соляной кислот; AlIV и AlVI – алюминий тетраэдрической и октаэдрической координации в структурной формуле биотита; n – объёмы выборок; Х – среднее содержание, %; S – стандартные отклонения.

Рис. 2. Соотношения между основными компонентами триоктаэдрической координации биотитов. Поля составов отдельных разновидностей приведены по М. Фостеру (1960).
M, I, S, SH – фигуративные точки средних составов биотитов стандартных типов гранитоидов

Слюды первого наиболее приближены к флогопитам, а последних – к сидерофиллитам и лепидомеланам. Биотиты I- и S-типов относятся к железистым разностям с различными соотношениями магния и железа. Наиболее железистые биотиты гранитов А- и SH-типов имеют самые низкие значения условного потенциала ионизации по В.А. Жарикову (у = 188,14 и 187,8) и, следовательно, характеризуется наименьшей кислотностью и наибольшей основностью сравнительно со слюдами других типов гранитоидов. В то же время это наиболее щёлочнометальные типы (в понимании Д.С. Коржинского) и обогащённые такими летучими компонентами как фтор, бор, фосфор, бериллий и другими. А-тип гранитоидов обогащён не только щёлочными металлами, но и часто содержит щелочные темноцветные минералы (эгирин, арфведсонит, рибекит, озанит и другие). Характеризуясь обогащённостью щелочными металлами, этот тип обладает высокой степенью окисленности, создающей благоприятную среду, необходимую для поддержания химической активности высокозарядных катионов (Fe3+, Nb, Ta, некоторых REE и других) на достаточно высоком уровне. В биотитах А-типа гранитоидов, в соответствии с выше сказанным, наблюдаются и максимальные концентрации триоксида железа, а также отношения Fe2O3/FeO. Слюды I-типа гранитоидов характеризуются максимальной величиной условного потенциала ионизации, отвечающего высокой кислотности минерала, сравнительно с другими типами (табл. 1). Самые высокие концентрации хлора в составе летучих компонентов и довольно высокие значения водосодержаний в биотите этого типа гранитоидов, вероятно, создают благоприятные условия для генерирования такими магмами оруденения золота, меди, железа.

Группа М-типа содержит наименьшее число анализов и охватывает трондьемиты, комплексов Горного Алтая, плагиограниты офиолитовых комплексов Северного Кавказа, плагиограниты маинского комплекса Енисейского массива Западного Саяна. Зарубежные данные включают составы биотитов М-типов плагиогранитов Китая, Канады, Австралии.

Совокупность гранитоидов I-типа представлена наибольшим количеством анализов слюд и содержит большой спектр комплексов Алтае-Саянского региона, Забайкалья, Большого Кавказа, Урала, Средней Азии, Австралии, Северной и Южной Америки, Шотландии, Западной Европы.

Рис. 3. Диаграмма f- L- OH/F в биотитах гранитоидов:
f – общая железистость биотитов (f = Fe + Mn/Fe + Mn + Mg); L – глинозёмистость биотитов (L = Al/Si + Al + Fe + Mg); OH/F – отношение гидроксильной группы к фтору в составе биотитов. Стандартные типы гранитоидов: М- мантийные СОХ, задуговых бассейнов (в составе офиолитовых комплексов); AD – слэб плавление метабазитовых пород нижней мантии и взаимодействие с плюмом; I – мантийно-коровые островных дуг, трансформных, активных континентальных окраин, коллизионных обстановок; S – коровые и мантийно-коровые коллизионных обстановок и комплексов метаморфических ядер; SH – шошонитовый тип гранитоидов постколлизионных обстановок, инициированных плюмтектоникой; А – мантийно-коровые и мантийные анорогенных обстановок (внутриконтинентальных рифтов, горячих точек, мантийных плюмажей)

Это мантийно-коровые гранитоиды. Инициальные магмы пород I-типа имеют разную степень контаминации корового материала. Геодинамические режимы их генерации отвечают островным дугам, континентальным окраинам, коллизионным обстановкам, внутриконтинентальным рифтам.

В S-типе гранитов, как правило, встречаются реститы метаосадочных пород, а плутоны, сложенные S-типом гранитов, сопровождаются мигматитами. Это гиперглинозёмистые граниты с нормативными и модальными высокоглинозёмистыми минералами: кордиеритом, андалузитом, силлиманитом, гранатом. S-тип гранитоидов характерен для коллизионных геодинамических обстановок. В выборку S-типа гранитоидов вошли составы биотитов анализируемых магматитов Алтае-Саянской складчатой области, Забайкалья, Большого Кавказа, Воронежского кристаллического массива, Карелии, Алдана, Австралии, Западной Европы и других регионов.

Анорогенные гранитоиды А-типа включают разнородные интрузивные образования кислого ряда: моношпатовые щелочные гиперсольвусные, рапакиви, двуполевошпатовые субсольвусные умеренно-щелочные и плюмазитовые редкометалльные. В выборку этого типа вошли биотиты гранитоидных комплексов Алтае-Саянского региона, Средней Азии, Монголии, Забайкалья, Большого Кавказа, Балтийского щита, рифта Рио-Гранде, грабена Осло, Восточно-Африканской рифтовой системы. Это мантийно-коровые и мантийные гранитоиды различных геодинамических обстановок: мантийных горячих точек, внутриконтинентальных рифтов, связанных с горячими точками.

Впервые шошонитовый тип гранитов (SH) выделили китайские исследователи при изучении ряда интрузий северо-западной части Китая. Шошонитовая группа гранитоидов включают ассоциации монцодиорит – монцонит – кварцевый сиенит, или монцонитовый гранит – гранит, или биотитовый (монцонитовый) гранит – диопсидовый гранит – диопсидовый сиенит. Нами этот тип гранитоидов описан в Алтае-Саянской области и отнесён к постколлизионной обстановке, инициированной Сибирским суперплюмом. В состав выборки биотитов гранитоидов SH-типа, помимо гранитоидов Алтае-Саянского региона, включены аналогичные биотиты шошонитовых гранитоидов Китая, Шотландии, США, Австралии, Бразилии и других регионов. Далее в мнографии под постколлизионным магматизмом нами будет пониматься наиболее распространённый шошонитовый тип гранитоидов.

К адакитовому типу гранитоидов (AD) относятся специфические кислые интрузивные породы, обнаруживающие сходство с эффузивными адакитами. К числу таких признаков относятся очень низкие концентрации иттрия (менее 18 г/т), иттербия (менее 1,8 г/т), повышенные содержания ванадия и хрома, высокие нормированные к хондриту отношения лантана к иттербию (более 8–10), указывающие на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в породах. В выборку AD – типа гранитоидов вошли анализы биотитов Алтае-Саянской складчатой области, Китая, Монголии, Австралии. Геодинамическая обстановка формирования адакитовых гранитоидов определяется внутриконтинентальным положением, обусловленным плюмтектоникой. Петрогенетические модели формирования адакитовых гранитоидов Рудного Алтая могут быть связаны:

1) со слэб плавлением метабазальтоидов, локализованных на границе кора-мантия;

2) плавлением деламинированной гранат-содержащей нижней континен-
тальной коры.

Таким образом, петрогенетические типы гранитоидов хорошо различимы по составам биотитов, а предложенная автором диаграмма разделения на главные группы гранитоидов в координатах OH/F – f (железистость биотита) – l (глинозёмистость биотита) показала применимость её для классификационных целей [Гусев, 2010]. Диаграмма, помимо классификационных задач, позволяет использовать её и для определения геодинамических обстановок формирования гранитоидов.

К постколлизионным гранитоидам относятся гранитоиды, формировавшиеся в обстановках сдвиговых дислокаций, и приуроченных к крупным сдвиговым разломам. Этому типу гранитоидов в регионе отвечают шошонитовые гранитоиды. Китайские исследователи, в дополнение к стандартным типам М, A, I и S типам, выделили шошонитовый тип гранитов (SH) при изучении ряда интрузий северо-западной части Китая [Jiang et al., 2002]. Породные типы шошонитовой группы гранитоидов включают ассоциации (кварцевый) монцодиорит – (кварцевый) монцонит – кварцевый сиенит (среднекаледонские интрузии), или монцонитовый гранит – гранит (позднекаледонские интрузии), или биотитовый (монцонитовый) гранит – диопсидовый гранит – диопсидовый сиенит (интрузии гималайского возраста). Биотит относится к железистому флогопиту с небольшой долей эстонита и высокими отношениями Mg/(Mg + Fet) и Fe3+/Fe2+. Амфибол относится к эденитовой роговой обманке и магнезиальному гастингситу с некоторой долей эденита и высокими отношениями Mg/(Mg + Fet) и Fe3+/Fe2+. Породы показывают содержание SiO2 от 52,77 до 71,85 % и высокую сумму щелочей K2O + Na2O (более > 8 %, в среднем 9,14 %), K2O/Na2O (более > 1, в среднем 1,50) и Fe2O3/FeO (0,85–1,51, в среднем 1,01) и низкое содержание TiO2 (0,15–1,12 %, в среднем 0,57 %). Содержания Al2O3 варьируют от 13,01 до 19,20 % и весьма вариабильны. Гранитоиды обогащены LILE, LREE и летучими компонентами, такими как F, В, H2O [Гусев, 2012].

По многим геологическим объектам получены новые аналитические данные, которые использованы и учтены при составлении отдельных глав. Анализы выполнялись в различных лабораториях: Аналитическом центре Запсибгеологии (г. Новокузнецк) (силикатный анализ интрузивных пород, химический анализ монофракций минералов), Лаборатории ИМГРЭ (г. Москва) количественный анализ интрузивных пород на микроэлементы (Cu, Pb, Zn, Li, Be, U, Th, Zr, РЗЭ) методом ISP-MS.

Аналитические работы выполнялись также во ВСГЕИ (г. Санкт-Петербург) и Иркутске (г. Иркутск). Все аналитические работы, выполненные в лабораториях ВСЕГЕИ, включали: силикатный анализ пород на главные компоненты – рентгено-спектральным флуоресцентным методом, Co, Ni, Zn, Pb, Li, Sc, Cu – ISP-AES, остальные элементы, в том числе РЗЭ – методом ISP-MS. Определения состава минералов проводилось в прозрачно-полированных шлифах на приборе CamScan MV2300 c системой анализа Link ISIS-300. Пробоподготовка и изотопно-геохронологические исследования выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Гусев Н.И., Шокальский С.П.). Изотопные измерения в цирконах проводилось по классической методике на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II. При выборе в цирконах участков для анализа использовались оптические и катодолюминисцентные наблюдения. U-Pb отношения были нормированы на значение 0,0668 по соответствующему стандарту «Temora», что отвечает его возрасту 416,75 млн лет. Погрешность измерений единичных анализов в пределах 1s, для расчетных конкордантных возрастов и их пересечений с конкордией – 2s. Графики строились с использованием программы ISOPLOT/EX.

Работа подготовлена при поддержке НИР, выполняемых в АГАО: 1.3.08. «Исследование закoномерностей формирования редкометалльного и медно-золото-порфирового оруденения» и «Исследование закономерностей генерации золото-черносланцевого и редкоземельного оруденения».

Автор благодарен за ценные консультации и помощь в проведении полевых работ и выполнении аналитических исследований специалистов ВСЕГЕИ Н.И. Гусева, С.П. Шокальского, Горно-Алтайской экспедиции С.И. Федака, Ю.А. Туркина.