Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Гусев А. И.,

Глава 1. ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ТИПЫ ГРАНИТОИДОВ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПОНЯТИЯ И ОБЪЁМА АДАКТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Определении понятия адакитовых 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, Южного Берега Крыма, Енисейского кряжа, Западного Прибайкалья. 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 континентальной коры.

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. Из перечисленных типов гранитоидов близки адакитовому типу дуговые толетовые
гранитоиды (ATG).

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. Авторы 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].

K. Фрост и Р. Фрост, изучив железистость, глинозёмистость, щёлочность анорогенных гранитоидов, пришли к выводу о весьма разнообразных группах и сочетаниях петрогеохимичеких храктеристик в анорогенных гранитоидах, предложивших относить их к железистым («ferroan») гранитоидам и выделять следующие группы: метаалюминиевые или пералкалиновые, щёлочно-известковые гранитоиды, которые могут быть метаалюминиевыми, пералюмининиевыми, или пералкалиновыми; известко-щелочные гранитоиды, которые могут быть метаалюминиевыми, или пералкалиновыми и редкими известковыми железистыми гранитами [Frost, Frost, 2010]. Эти гранитоиды могут формироваться в результате двух процессов. Экстремальная дифференциация базальтовых расплавов приводит к железистым гранитоидам, которые являются пералкалиновыми щелочными и щёлочно-известковыми, или метаалюминиевыми щелочными, щёлочно-известковыми и известково-щелочными с увеличивающейся щёлочностью в связи с увеличением давления при дифференциации. Второй путь при частичом плавлении тоналитов-гранодиоритов корового происхождения продуцируются щёлочно-известковые до известково-щелочных гранитоидов, которые являются метаалюминиевыми при низком давлении и пералюминиевыми при высоком давлении. Вероятно, комбинация этих двух процессов играет роль в формировании большинства железистых («ferroan») гранитоидов. Большая часть гранитоидов, которые ранее считались, по мнению авторов [Frost, Frost, 2010], как «А-тип», на самом деле являются железистыми («ferroan»).

Таким образом, краткий обзор проблематики по генезису анорогенных гранитов свидетельствует о сложности проблемы и её неоднозначности. Поток петрогенетических моделей включал самые различные сценарии генерации анорогенных расплавов: 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».

К анорогенным гранитоидам относятся также гранитоиды «рапакиви». На их природу существут многочисленные точки зрения.

Граниты рапакиви встречаются на всех древних платформах мира, но распределены крайне неравномерно как в пространстве, так и во времени. Магматические ассоциации, содержащие граниты рапакиви, принадлежат к четырем различ-
ным типам: анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитному, анортозит-ман­герит-рапакивигранит-щелочногранитному, габбро-рапакивигранит-фоидитовому
и рапакивигранит-шошонитовому. Гранитоиды, входящие в эти ассоциации, подразделяются на три главные группы:

1) классические граниты рапакиви магматических ассоциаций первых трех типов – субщелочные высококалиевые и высокожелезистые восстановленные граниты А2-типа с плюмазитовым трендом эволюции;

2) щелочные граниты второй магматической ассоциации – высокодифференцированные, максимально обогащенные некогерентными элементами восстановленные граниты Na-серии А1-типа с агпаитовым трендом эволюции;

3) субщелочные окисленные граниты четвертой магматической ассоциации, варьирующие по составу от калиевых гранитов А2-типа до S-гранитов.

Формирование рапакивигранитных магматических комплексов охватывает интервал, включающий три суперконтинентальных цикла: 2.7–1.8; 1.8–1.0
и 1.0–0.55 млрд. лет. Начало и конец каждого цикла отвечают периодам амальгамции суперконтинентов и формированию главным образом анортозит-чарнокитовых комплексов анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитной ассоциации. Пик этого магматизма, связанный с гренвиллским орогеническим событием, знаменует собой переход от тектоники малых плит к плейт-тектонике современного типа. Расцвет рапакивигранитного магматизма приходится исключительно на второй цикл. С этим типом магматизма связаны в основном комплексы анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитной ассоциации, формирование которых осуществлялось в задуговых, в широком смысле, обстановках, в тыловых частях системы длительно развивавшихся (~1.9–1.0 млрд. лет) периферических орогенов. Магматизм этого типа, наиболее активно проявившийся в интервале 1.8–1.3 млрд. лет, является дистальным отражением субдукционных или коллизионных процессов на границах литосферных плит. Важным фактором, способствовавшим возникновению громадных объемов гранитов рапакиви и анортозитов, было термальное и реологическое состояние литосферы, унаследованное от предшествующих орогенических событий, и в первую очередь события рубежа ~1.9 млрд. лет, уникального по «запасам» тепла, привнесенного в литосферу. Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитный магматизм связан исключительно с активностью мантийных плюмов. Вырождение рапакивигранитного магматизма к концу протерозоя, вероятнее всего, было обусловлено как общим остыванием Земли в ходе неуклонной диссипации ее внутренней энергии, так и тем, что начиная с позднего рифея имело место ускорение охлаждения Земли
[Ларин, Anderson, 2002].

На основе изучения роговообманково-биотитовых гранитоидов мезопротерозойского сомплекса Мазури в Польше (Восточно-Европейский кратон) получены данные, позволяющие выделять две разновидности гранитоидов А-типа [Duchesne, Martin, Bagiski, Wiszniewska, 2010]. По главным, рассеянным элементам и изотопам Sr–Nd установлено, что породы комплекса показывают метаалюминиевый облик, железистый («ferroan»), калиевополевошпатовый и в большинстве случаев щёлочно-известковый тип. Учитывая весь комплекс петрогеохимических показателей и содержания несовместимых элементов гранитоиды отнесены к А-типу. Присутствие магнетита и низкие отношения Fe/(Fe + Mg) в роговой обманке позволяет констатитровать об окисленных условиях генерации пород при кристаллизации. Выявлены признаки плавления ювенильной нижней коры. Плавление продуктов ювенильной коры в условиях обгащённых H2O привело к образванию роговообманково-биотитовых гранитоидов, относящихся к окисленному типу, ассоциированных с анортозит-ферродиоритовым комплексом, который сформировался при более восстановленных условиях. Это указывает на то, что получены свидетельства о том, что в анортозит-мангерит-чарнокит-гранитных (AMCG) комплексах, от двух различных коровых источников плавления могут формироваться два различных комплекса пород в течение одного и того же эпизода плавления [Duchesne, Martin, Bagiski, Wiszniewska, 2010].

Мезозойский анортозит-мангерит-рапакиви гранитный (AMG) комплекс в северной Бразилии охватывает в своём составе граниты рапакиви, фаялит-пироксен кварцевые мангериты, сиениты и массивного типа анортозиты, формирующие асимметричный зональный комплекс в Амазонскмом кратоне [Fraga, Agnol, Costa, Macambira, 2009]. Граниты рапакиви содержат биотит-роговообманковые граниты, включая питерлиты и подчинённые выборгиты и порфировые биотитовые граниты, обнаруживающие сильное сходство с классическими гранитами-рапакиви Финляндии. Присутствие ассоциации фаялит + ильмнит + кварц в мангеритах указывает на низкие фугитивности кислорода f(O2) в течение крситаллизации. Мангериты и граниты рапакиви обнаруживают геохимические характеристики А-типа гранитов, включая выские содержания высокозарядных элементов (HFS) (особенно Zr), высокие отношения Ga/Al, Rb/Ba и Rb/Sr, высокие концентрации K2O и высокие отношения FeOt/(FeOt + MgO), типичные для редуцрованных (восстановленных) гранитов рапакиви. Биотитовые граниты и биотит-рогоаообманковые аниты связаны с фракционной крситаллизацией, а мангериты имеют своё независмое происхождение. Данные по изотопам Nd, включая TDM модельные возраста, ранжируемые в интревале 2.07–2.01 млрд. лет, и значения Nd(t)между –2.4 and –1.3 подтверждают ювенильный коровый источник для гранитных пород сомплекса. Значения Nd(t) для анортозитов (–2.9), вероятно, отражает коровую контаминацию.

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 развития юга Сибири – ордовик – юра. Многообразные проявления анорогенного гранитоидного магматизма в регионе получили у разных исследователей неоднозначную трактовку.

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

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 52,77 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.

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.

Таблица 1

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

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].

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.

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].

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. 1).

Рис. 1. 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.

Рис. 2. Диаграмма f- L- OH/F в биотитах гранитоидов (составлена А.И. Гусевым):
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)

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.

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, транссольвусные, двуполевошпатовые субсольвусные умеренно-щелочные, рапакиви, 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. Для них характерна различная степень контаминации корового материала, что неоднократно подчёркивалось автором.

На основе хорошо изученных магмо-рудно-метасоматических систем анорогенного типа по составу биотитов рудогенерирующих гранитидов и оруденения составлена диаграмма, позволяющая подразделять различные типы анорогенных гранитоидов и связанного с ними оруденения (рис. 4). Анализ таблицы показывает, что в ряду подтипов гранитоидов от А1 к А3 происходит увеличение средних содержаний Al2O3, FeO, H2O+, суммарного железа и снижение MgO, F в биотитах.

Для построения дискриминационной диаграммы использованы соотношения концентраций магния к железу в структуре минерала, а также фтора и гидроксильной группы, являющихся ведущими летучими компонентами и располагающимися в позиции анионного каркаса [OH, F]. Все три подтипа анорогенных гранитоидов на диаграмме образовали свои поля без перекрытий. При этом подтип А1 характеризуется наиболее высокими отношениями Mg/Fe и широко варьирующими
отношениями F/OH.

В составе этого подтипа выделены локальные поля составов биотитов гранитоидов, с которыми связаны различные по составу месторождения. Намечается закономерное увеличение в составе слюд отношений Mg/Fe от олово-вольфрамовых (2) к вольфрамовым (3), молибден-вольфрамовым (4) и молибденовым (5). Следует отметить, что для первых трёх полей наблюдается небольшой диапазон изменений отношений F/OH, в то время как для пятого поля (биотиты гранитоидов, с которыми связаны молибденовые месторождения) вариации этого отношения значительны. Наиболее высокие отношения F/OH в структуре биотита выявлены для анорогенных гранитоидов таких супергигантских вольфрамовых магмо-рудно-метасоматических систем, как Верхне-Кайрактинская, Тырныаузская и другие [Гусев, 2008].

Биотиты анорогенных гранитоидов подтипа А2 имеют более низкие отношения Mg/Fe и высокие F/OH, что определяется положением фигуративных точек анализируемых биотитов в самой нижней части поля подтипа А2.

Биотиты гранитоидов подтипа А3 в сравнении с подтипом А2 имеют ещё более низкие отношения F/OH и Mg/Fe в структуре минерала. В пределах этого поля выделен фрагмент оловоносных гранитов рапакиви, характеризующихся более высоководной флюидной фазой, что отражено в низких отношениях F/OH в биотитах. Преобладающий тип оруденения, связанный с этими гранитоидами, является олово.

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.