Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
Глава 7. ГЕНЕЗИС АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ
Адакитовые граниоиды является петрологическим термином, который впервые ввели в обиход Дефант и Друммонд [Defant, Drummond, 1990] для вулакнических и интрузивных пород, характеризующихся обогащением кремнием, высокими отношениями Sr/Y и La/Yb в кайнозойских вулканических дугах, ассоциированных с субдукцией молодой окепанической литосферы (≤ 25 млн. лет). Обычно адакиты представляются как результат слэб плавления, но некоторые другие генетические модели предполагают, что адакиты могут быть:
1 – результатом кристаллизации системы ассимиляции-фракционирования (AFC) процессов [Macpherson et al., 2006];
2 – плавления мантийного периотита в безводных условиях [Stern, Hanson, 1991];
3 – частичного плавления утолщённой нижней коры [Guo et al., 2006];
4 – деламинированной мафической нижней коры [Lai et al., 2007].
Адакито-подобные породы обычно являются андезитовыми до дацитовых по составу, которые показывают фракционированную модель РЗЭ (высокое отношение La/Yb), определяемое присутствием граната в источнике плавления, тогда как наличие плагиоклаза в рестите показывает (высокий Sr и отсутствие Eu аномалии). Сравнительно с нормальными эволюционированными островодужными магмами, адакитовые породы характеризуются слабо повышенными концентрациями совместимых элементов (Mg, Cr, Ni), но имеют близкие или более низкие концентрации несовместимых элементов. Адакито-подобные магмы в дуговых обстановках часто интерпретируются как расплавы, производные из коровых источников (океанических или континентальных), которые взаимодействовали с мантийным клином или взаимодействовали с примитивными дуговыми базальтовыми магмами.
Существет общее согласие, что при генерации адакитовых расплавов, вовлекаемые коровые источники должны быть мафитовыми (базальтовыми) и плавление должно происходить на глубинах в пределах поля стабильности граната. Предложен и альтернативный процесс объяснения адакитового магматизма путём кристалл-фракционирования [Kleinhanns et al., 2003; Selles et al., 2004], которое подтверждено эксперметальными результатами плавления при высоких давлениях, демонстрирующих тот факт, что гранат может быть первичным в изверженной фазе в дуговых магмах при условиях близких к основанию Земной коры, если расплавы будут водными и окисленными [Muntener et al., 2001; Ulmer et al ., 2003]. D. Selles, D. Morata, P. Gana (2005) представили результаты по общему химизму пород, химии минералов и изотопных данных из Миоценовых адакито-подобных андезитов и дацитов, которые, возможно, были производными плавления более мафических водно-обогащённых родоначальных магм и таким образом, не нуждающиеся в вовлечении коровых источников.
Интересные данные получены по изотопоам неодима из адакитов острова Кук и вулканического центра Церро Пампо (Тихоокееанская окраина Южной Америки), которые имеют высокие позитивные значения εNd (T), варьирующие от 5 до 9,8,
аппроксимирующие к источнику деплетированной мантии (DM), которые согласуются с их генезисом путём плавления MORB-подобного мафического источника и который предполагает субдукционно-связанное происхождение этих пород [Kay et al., 1993; Stern and Kilian, 1996]; ранжирование измеренных значений εNd (T) от +9,8 дo –1,9 для адакитов Андского вулканического пояса должно быть обязано разнообразию корового материала при формировании субдуцирующих осадков. Тоналиты Аруба и базальты являются виртуально идентичными в плане их значений εNd (T) (6,6–6,8 и 6,7–7,8, соответственно) [White et al., 1999]; однако важно то, что и тоналиты и базальты имеют менее радиогенный изотопный состав Nd, чем (εNd (T) = 9,8). Базальты из других океанических плато также имеют значения εNd (T), которые значительно ниже чем в базальтах MORB; например, для Плато Онтонг Ява эти значения колеблются от +4 и до +7 [Kerr et al., 1997], которые указывают на поступление εNd из недеплетированного нижнее мантийного плюмового источника.
Экспериментальные данные показывают, что протолитами тоналит-андезитовых составов адакитовой близости были океанические образования, претерпевшие частичное плавление при температрах свше 1050 °С и давлениях свше 2 GРa, вероятно, как результат экстремального корового утолщения с последующей деламинацией в корнях эклогитовой части и частичного плавления этого опустившегося нижнее корового материала на мантийные глубины в процессе орогенического коллапса [Xiao, Clemens, 2007].
Весьма редким для Западно-Тихоокеанских островных дуг и распространенным в Андийской зоне субдукции является наличие окна или бреши в слэбе [Killian et. аl., 2002; Авдейко и др., 2003]. В таких случаях возникает необычная для островных дуг ассоциация вулканитов и интрузивных пород, состоящая из магнезиальных базальтов повышенной щелочности, магнезиальных андезибазальтов и магнезиальных андезитов (адакитов).
По современным представлениям магнезиальные субщелочные базальты выплавляются из перидотитов подсубдукционной мантии, а адакиты – непосредственно из метаморфизованных в эклогит базальтов субдуцированной плиты [Defаnt, Drummond, 1990; Kilian, 1997; Samaniego et al., 2002; Rupke et al., 2002; Авдейко, 2003].
Информация по сравнительно молодым адакитовым (фанерозойским) гранитоидам изобилует в российской и зарубежной литературе. Сведений о древних адакитовых гранитоидов значительно меньше. Одним из таких примеров может служить субвуканический некк в структуре Игнойльской постройки [Светлов и др., 2012]. Породы некка Игнойльской палеовулканичесской постройки по содержанию кремнезема и щелочей относятся к андезитам, дацитам и риодацитам нормального (реже умеренно щелочного) ряда. От типичных фанерозойских известково-щелочных островодужных комплексов отличаются повышенными концентрациями Na2O (4,70 ± 1,16 мас. %), Al2O3 (15,48 ± 1,23 мас. %) и пониженными содержаниями MgO (2,76 ± 1,68 мас. %). Характеризуются повышенными концентрациями Sr (468 ± 156 ppm), Ba (496 ± 219 ppm), Zr (145 ± 19 ppm) и U (1,70 ± 0,62 ppm). Отношение Sr/Y варьирует от 27 до 57, при Y < 18 ppm. Субвулканиты имеют фракционированное распределение РЗЭ ((La/Yb) n > 8, может достигать величин 20–32), уровень содержания тяжёлых РЗЭ аномально низкий: Ho < 0,5, Er < 1,3, Tm < 0,2, Yb < 1,2, Lu < 0,16 ppm. На спайдерграммах породы характеризуются ярко выраженными отрицательными аномалиями Nb и Ti.
Основываясь на результатах геохимического исследования, породы палеовулканической постройки (вулканиты-субвулканиты) могут быть отнесены к адакитовой серии, точнее, к высококремнистому (HSA) типу адакитов [Светов, 2009]. Генерация высококремнистых адакитов связана с прямым плавлением субдуцируемой океанической коры, преобразованной в ходе погружения в амфиболиты или эклогиты [Kay, 1978; Defant, Drummond, 1990; Martin, 1999; Martin et al., 2005]. Данный процесс свойствен инициальной стадии заложения конвергентных систем при погружении и последующем плавлении молодой «горячей» океанической коры (возрастом < 25 млн лет на момент формирования субдукционной системы) [Defant, Drummond, 1990; Sajona et al., 1993]. Изучение поведения флюид-мобильных элементов на примере адакитов и островодужных андезитов Игнойльской структуры [Светов, 2010] показало низкие B/Be отношения в породах (0,8–4,7 для адакитов; 2,4–7,8 для андезитов), сопоставимые с B/Be значениями, полученными для архейских гранито-гнейсов Гренландии (3,67 и 3,82 млрд лет) и гранодиоритов Вайоминга (2,8 млрд лет) [Mohan et al., 2008]. Важно подчеркнуть, что значение B/Be отношения в архейских вулканитах значительно ниже, чем в фанерозойских комплексах известково-щелочного ряда Алеутской и Курило-Камчатской островодужных систем, где B/Be варьирует от 30 до 70. Подобное поведение флюид-мобильной системы в архейских средне-кислых расплавах может объясняться генерацией магм в режиме пологой субдукции. Прогрессивный метаморфизм, происходящий по мере погружения океанического слэба, приводит к выносу большей части бора из субдуцируемых пород на начальной стадии метаморфических преобразований, постепенно обедняя им флюидную фазу (при стабильной концентрации Be), что отражается в низких B/Be значениях пород, генерируемых из области мантийного клина [Mohan et al., 2008]. Таким образом, островодужная породная ассоциация, формирующаяся при пологой субдукции, будет характеризоваться низкими концентрациями флюид-мобильных элементов, что мы и наблюдаем в андезитовых ассоциациях Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса.
Экстенсивный магматизм проявился в процессе коллизии Иранской микроплиты и и Арабской плиты [Jahangiri, 2006]. Этот магматизм характеризуется проявлением адакитового, щелочного и высоко-калиевого магматизма. Многочисленные субвулканические дацитовые купола этой части северо-восточного Ирана имеют возраста от верхнего миоцена до плиоцена. Дацитовые породы показывают равнмоернозернситые до порфировых текстуры с плагиоклазовыми и роговообманоквыми фенокристами. Геохимически они отностся к высоко- и среднекалиевым образованиям и показывают фракционную модель РЗЭ ((Ce/Yb)N = 9–40) без негативной аномалии Eu. На диаграммах с нормированием элементов по примитивной мантии и MORB наблюдаются обогащение для Rb, K, Ba, Sr и лёгких РЗЭ (LREE) и деплетирование для Nb, Ti, и тяжёлых РЗЭ (HREE). Минералогические и геохимические характеристики этих пород показывают близость к адакитовым магмам, обнаруживающим контаминацию с коровым материалом в процессе восхождения расплавов. Адакитовые магмы могут быть генерированы частичным плавлением субдуцированного слэба, или частичным плавлением нижнекоровых пород. Согласно временным и пространственным взаимоотношениям эти породы могут быть связаны с частичным
плавлением отделённого слэба Нео-Тетиса после субдукции и постколлизионных событий. Сдвиговая тектоника сопровождалась растяжением и способствовала генерации магма адакиового состава и их восхождению в изученной чпсти СВ Ирана.
В вулканических дугах адакитовые магмы наиболее вероятно генерируются там, где субдуцирующий слэб явяется наиболее омоложенным, например, где имеется брешь или окно в слэбе [Thorkelson, 2006]. Окном в слэбе является региональная астеносферная мантия между двумя прободенными краями слэба, где спрединг хребта субдуцирует и половины слэба существуют отдельно. Используя P–T-t пути и термальные модели субдуцирующей океанической коры, теоретически исследована судьба слэбов, которые лежат по соседству со слэб окном. Охарактеризованы края слэба с использованием специфических термальных параметров упрощённой геометрии окна слэба, P–T путей субдукционных зон метаморфизма и предположительно рассчитаны стесс сдвига и слэб гидратация. Результаты показывают, что анатексис слэба будет наиболее предпочтителен вдоль краёв слэба и превышает несколько деястков, возможно несколько сотен км в сторону более древних частей слэба. Определены 6 фундаментальных зон анатексиса слэба, которые идентифицированы и классифицированы согласно ожидаемому плавлению и рсетитовым остаткам. Вдоль каёв плит на глубинах 5–65 км, в коре, которая будет без гранатовой, будут генерироваться не адакитовые расплавы гранодиоритов до тоналитововых состоавов. И несколько глубже на некотором расстоянии от краёв слэба на глубинах 25–90 км, при условиях присутствия граната будут формироваться адакитовые расплавы. В этих зонах плавления субдуцирующая кора превращается в мигматитовые расплавы слэба и эклогитовые реститы. Мигматиты будут иметь небольшую прочность, и их порции будут отдираться от слэба и инкорпорироваться в мантию. Более лёгкие расплаы будут процеживаться вверх и собираться в дайки и оставаться позади эклогитовых реститов в пределах соседних мантийных перидотитов или на вершине опускающегося слэба. На их пути в кору расплавы будут, вероятно, взаимодействовать с мантией с потерей кремния и обогащаясь магнием, по схеме превращения оливина в ортопироксен. В приповерхностных частях субдуцирующих зон пятна реститов могут становиться включёнными в литосферную мантию и становиться причиной мантийной гетерогенности. Реститы, которые прикрепляются к судуцирующему слэбу, будут опускаться вниз на глубокие уровни Земли. Окно в слэбе идентифицируется как первый признак для генезиса слэб-анатектических расплавов и полос эклогитовых реститов и считаются принципиальными привносчиками геохимической вариабильности мантии [Thorkelson, 2006].
Однако, для молодых плейстоценовых адакитовых расплавов на Восточном Минданао (Филлиппины) установлено, что генезис адакитовых расплавов не обязательно связан с переплавлением слэба, погружённого в мантию [Macpherson, Dreher, Thirlwall, 2006]. В этом регионе формирование адакитовых магм проихсодило на значительном временном интервале от позднего миоцена до плестоцена. На рис. 50 представлен суумированный механизм, с помощью которого могут быть генерированы адакитовые расплавы из дуговых базальтовых лав относительно кристаллизации в мантийном клине. Эта модель имеет несколько важных следствий для петрогенезиса и других адакитовых интрузивных комплексов.
Рис. 50. Схематическая иллюстрация генерации адакитов путём глубинной дифференциации в островной дуге с тонкой корой по [Macpherson, Dreher, Thirlwall, 2006]. Слэб субдуцирован ниже литосферы вулканической дуги и возбуждает поток (конвекцию) в мантийном клине. Пунктирными линиями схематически показаны изотермы (для относительно низких (L), средних (M) и высоких (H) температур), иллюстрирующая, что на любой глубине бизповерхностная мантия является сверхгорячей там, где дуговая литосфера утонена по [Schmidt, Poli, 1998; Bodri, Bodri, 1978; Rowland, Davies, 1999; Fukahata, M. Matsu’ura, 2000]. Номера на вертикальной колонке отвечают номерам на правой диаграмме, которая суммирует возможные механизмы, идентифицированные для для генерации адакивых расплавов без слэб плавления. Стадии: 1 – генерация примитивных дуговых базальтов; 2 – процессы в условиях высокого давления когда из плавления базальтов появляются адакитовые магмы непосредственно, или не прямого появления адакитовых магм путём переплавления закристаллизованных базальтов; 3 – взаимодействие между адакитовыми магмами и мантийными перидотитами; 4 – крситаллизация при низком давлении. Там где кора утолщена Стадия 2 может встречаться выше границы Мохо и Стадия 3 будет проходящей [Atherton, Petford, 1995; Conrey, Hooper, Larson, Chesley, Ruiz, 2001; Garrison, Davidson, 2003]. В зрелых островных дугах с высоким магматическим потоком коровая Стадия 4 не будет проявляться или сглаживаться адакитовая химия
Во-первых, адакитоая магма может быть производной из примитивной дуговой магмы, в которых значения д18O отвечают таковым в адакитах. Океаническая литосфера и осадки весьма гетерогенны по д18O [Staudigel, Davies, Hart, 1995; Alt, Muehlenbachs, Honnorez, 1986; Muehlenbachs, 1986; Macpherson, Gamble, Mattey, 1998], поэтому сходное разнообразие значений д18O будт ожидаться и для расплавов, производных из субдуцированного слэба. Однако, адакитовые породы показывают узкий ряд значений д18O [Bindeman, Eiler, Yogodzinski, Tatsumi, Stern, Grove, Portnyagin, Hoernle, Danyushevsky, 2005], показывая слабо повышенные значения, чем в других магматических породах субдуцирующей зоны [Macpherson, Gamble, Mattey, 1998; Thirlwall, A.M. Graham, R.J. Arculus, R.S. Harmon, C.G. Macpherson, 1996; C.G. Macpherson, D.P. Mattey, 1998; Macpherson, D.R. Hilton, D.P. Mattey, J.M. Sinton, 2000; Eiler, A. Crawford, T. Elliott, K.A. Farley, J.W. Valley, E.M. Stolper, 2000]. Пироксен, гранат и амфибол имеют более низкие значения д18O, чем в силикатном расплаве, с которым они находятся в равновесии [Macpherson, Gamble, Mattey, 1998; Zheng, 1991]. Фракционирование этих фаз путём фракционной кристаллизации, или частичного плавления, будут создавать небольшое увеличение значений д18O дифференцированных расплавов. Это в большей степени согласуется с лимитированными вариациями изотопов кислорода в адакитовых породах, чем известный баланс источников, отвечающих за процессы плавления различных слэбов, каждый из которых показывает своё собственное разнообразие распределений д18O.
Если адакитовая магма возникает из любого примитивного дугового расплава, тогда почему адакиты не могут быть обычными и в других дугах? Архитектура, реология и термальная струкутра субдуцированной зоны будут контролировать состояние, которое в условиях глубинной кристаллизации может встречаться и быть запечатленной в поздней дифференциации. В Суригао глубинная дифференциация регистрируется хотя проявляется и близповерхностная кристаллизация должна вносить свою импактную долю в геохимию адакитов. В противоположность этому, плиоценовые породы являются типичными дуговыми лавами и не запечатлеваются глубинными процессами. Это отличие может отражать изменения в магмопроводимости через дугу с более глубииным магматическим очагом, благоприятным на большем расстоянии от дуги. Альтернативно, вариации в магматическом потоке через дугу могут быть ответственны в магмопроводимости. Экстенсивная магмопроводимость в системе зрелой дуговой коры будет уменьшаться, вероятно, таким образом, что признаки глубинной кристаллизации будут осуществляться в близповерхностной кристаллизации, магматическом смешении, или взаимодействии с корой (рис. 50). В Восточном Минданао нет активного вулканизма, ассоциированного с субдукцией Плиты Филлиппинского моря, подтверждающего низкую продутивность расплавов из мантийного клина. Плейстоценовые адакиты были последним магматическим событием, действующим на Суригао и таким образом представляют изнурённый рапславный поток в кору. Эфемерный магматизм в течение ранней стадии дуговогоь магматизма может быть, однако, проводимость, создаваемая условиямия. При которых адакиовые магмы могут избежать последующей дифференциации и потерю их отчётливого характера на близповерхностных уровнях. Компонент с характеристиками «слэб-плавления» также проявлен в породах, генерированных в момент выделения в Идзу-Бонинской дуге [Pearce, Thirlwall, Ingram, Murton, Arculus, van der Laan, 1992] может быть и, фактически, представляет собой ремобилизацию базальтовых пород, становление которых может происходить в течение ранних фаз субдукции [Macpherson, Hall, 2001; Hall, 2002]. Если дифференциация в мантии ответственна за генерацию адакитов, тогда связь между молодой субдуцировннной литосферой и адакитами, идентифицированными [Defant, Drummond, 1990], могут отражать термальный и динамический эффект молодого слэба на малоглубинный мантийный клин и перекрывающую литосферу скорее, чем плавление самого слэба.
Во-вторых, заключение авторов [Macpherson, Dreher, Thirlwall, 2006] указывает, что не обычный горячий субдуцирующий слэб не является необходимым условием адакитового магматизма. Изящество оригинальной адакитовой модели [Defant, Drummond, 1990] было таковым, что каждый адакитовый комплекс был связан главным деноминатром – молодым слэбом, который должен быть горячим. Последующее признание адакитов, ассоциированных с древним слэбом разбивалось этой
простой связью, но с учётом нескольких исключений из правил. Каждый новый случай нуждается в собственном механизме для разогревания старого, холодного слэба до точки плавления. Два экстремальных примера отсутствия горячеого слэба: 1 – генерация адакитовых магм там, где слэб находится на большой глубине [Sajona, Maury, Pubellier,. Leterrier, Bellon, Cotton, 2000]; 2 – генерация адакитов без слэба во время магматизма [Johnson, Mackenzie, Smith, 1978; Smith, Taylor, Johnson, 1979; Rogers, Saunders, Terrell, Verma, 1985]. Альтернативно, если имеется несколько исключений из правила, то лучше иметь новое правило. Базальт, который кристаллизовался в литосферной мантии (Stage 2, рис. 50) будет оставаться частью литосферы до поздних изменениях геотермального градиента. Частичное пвление дуговых базальтов сохраняется в литосферной мантии будет, однако, создавать в адакитовых магмах не обращая внимания на геодинамические процессы, вызывающие плавление базальта. Не дуговые базальты имеют различные общий состав, значительно более низкие содержания и отчётливые отношения рассеянных элементов, чем в в таковых, прдуцированных в субдукционных зонах. Поэтому их ремобилизация из мест глубокой кристаллизации может и не создавать таких отчётливых частичных расплавов, которые создаются в провинциях
субдуционных зон.
В-третьих, малоглубинная мантия может действовать как передаточное устройство для создания примитивных магм в субдукционных зонах [Kelemen, 1995; Rogers, Saunders, Terrell, Verma, 1985; Kelemen, Yogodzinski, 2003; Kelemen, Johnson, Kinzler, Irving, 1996]. Свидетельства по взаимодействию между адакитовым расплавом и перидотитом используются как свидетельства, что адакиты должны происходить ниже границы Мохо [Martin, 1999; Smithies, 2000; Yogodzinski, Lees, 2001; Kay, 1978] и, таким образом, в субдукционном слэбе. Однако, Суриго демонстрирует, что адакитовая магма продуцирующаяся из глубоко кристаллизовавшегося базальта должна должна медленно переходить выше в мантийный клин (Stage 3; рис. 50). Эта модель подразумевает, что мафические и уьтрамафические кумуляты могут развиваться в пределах мантии. Наоборот, это обеспечивает местонахождение первичного базальтового магматического потока в основание дуговой литосферы и может генерировать магматический поток в кору, которая имеет более эволюционированный общий состав [Kelemen, 1995; Muntener, Kelemen, Grove, 2001; DeBari, Sleep, 1991; Rogers, Saunders, Terrell, Verma, 1985].
Анализ данных по изученным нами адакитовых гранитоидов позволяет констатитровать отличные особенности генерации в каждом конкретном случае.
Так для адакитовых гранитоидов кунушского комплекса устанвливается различная степень частичного плавления субдуцирующего океанического слэба и плавление шпинелевого перидотита верхней мантии.
На диаграмме молекулярных отношений (4[Ca + Na] + 0,5[Fe + Mg])/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Брэдшоу [Bradshaw, 1992] адакитовые гранитоиды Калбы локализуются параллельно основному тренду фракционирования главных породообразующих минералов (клино- и ортопироксена, плагоклаза, калиевого полевого шпата) (рис. 51). При этом тоналиты и плагиограниты близки к значениям умеренной степени частичного плавления родоначального субстрата (порядка 3–5 %).
Рис. 51. Диаграмма молекулярных отношений (4 [Ca + Na] + 0,5[Fe + Mg])/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Бредшоу [Bradshaw, 1992] для адакитовых гранитоидов Калбы:
1 – плагиограниты; 2 – тоналиты; 3 – эволюционные тренды фракционирования; 4 – тренд увеличения степени частичного плавления; 5 – критическая линия раздела фракционирования главных минералов и циркона (при 68 масс. % SiO2); 6 – частный эволюционный тренд для адакитовых гранитоидов Калбы; 7 – тренды смешения расплавов
На диаграмме соотношений K2O–MgO все фигуративные точки составов адакитовых гранитоидов тяготеют к тренду низко калиевой фракционной кристаллизации при небольшой степени частичного плавления шпинелевого перидотита (рис. 52).
Рис. 52. Диаграмма K2O–MgO по [Putirka, Busby, 2007] для адакитовых гранитоидов Калбы. Вертикальные линии справа показывают результаты частичного плавления перидотитов, основанных на средних составах ксенолитов по [Beard, Glazner, 1995] c отметками фракционирования при частичном плавлении. Жирные линии показывают тренды фракционной кристаллизации (оливин + плагиоклаз + клинопироксен, обусловленных оливином + плагиоклазом + клинопироксеном + амфиболом ± апатитом): высококалиевый и низкокалиевый. Все вариации K2O объясняются вариациями степени частичного плавления перидотитов, вызванных фракционной кристаллизацией, но не обогащением или деплетированием мантийного источника
На спайд-диаграмме (рис. 53) и толеиты, и плагиограниты показывают Sr – не деплетированный и Y-деплетированный тип распределения химических элементов. Формирование таких гранитоидов предполагает верхнемантийный источник [Wyborn, 1992] и исключает их островодужную или окраинно-континентальную природу. Выплавление таких магм происходит из источника, обогащенного гранатом, что подтверждается их деплетированностью на иттрий (рис. 7), и вероятно, связано с активностью мантии, инициированной плюмтектоникой.
Рис. 53. Спайд-диаграммы по [Wyborn et al., 1992] для адакитовых гранитоидов Калбы:
1 – плагиограниты; 2 – тоналиты
По составу адакитовые гранитоиды Калбы относятся к тоналит-трондъемитовой серии магматитов, для которых применима метабазитовая модель формирования, предусматриваюшая возможность образования тоналит-плагиогранитоидных магм при дегидратированном плавлении мафических субстратов в диапазоне давлений от 3 до 25 кбар и температурах 900–1100 °С. По изотопно-геохимическим данным плагиогранитоиды кунушского комплекса относятся к + εNd – типу
(εNd(0) = +3,8; εNd(T) = + 6,7), 87Sr/86Sr = 0,70410 [Куйбида, 2009; Куйбида и др., 2009], а по петрогеохимическим – к высокоглинозёмистым плагиогранитам [Barker, 1979]. Необходимым условием генерации плагигранитоидов такого типа служит высокое давление (больше или равное 10–12 кбар) и равновесие расплава с гранатсодержащим реститом.
На диаграмме соотношений εNd(t) – 87Sr/86Sr для тоналитов Меридиональной дайки фигуративная точка поападает в поле адакитов, производных из субдуцированного океанического слэба (рис. 54).
Серые поля на диграмме: для адакитовых пород из субдукционного океанического слэба по [Defant et al., 1992; Kay et al., 1993; Sajona et al., 2000] и для адакитовых пород континентальной нижней коры по [Muir et al., 1995; Petford and Atherton, 1996; Topuz et al., 2005; Wang et al., 2005b; Wen et al., 2008]. 1 – тоналит Меридиональной дайки.
Таким образом, в генерации адакитовых гранитоидов кунушского комплекса просматривается сложный сценарий: плавления шпинелевых перидотитов, метаморйфизованных пород субдуцированного океанического слэба и мантийно-коровое взаимодействие различных расплавов под влиянием трансмагматических флюидов мантийной природы. Генерация адакитовых магм вызывает в настоящее время неоднозначную трактовку. На генезис адакитовых пород существуют 4 точки зрения. Первая из них трактует образование адакитовых пород путём плавления подплитных базальтов [Haschke, Ben-Avraham, 2003]. Вторая точка зрения рассматривает адакиты как результат плавления субдуцированного слэба на небольших глубинах [Martin, 2003]. Третья точка зрения отражает модель возрастающего плавления субдуцирующего слэба, в котором отмечается переход от процесса дегидратации слэба к частичному плавлению [Rollinso, Tarney, 2005]. На основе изучения изотопных характеристик пород адакитового и близкого составов предложена модель образования адакитовых лав надсубдукционных комплексов в результате плавления флюид-метасоматизированного мантийного клина [Benoit et al., 2003]. На основании моделирования определены условий образования адакитовых магм путём частичного плавления слэба. Установлено, что адакитовые магмы образуются на глубинах 25–90 км при давлениях ниже стабильности граната (6–28 GPa) и температурах от 650 до 1050 °С [Thorkelson, Breitsprecher, 2005]. При этом придаётся важное значение восходящему мантийному потоку.
Рис. 54. Диаграмма (87Sr/86Sr)i – εNd(t) для адакитовых гранитоидов
Меридиональной дайки Бакырчикского рудного поля
Данные по адакитовым гранитоидам Калбы позволяют склониться к комбинированному механизму их генерации. Ближе всего комбинация третьей и четвёртой точек зрения – модели возрастающего плавления субдуцирующего слэба, в котором отмечается переход от процесса дегидратации слэба к частичному плавлению и значительной роли метасоматизирующих флюидов мантийного клина в формировании адакитовых гранитоидов. Такими флюидами могли быть трансмагматические флюиды, участвовавшие в генерации поздних фаз становления глубинных магматических очагов в виде дайковых образований, подтоку более восстановленных флюидов, игравших важную роль в формировании наиболее концентрированного и масштабного оруденения бакырчикского типа.
Полученные данные не противоречат формированию адакитовых гранитоидов и парагенетически с ними связанного золотого оруденения в рамках магмо-флюидодинамической концепции рудообразования, обязанной функционированию
плюмтектоники [Гусев, Гусев, 2005]. Значительное деплетирование HREE в адакитовых гранитоидах Калбы указывает на то, что в их образовании важную роль играли минералы, у которых коэффициент распределения (KHREEmin/liq) в системе минерал/расплав выше 1. Таким минералом является гранат, который стабилен в перидотитах при высоком давлении. Гранат является главной мантийной фазой, которая может обогащать магму лёгкими РЗЭ и деплетировать тяжёлыми РЗЭ.
Адакитовые гранитоиды Калбы и углеродисто-терригенные толщи, вмещающие золото-черносланцевые объекты Казахстана, зарегистрированы на территории Алтайского края, указывая на перспективы обнаружения подобных золоторудных объектов и в Российской части погружённого Калбинского хребта.
Петрогенетические модели формирования адакитовых гранитоидов алейского комплекса Рудного Алтая могут быть связаны:
1) со слэб плавлением метабазальтоидов, локализованных на границе кора-мантия;
2) плавлением деламинированной гранат-содержащей нижней континентальной коры. Однозначное решение может быть получено при проведении дополнительных исследований.
На диаграмме (La/Yb)N–(Yb)N фигуративные точки составов пород попадают на тренд плавления кварцевых эклогитов (рис. 55).
Рис. 55. Диаграммы La/Yb – Yb и La/Yb – La по [Shaw, Baker, 2001] для пород алейского комплекса. Тренды плавления различных источников: I – кварцевые эклогиты;
II – гранатовые амфиболиты; III – амфиболиты; IV – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 10 %; V – гранасодержащая мантия, с содержанием граната 5 %;
VI – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 3 %; ВМ – верхняя мантия;
ВК – верхняя кора. 1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – плагиолейкограниты
На диаграмме Zr/Nb–Nb/Th составы пород попадают в промежуточное поле между мантийным источником типа ЕМ и породами типа Гавайских островов (рис. 56).
На диаграмме K2O–MgO адакитовые гранитоиды алейского комплекса тяготеют к тренду низко калиевой дифференциации, связанной с частичным плавлением шпинелевого перидотита.
Петрогенетическая модель формирования адакитовых гранитоидов Саракокшинского массива Горного Алтая сводится к следующему.
На серии диаграмм по экспериментальному плавлению различных субстратов устанавливается, что генерация пород Саракокшинского массива проходила за счёт плавления амфиболитов (рис. 57, а, b, c).
Рис. 56. Диаграмма Zr/Nb – Nb/Th по [Rollinson, 2005] для пород алейского комплекса.
Типы мантии: DEP – деплетированная мантия; В разной степени обогащённая мантия (EМ, PM, HIMU), предполагаемая рециклинговая литосфера (REC) – источник, близкий по изотопно-геохимическим данным к HIMU и другим источникам обогащённого типа. Условные те же, что на рис. 55
Рис. 57. Экспериментальные диаграммы: a, b, c – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусовитовых сланцев), метаграувакк и амфиболитов для пород Саракокшинского массива;
d – диаграмма SiO2 – A/CNK) для пород Саракокшинского массива. Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов,
по [Ewart, 1979; Ewart, 1982]. A – Al2O3, CNK – Сумма CaO, Na2O, K2O.
1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – дайка плагиогранита
По соотношению А/CNK–SiO2 фигуративные точки пород близки к области плавления палеозойских граувакк и фанерозойских кратонных сланцев (рис. 57, d).
Cоотношения La/Nb и Сe/Y указывают, что породы Саракокшинского массива ближе к тренду смешения с корой (рис. 58), что позволяет говорить о мантийно-коровом взаимодействии при генерации плагиогранитоидов массива [Гусев, Коробейников, 2009].
Рис. 58. Диаграмма соотношений Ce/Y–La/Nb по [Barbarin, 1999] для пород Саракокшинского массива. Остальные условные те же, что на рис. 57
На диаграмме εNd(t) – 87Sr/86Sr плагиогранитоиды Саракокшинского массива попадают в поле адакитов, производных плавления субдуцированного океанического слэба (рис. 59).
Рис. 59. Диаграмма (87Sr/86Sr)i – εNd(t) для адакитовых гранитоидов Саракокшинского массива. Серые поля на диграмме: для адакитовых пород из субдукционного океанического слэба по [Defant et al.,1992; Kay et al., 1993; Sajona et al., 2000) и для адакитовых пород континентальной нижней коры по [Muir et al., 1995; Petford and Atherton, 1996;
Topuz et al., 2005; Wang et al., 2005b; Wen et al., 2008]. Породы Саракокшинского массива:
1 – тоналит; 2 – плагиогранит
На диаграмме (La/Yb)N–(Yb)N составы пород массива попадают на тренд 10 % плавления гранатового амфиболита (рис. 60).
Рис. 60. Диаграмма (La/Yb)N–YbN по [Drummont, Defant, 1990; Xu et al., 2000] для гранитоидов Саракокшинского массива. Adakitic high-Al TTD – адакиты высоко-Al
тоналит-трондьемит-дацитовые; Normal andesite and low-Al TTD – нормальные андезиты
и низко-Al тоналит-трондьемит-дацитовые. MORB – океанические базальты из офиолитового блока пояса Мина-Лью по [Xu et al., 1998]; eclogite – эклогиты; 25 % garnet amphibolites – 25 % гранатового амфиболита; 10 % garnet amphibolites – 10 % гранатового амфиболита. Условные, как на рис. 57
Соотношение Mg#–SiO2 также свидетельствует о том, что плагиогранитоиды Саракокшинского массива следует относить к производным плавления амфиболитов и эклогитов при давлении от 1 до 3 Gpa (рис. 61).
Рис. 61. Диаграмма Mg# – SiO2 по [Stern, Killian, 1996] для адакитовых гранитоидов Саракокшинского массива. AVZ – Андийская вулканическая зона. Остальные условные на рис. 60
Следовательно, приведенные данные показывают, что в формировании адакитовых пород Саракокшинского массива проявляются свидетельства плавления граниатовых амфиболитов при очень высоком давлении из субдуцированного океанического слэба и смешение коровых материалов с мантийными субстратами.
Адакитовые гранитоиды новолушниковского комплекса Салаира. На экспериментальных диаграммах по плавлению различных источников фигуративные точки составов пород новолушниковского комплекса в большинстве случаев попадают в поле плавления амфиболитов, редко-граувакк (рис. 62).
Рис. 62. Экспериментальные диаграммы: a, b, c – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусовитовых сланцев), метаграувакк и амфиболитов для пород новолушниковского комплекса; d – диаграмма SiO2 – A/CNK) для пород новолушниковского комплекса. Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов,
по [Ewart, 1979; Ewart, 1982]. A – Al2O3, CNK – Сумма CaO, Na2O, K2O.
1 – тоналиты; 2 – плагиограниты; 3 – лейкоплагиограниты
Ультракислые породы новолушниковского комплекса располагаются на максимуме степени известково-щелочного фракционирования ортоклаза и альбита (рис. 62, d). Экспериментально установлено, что этой ситуации могут отвечать: уменьшение щёлочности в процессе взаимодействия вода-породы или небольшая степень ассимиляции пелитов, которые и будут легко увеличивать показатель A/СNK. Вероятно, именно ассимиляция пелитов и имела место для генерации конечных дифференциатов новолушниковского комплекса – плагиогранит-порфиров плагиолейкогранит-порфиров. Лейкоплагиограниты на этой диаграмме близки к составам палеозойских кратонных сланцев.
Данные по адакитовым гранитоидам новолушниковского комплекса позволяют склониться к комбинированному механизму их генерации. Ближе всего комбинация комплексной модели возрастающего плавления субдуцирующего слэба океанической коры под Салаирское складчато-глыбово-надвиоговое сооруженение, в котором отмечается переход от процесса дегидратации слэба к частичному плавлению гранатовых амфиболитов и значительной роли метасоматизирующих флюидов мантийного клина в формировании адакитовых гранитоидов. Такими флюидами могли быть трансмагматические флюиды, участвовавшие в генерации поздних фаз становления глубинных магматических очагов в виде дайковых образований, подтоку более восстановленных флюидов, игравших важную роль в формировании наиболее концентрированного и масштабного оруденения [Гусев, 1994], как это имело место при генерации золото-черносланцевого месторождения Бакырчик в Восточном Казахстане [Коробейнков, Гусев, Русанов, 2010]. На последнем этапе формирования лейкоплагиогранитов новолушиковского комплекса имела место контаминация высокоглинозёмистого корового материала. Необходимым условием генерации плагигранитоидов пералюминиевого типа, к которым относятся адакитовые гранитоиды новолушиковского комплекса, служит высокое давление (больше или равное 10–12 кбар) и равновесие расплава с гранатсодержащим реститом [Гусев, Гусев, 2010].
Адакитовые гранитоиды садринского комплекса Горной Шории. На основании экспериментальных данных по расплавам габброидов, учитывающих соотношение (Na2O + K2O)/(FeO + MgO + TiO2) – Na2O + K2O + FeO + MgO + TiO2 преобладающая часть составов пород садринского комплекса тяготеет к расплавам, образовавшимся за счёт плавления амфиболитов (рис. 63).
Меланограниты и плагиограниты попадают в поле плавления метаграувакк, а лейкоплагиограниты – в поле плавления экспериментальных расплавов фельзических пелитов (рис. 63).
Кислые породы садринского комплекса располагаются на максимуме степени изестково-щелочного фракционирования ортоклаза и альбита и близко к полю плавления палеозойских граувакк. Экспериментально установлено, что этой ситуации могут отвечать: уменьшение щёлочности в процессе взаимодействия вода–породы или небольшая степень ассимиляции пелитов, которые и будут легко увеличивать показатель A/СNK, что и имеет место для конечных дифференциатов садринского комплекса (рис. 63, d).
Согласно экспериментальным данным по дегидаратационному плавлению основная масса пород садринского комплекса (от габбро до мелагранитов) формировалась при плавлении амфибола, а плагиограниты и лейкограниты – за счёт дегидратационного плавления материала, содержащего слюды (рис. 64).
Соотношение SiO2 – CaO + Na2O + K2O в породах садринского комплекса классифициирует их как щелочные породы в понимании Фроста и др. [Frost et al., 2001].
Рис. 63. a, b, c – диаграммы композиционных экспериментальных расплавов из плавления фельзических пелитов (мусковитовых сланцев), метаграувакк и амфиболитов [14] для пород Садринского массива; d – диаграмма SiO2 – A/CNK) для пород Садринского массива. Тренд известково-щелочного фракционирования вулканических пород орогенных регионов по [Ewart, 1979; Ewart, 1982]: A – Al2O3, CNK – сумма CaO, Na2O, K2O. Породы садринского комплекса: 1 – габбро; 2 – кварцевые диориты; 3 – тоналиты; 4 – меланограниты;
5 – плагиограниты; 6 – плагиолейкограниты
Рис. 64. Диаграмма соотношений Al2O3/(MgO + FeO + TiO2) – Al2O3 + MgO + FeO + TiO2
по [Patino, 1995; Patino, 1999] для пород садринского комплекса.
Породы садринского комплекса: 1 – габбро; 2 –кварцевые диориты;
3 – тоналиты; 4 – меланограниты; 5 – плагиограниты; 6 – плагиолейкограниты
Как известно, высокоглинозёмистые адакитовые гранитоиды относятся к тоналит-трондъемитовой серии магматитов, для которых применима метабазитовая модель формирования, предусматриваюшая возможность образования тоналит-плагиогранитоидных магм при дегидратированном плавлении мафических субстратов в диапазоне давлений от 3 до 25 кбар и температурах 900–1100 °С. На диаграмме соотношений SiO2–Mg#[ = Mg/(Mg + Fet) по [Rapp, Watson, 1995] большинство пород садринского комплекса (кварцевые диориты, тоналиты, меланограниты) попадает в поле чистого корового плавления низко-К базальтовых пород при давлении 7 kbar и температуре 825–950 °С. Плагиограниты и плагиолейкограниты попадают на этой же диаграмме в поле чистого корового частичного плавления при давлениях от 8 до 16 kbar и температуре 1000–1050 °С (рис. 65).
Рис. 65. Диаграмма соотношений SiO2–Mg#[ = Mg/(Mg + Fet) по [Rapp, Watson, 1995]
для пород садринского комплекса. Породы садринского комплекса:
1 – габбро; 2 – кварцевые диориты; 3 – тоналиты; 4 м меланограниты;
5 – плагиограниты; 6- плагиолейкограниты.
Экспериментальные данные показывают, что в процессе плавления-дегидратации биотитовых гнейсов и кварцевых амфиболитов, гранат в этих условиях представлен как одна из остаточных фаз при давлениях > 12,5 кбар [Patino, 1995; Patino, 1999]. Факт того, что оба минерала: и гранат, и плагиоклаз являлись остаточными фазами при плавлении источника расплавов, садринские адакитовые гранитоиды являлись относительно глубокими образованиями (ориентировочные глубины ~40–50 км), соответствующим давлению от 8 до 16 kbar. По изотопно-геохимическим данным плагиогранитоиды таких комплексов относятся к + εNd – типу (εNd(0) = +3,8; c широким диапазоном значений εNd(T) = от +3,9 до +7,5) с позднепротерозойским
Nd-модельным возрастом (TNd(DM) = 0,67–0,71 млрд. лет [Гусев, Гусев, 2010].
По петрогеохимическим признакам они относятся к высокоглинозёмистым плагиогранитам [Ewart, 1978] и высококремнистым адакитам [Martin, 1999]. Необходимым условием генерации плагигранитоидов такого типа служит высокое давление (больше или равное 10–12 кбар) и равновесие расплава с гранат-содержащим реститом.
На диаграмме соотношений изотопов стронция и неодима фигуративные точки составов изотопов адакитовых гранитоидов Садринского массива попадают в поле расплавов, производных субдуцированного океанического слэба (рис. 66).
Рис. 66. Диаграмма (87Sr/86Sr)i – εNd(t) для адакитовых гранитоидов Садринского массива. Серые поля на диграмме: для адакитовых пород из субдукционного океанического слэба по [Defant et al.,1992; Kay et al., 1993; Sajona et al., 2000] и для адакитовых пород континентальной нижней коры по [Muir et al., 1995; Petford and Atherton, 1996;
Topuz et al., 2005; Wang et al., 2005b; Wen et al., 2008]. Породы Садринского массива:
1 – тоналиты; 2 – плагиограниты
Рис. 67. Диаграмма (La/Yb)N – YbN по [Drummont, Defant, 1990; Xu et al., 2000] для гранитоидов ерудинского комплекса. Adakitic high-Al TTD – адакиты высоко-Al тоналит-трондьемит-дацитовые; Normal andesite and low-Al TTD – нормальные андезиты и низко-Al тоналит-трондьемит-дацитовые. MORB – океанические базальты из офиолитового блока пояса Мина-Лью по [Xu et al., 1998]; eclogite – эклогиты; 25 % garnet amphibolites – 25 % гранатового амфиболита; 10 % garnet amphibolites – 10 % гранатового амфиболита. Породы ерудинского комплекса: 1 – диоритогнейс; 2 – гранодиорито-гнейс; 3 – граниты гнейсоватые; 4 – плагиогранитогнейсы; 5 – лейкограниты гнейсоватые
Таким образом, массивы садринского комплекса объединяют породы известково-щелочной серии, кислые дериваты которых относятся к высококремнистым адакитовым и высокоглинозёмистым адакитовым гранитоидам, формировавшимся при очень высоких давлениях в равновесии с гранат-содержащим реститом. Плавление гранат-содержащих пород осуществлялось на глубинах 40–50 км в основании нижней коры и из субдуцированного океанического слэба. Плавление этого слэба предполагается под воздействием плюмового источника.
Рис. 68. Диаграмма Ba/Nb–La/Nb по [Jahn et al., 1999] для пород ерудинского комплекса. Данные по примитивной мантии (PM) по [Sun, McDonough, 1989]; поля по вулканическим дугам (Ars volcanic) и архейским гранулитам (Granulites) из Восточного Хебея (Китай) по [Jahn, Zhang, 1984]; средней кнтинентальной коры (СС) по [Taylor, McLennan, 1985]; данные по OIB, MORB по [Le Roux, 1986]; данные по составам вулканических дуг по [Jahn, Zhang, 1984]. 1 –диоритогнейс; 2 –гранодиорито-гнейс; 3 –граниты гнейсоватые;
4 –плагиогранитогнейсы; 5 –лейкограниты гнейсоватые.
Рис. 69. Диаграмма (87Sr/86Sr)i – εNd(t)
для адакитовых гранитоидов ерудинского комплекса:
1 – серые поля на диграмме: для адакитовых пород из субдукционного океанического слэба по [Defant et al.,1992; Kay et al., 1993; Sajona et al., 2000] и для адакитовых пород континентальной нижней коры по [Muir et al., 1995; Petford and Atherton, 1996; Topuz et al., 2005; Wang et al., 2005b; Wen et al., 2008]. Породы ерудинского комплекса:
1 – плагиогранитогнейс; 2 – лейкограниты гнейсоватые.
Весьма специфичны адакитовые гранитоиды ерудинского комплекса Енисейского кряжа, возникшие за счёт плавления гранулитов в составе гранито-гнейсовых куполов в зоне сочленения Панимбинского антиклинория и Кордо-Лебяжинского синклинория.
На диаграмме (La/Yb)N – (Yb)N в большинстве случаев частные соотношения пород локализуются в поле высоко-Al адакитов тоналит-трондьемит-дацитового типа и вдоль тренда 10 % плавления гранатового амфиболита (рис. 67).
На диаграмме Ba/Nb–La/Nb наблюдается разброс фигуративных точек составов пород, однако, большая часть составов попадает или тяготеет к области гранулитов (рис. 68). Вероятно, именно за счёт плавления гранулитов и произошли адакитовые гранитоиды ерудинского комплекса Енисейского кряжа.
Соотношения изотопов стронция и неодима для некоторых пород комплекса показывают их соответствие плавлению за счёт утолщённой нижней коры (рис. 69), в отличие от всех ранее расмтренных компоексов, плавление которых осуществлялось за счёт субдуцированного океанического слэба.