Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
2.2. Адакитовые гранитоиды Центрально-Азиатского складчатого пояса
В западной части Алтае-Саянской области на территории Казахстана в Калбинском хребте проявлен среднекарбоновый кунушский габбро-плагогранитовый комплекс (С2), кислые разности которого относятся к адакитовому типу гранитоидов. Данный комплекс впервые под таким названием описан Г.Н. Щербой на территории Казахстана, в настоящий момент рассматривается им в составе плагиогранит-гранодиоритовой формации с широким развитием роговообманково-биотитовых гранодиоритов и биотитовых плагиогранитов, а также даек подобного состава [Большой Алтай…, Большой Алтай…]. Актуальность изучения этих образований более чем очевидна, так как пространственно и парагенетически с ними связаны многочисленные месторождения и проявления золота, в том числе объект мирового класса золото-черносланцевого типа – Бакырчик.
Кроме того, известно, что Калбинские структуры в северо-западном направлении полого погружаются под чехол Кулундинской впадины, изучаемой в настоящее время бурением в рамках картирования листов масштаба 1:200 000. Одной из скважин в прикровельной части Борисовского плутона Алтайского края Российской Федерации вскрыты биотитовые плагиограниты, относящиеся к кунушскому комплексу. Терригенно-черносланцевые образования, вмещающие месторождение Бакырчик, также продолжаются на территорию Алтайского края (рис. 4).
Интрузии кунушского (С2) комплекса объединяют малые тела (0,1–3,0 км) в поперечнике и плитообразные крутопадающие дайки (мощностью 1–12 м длиной от 50 м до 3 км тоналитов, плагиогранитов, плагиогранит-порфиров. Чаще всего малые тела кунушского комплекса входят совместно с гранитоидами калбинского (Р1) комплекса в состав крупных батолитов сложного состава (Жиландинского, Кунушского, Борисовского и других). Они образуют интрузивный пояс (120×25 км), контролируемый протяжённой глубоко проникающей зоной разломов СЗ простирания (рис. 3). Интрузии кунушского комплекса согласны с общим планом складчатых структур, и срезаются гранитами и дайками калбинского комплекса. Так как плагиограниты и тоналиты кунушского комплекса регионально милонитизированы, огнейсованы и занимают конкордантное положение по отношению к вмещающим толщам, то их интрузии считаются синкинематическими [Лопатников]. Петротипический Кунушский массив расположен на ЮВ Калба-Нарымского террейна, возле пос. Чердояк. Массив представляет собой внутриформационную залежь мощностью 150–180 м, длиной 1050 м и шириной 190 м), вытянутую в ЗСЗ направлении, и падающую на СВ, согласно с вмещающими породами такырской свиты (D3-C1t), но имеющими с ними интрузивные контакты [Щерба, 1957]. Интрузивное тело сожжено милонитизированными плагиогранитами, которые прорываются мелкими телами плагиогранит-порфиров. Этот факт указывает на то, что формирование малых тел тоналитов и плагигранитов входят в состав 1 фазы внедрения, а дайки плагиогранит-порфиров – во вторую фазу.
Рис. 3. Структурно-геологическая схема Зайсанской складчатой области
и Алтайской аккреционно-коллизионной системы
(составлена А.И. Гусевым с учётом данных Дьячкова и др., 2009; Куйбиды, 2009):
1 – гранитоидные батолиты калбинского и кунушского комплексов
(массивы: I –Борисовский; II – Жиландинский; III – Кунушский); 2 – главные разломы, разграничивающие структурно-формационные зоны: (1 – Аркалыкский; 2 – Жарминский; 3 – Жанан-Бугазский; 4 – Боко-Байгузинский; 5 – Чарский; 6 – Западно-Калбинский;
7 – Калба-Нарымский; 8 – Иртышский; 9 – Кедрово-Бутачихинский;
10 – Локтевско-Зыряновский; 11 – Северо-Востчная зона смятия
(Белорецко-Маркакольский); 12 – Локтевско-Караиртышский);
3 – главные сдвиговые зоны с объёмным вязко- и хрупко-пластичным течением горных
масс (ЖСЗ – Жарминская; ЧСЗ – Чарская; ИСЗ – Иртышская). Структурно-формационные зоны Калбинского хребта: ЗКК – Западно-Калбинско-Коксентаусская;
КНБ – Калба-Нарым-Бурчумская
Самый крупный Жиландинский массив представляет собой почти правильный овал, срезанный на севере гранитами калбинского комплекса. Эндоконтактовая зона сложена гнейсовидными среднезернистыми плагиогранитами, иногда со струйчатым распределением биотита, центральная – крупнозернистыми массивными плагиогранитами. Возраст кунушского комплекса определен на территории Казахстана, где установлено прорывание массивами и дайками плагиогранитного состава отложений среднего карбона и пересечение их гранитами калбинского комплекса, а также приведена датировка уран-свинцовым методом (311 ± 11 и 306,7 ± 8,7 млн. лет) [Наумов, 2009]. Наряду с тем, данная породная ассоциация в формационном плане и по составу сопоставляется с породами второй и третьей фаз волчихинского комплекса Рудно-Алтайской СФЗ. U-Pb изотопный возраст цирконов из плагиогранитов Жиландинского и Точкинского массивов кунушского комплекса демонстрируют даты 306 ± 8,7 и 299 ± 2,3 млн. лет, соответственно (SHRIMP-II) [Куйбида, 2009: Куйбида и др,. 2009].
На территории Алтайского края (лист М-44-IX) наличие пород плагиогранитного состава, относящихся к кунушскому комплексу, установлено по результатам бурения (скв. 21) в северо-западной части Борисовского плутона (рис. 4). Данные породы локализованы среди гранитоидов первой фазы калбинского комплекса и приурочены к слабоконтрастной отрицательной гравиметрической аномалии, представляя собой, вероятно, небольшой останцовый массив докалбинского кунушского комплекса. Представлены они порфировидными и такситовыми биотитовыми плагиогранитами, по составу иногда варьирующими до биотитовых гранодиоритов, тоналитов и натровых гранитов с порфировидными зернами микроклина решетчатого строения. Биотитовые плагиограниты характеризуются резким доминированием нередко зонального плагиоклаза (50–60 %) над калиевым полевым шпатом, представленным микроклином (0–5 %) и кварцем (25–35 %). Плагиоклаз зонального строения имеет состав андезина в ядерной части (30–41 % анортитовой молекулы) и олигоклаза по периферии (22–29 % анортитовой молекулы). Темноцветные минералы представлены биотитом (5–10 %), нередко хлоритизированным и образующим скопления, акцессорные минералы – сфеном, ильменитом, апатитом. Кварц и микроклин обычно ксеноморфны, в отдельных случаях кварц образует скопления овальной формы.
В петрогрфическом отношении тоналиты средне-крупнозернистые, гнейсовидные, местами проявляют порфировидность (чаще всего на контактах с вмещающими породами). Структура гипдиоморфнозернистая. Плагиоклаз чаще всего зональный с андезином (41–46 % аноритового минала) в ядерной части и олигоклазом (25–33 % анортита) по периферии. Калиевый полевой шпат резко ксеноморфен (2–3 %) и соответствует ортоклазу (2 V = 52–57°). Из темноцветных преобладает биотит, встречающийся в виде мелкочешуйчатых и крупных листоватых обособлениях. По химическому составу варьирует от магнезиального лепидомелана до железистого биотита. Амфибол образует зёрна размерами от 0,2 до 1,2 мм имеет буровато-зелёный цвет и диагностируется обыкновенной роговой обманкой. Нередко замещается хлоритом и эпидотом по краям зёрен. Акцессории представлены ильменитом, сфеном, ортитом, апатитом, цирконом, редко – магнетитом и сульфидами. Они относятся к весьма высокоглинозёмистым (Al2O3 – 17,23 %) породам нормального ряда натровой серии (Nа2О:К2О = 6,69). В них высокое отношение Sr/Y (126), Cr/Ni (2,99), повышенный коэффициент магнезиальности (Mg# = 0,53), нормированное относительно хондрита отношение (La/Yb)N высокое и достигает 8,75, указывающее на сильно дифференцированный тип распределения РЗЭ в тоналитах. Отношение Eu/Eu* низкое и cоставляет 0,1. В них относительно низкое содержание рубидия (21 г/т), ниобия (1,4 г/т) и бария (201 г/т).
Плагиограниты в отличие от тоналитов не содержат амфибола. В них больше кварца и калиевого полевого шпата. Они характеризуются как весьма высокоглиноземистые породы нормального ряда натровой серии (Nа2О:К2О = 4,78) и низко плюмазитовой агпаитности (Ка = 0,62). Для плагиогранитов характерны широкие вариации отношений Sr/Y (от 27,9 до 176,6), Cr/Ni (от 0,74 до 2,87), коэффициента магнезиальности (Mg# от 0,20 до 0,60), нормированного относительно хондрита отношение (La/Yb)N от 8,1 до 21,45. Отношение Eu/Eu* ниже, чем в тоналитах, и варьирует от 0,039 до 0,081. В них наблюдаются низкие содержания и в то же время широкая вариация концентраций рубидия (от 21 до 105 г/т), ниобия (от 1,5 до 13 г/т) и бария (от 203 до 395 г/т).
Рис. 4. Схематическая геологическая карта района Борисовского плутона
(по данным С.И. Федака, Г.Г. Русанова и др.):
1 – cероцветные алевролиты, полимиктовые песчаники, гравелиты конгломераты с прослоями лигнитов и бурых углей глушихинской свиты; 2 – лейкограниты
и умеренно-щелочные лейкограниты, граниты второй фазы калбинского комплекса;
3 – биотитовые граниты, меланограниты первой фазы калбинского комплекса; 4 – граниты гнейсовидные третьей фазы прииртышского комплекса; 5 – гранодиориты, тоналиты, плагиограниты приртышского комплекса второй фазы; 6 – сланцы метапелитовые,
кварц-эпидот-хлоритовые, серицитовые иртышского комплекса; 7 – гнейсы иртышского комплекса; 8 – альбитовые сланцы, гнейсы иртышского комплекса; 9 – плагиограниты, тоналиты кунушского комплекса; 10 – алевролиты, аргиллиты углисто-глинистые таубинской свиты и бакырчикской толщи не расчленённые; 11 – алевролиты, реже аргиллиты сильно углеродистые с прослоями песчаников агапактинской свиты; 12 – алевролиты углисто-глинистые с прослоями песчаников такырской серии; 13 – разломы
Некоторые исследователи (В.В. Лопатников, Э.П. Изох и др.) в составе кунушского комплекса рассматривали только плагиограниты, плагиогранит-порфиры и тоналиты [Лопаников, Изох, 1982]. На территории Казахстана малые тела и рои даек данных пород слагают протяженный пояс северо-западного простирания в пределах Калбинского хребта и протягиваются на территорию Алтайского края (рис. 3, 4).
В Рудном Алтае к адакитовым гранитоидам относятся кислые разности заключительных фаз становления массивов раннекарбонового алейского комплекса (C1).
Породы комплекса приурочены к Алейскому поднятию, в пределах которого слагают Алейский и северо-восточную периферическую часть Антошихинского массивов, Гилёвский массив. К этому комплексу относятся кварцевые диориты, тоналиты и плагиограниты ручёв Щелчиха, Берёзовка, Моховушка и дргуие [Куйбида, Крук, Мурзин, Шокальский, Гусев, Кирнозова, Травин, 2013]. В составе комплекса нами выделяются три фазы внедрения:
1) габбро, габбро-нориты, габбро-пироксениты, габбро-диориты;
2) тоналиты, гранодиориты;
3) плагиограниты, плагиолейкограниты, Жильная фаза представлена единичными дайками плагиогранит-порфиров.
Петротипический мезоабиссальный Алейский массив расположен в северо-восточной части площади в центральной части Алейского поднятия, протягивается с юго-востока на северо-запад на расстояние более 100 км при ширине 10–30 км. Массив фиксируется неоднородным относительно повышенным гравитационным и неоднородным магнитным полями. При моделировании гравитационного поля морфология массива определяется в виде горизонтальной пластины с неровной подошвой и мощностью до 1–3 км, а «ксенолиты» ороговикованных пород корбалихинской толщи являются выступами фундамента. Интенсивный минимум гравитационного поля, расположенный близ восточного края массива не является отражением «корня» Алейского массива, как это трактуется некоторыми исследователями, а фиксирует прорывающие его граниты Сосновского массива средне-позднекаменноугольного возраста.
Габброиды первой фазы образуют ряд ксенолитов (до 5 км2) неправильной формы среди гранитоидов Алейского массива и прорывают метаморфиты корбалихинской толщи. Это – средне и крупнозернистые нормальные и оливиновые габбро, габбро-нориты, габбро-диориты, связанные постепенными переходами, в подчиненном количестве отмечаются габбро-пироксениты. В магнитном поле габброидам отвечают небольшие положительные аномалии интенсивностью 600–2000 нТл. Породы состоят (%) из переменных количеств лабрадора-битовнита (25–60), клинопироксена и вторичной зеленой роговой обманки (20–35), гиперстена (до 40), антигорита и магнетита по оливину (6–10), кварца (до 5 в габбро-диоритах). Структура габбровая, габбро-офитовая, пойкилоофитовая. Вторичные изменения выражаются в интенсивной амфиболизации. По петрохимическим особенностям габбро относятся к низкотитанистым магнезиальным (FeO*/MgO = 0,8) низкокалиевым разностям. Породы содержат в повышенных против кларковых по Турекьяну и Ведеполю количествах Ni, Cr, Cu, Zn, V. Содержание редких элементов в неизмененных разностях в целом соответствует таковому в габброидах примитивных дуг, при этом отмечается деплетирование по Y и тяжелым РЗЭ.
Последующие фазы становления пород массивов алейского комплекса имеют петрогеохимические характеристики адакитовых гранитоидов.
Тоналиты второй фазы слагают незначительную часть Алейского и северо-восточную часть Антошихинского массивов. Это грубо-зернистые разности светло-серой и серой окраски. Среди них резко преобладают тоналиты (роговообманково-биотитовые, биотит-роговообманковые и роговообманковые), переходящие в гранодиориты. В тоналитах характерно содержание (%): кварца (20–22), биотита и роговой обманки (15–20), плагиоклаза (45–55), калиевого полевого шпата (1–3). Акцессории включают: магнетит, реже – ильменит, сфен, циркон, апатит. Для тоналитов характерны: высокие содержания хрома (от 37,5 до 40,1 г/т), ванадия (от 50 до 55 г/т), стронция (337–342 г/т), и соотношения Sr/Y (44–58), (La/Yb)N (6,7–9,2), а также низкие концентрации – иттрия (5,8–7,64 г/т), иттербия (0,71–0,75 г/т), обнаруживающие близость к адакитам. Эндоконтактовая фация, в ряде случаев, представлена контаминированными кварцевыми диоритами и тоналитами. В Центральной зоне рассланцевания породы второй фазы нередко катаклазированы и приобретают гнейсовидный облик. Вмещающие силурийско-нижнедевонские отложения корбалихинской толщи превращены в разнообразные по структуре кварц-плагиоклаз-амфиболовые роговики. Наиболее глубокому метаморфизму подверглись отложения в междуречье Березовка-Корбалиха, в районе пос. Староалейское, в 1,5 км к западу от р. Моховушка. Здесь наблюдаются амфибол-плагиоклазовые, амфибол-кварц-плагиоклазовые и кварц-плагиоклаз-амфиболовые роговики, обильно инъецированные гранитным материалом с преобразованием в мигматиты.
Плагиограниты третьей фазы – светло-серые массивные грубо-, крупно-, реже среднезернистые, иногда с первичной директивностью, выраженной в послойном обогащении темноцветными минералами. Они состоят (%) из зонального (№ 30–32 в центре, № 17–19 по краям) плагиоклаза (45–60), кварца (25–40), биотита (4–15), роговой обманки (3–10), калиевого полевого шпата (2–10 %). Плагиолейкограниты и подчиненные лейкограниты отличаются большим содержанием калиевого полевого шпата (15–30) и кварца, меньшим – темноцветных минералов, плагиоклаза и меньшей основностью последнего. Акцессорные минералы гранитоидов представлены ильменитом, реже – магнетитом, гематитом, сфеном, цирконом, апатитом. Структура гранитовая с элементами катакластической и гранобластовой. Тоналиты и плагиограниты характеризуются повышенной глиноземистостью (Shand = 1,08 и 1,07, до 1,2), низкими железистостью (FeO*/MgO = 2,1 и 3,3), калиевостью, высокой анортитовостью (с = 0,53 и 0,4). Плагиогранитам свойственны также повышенные концентрации хрома (24–34,1 г/т), ванадия (40–50 г/т), отношения Sr/Y (33,8–134,8),
(La/Yb)N (10,4–45,3) и низкие концентрации Y (3,7 – 8,5), Yb (0,23–1,12). В плагиолейкогрнитах наблюдаются ещё более высокие отношения Sr/Y (115–138,6)
и (La/Yb)N (31,7–45,6). Содержания большинства редких элементов и отношение Rb/Sr (0,1) характерны для М-гранитов, однако по распределению РЗЭ породы не соответствуют М-типу (высокий уровень дифференциации тяжелых и легких лантаноидов без европиевого минимума), близки островодужным I-гранитам и континентальным трондъемитам (при этом, наличие в плагиогранитах акцессорного ильменита вместо магнетита не характерно для I- и М-типов). Резкое деплетирование по Y и тяжелым РЗЭ в наиболее глиноземистых разностях предполагает наличие гранатов в рестите. Породы комплекса формировались в мезоабиссальной обстановке. На это указывают отсутствие зон закалки, широкие контактовые ореолы амфибол-роговиковой фации (до 3 км) и мигматитизация, невысокими значениями индикаторных отношений геохимически полярных элементов (Be/Co = 0,22; La/Sc = 2,4; Be/Ba = 0,005). Вещественный состав образований близок габбро-плагиогранитовой формации (отличаются подчиненной ролью габброидов, широким распространением лейкократовых разностей в породах главной фазы).
Раннекарбоновый возраст комплекса устанавливается исходя из прорывания корбалихинской толщи силура – нижнего девона, отсутствия активных контактов с эмсскими и более молодыми отложениями. Абсолютные датировки получены в результате геохронологических исследований (U-Pb датирования цирконов, «классический» метод, ГЕОХИ РАН, аналитик Е.В. Бибикова; датирование единичных зёрен циркона, SHRIMP-II, ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского, аналитик Лепёхина; Ar-Ar датирование амфиболов и биотитов, аналитический центр ОИГГМ СО РАН, аналитик – А.В. Травин), сходящиеся в рамках аналитических ошибок даты
322–318 млн. лет [Козлов, 1995; Куйбида, 2007].
В Горном Алтае в пределах Уймено-Лебедской зоны проявлен Саракокшинский габбро-плагиогранитовый комплекс, тоналиты и плагиограниты которого имеют близость к адакитовому типу.
Петротипический Саракокшинский габбро-плагиогранитовый массив (Є1 sr) расположен между р. Верхней Ыныргой на западе, р. Уймень – на востоке, и р. Кульбич – на юге. Площадь массива составляет более 600 кв. км. Вытянут он вдоль р. Саракокша, где и выделен его петротип. Плагиограниты этого комплекса обнаруживаются в гальках нижнеордовикских конгломератов чойской свиты. В составе комплекса выделяется 3 фазы внедрения: 1 – габбро, 2 – роговообманковые тоналиты, 3 – роговообманковые и биотитовые плагиограниты.
Габбро 1 фазы внедрения наиболее широко распространены в районе р. Ынырги и её левого борта. Габброиды также обнажены в правом борту р. Сейки, где они образуют небольшой фрагмент размерами 150×500 м. В западной части этого выхода габброидов первой фазы локализовано тело габбропироксенитов, сложенных уралитизированным клинопироксеном с примесью биотита, плагиоклаза (битовнит-лабрадор), а также магнетита и титаномагнетита. Низкая щелочность и титанистость при высокой магнезиальности (MgO = 23,3–25,9 %) позволяют относить их к группе ультрамафитов, при этом фиксируется некоторая петрохимическая обособленность габбропироксенитов и габброидов с принадлежностью к единой толеитовой серии. Аналогичная ситуация зафиксирована нами в левом борту р. Ынырги, где габбропироксениты имеют с габброидами постепенные переходы, характерные для расслоенных частей разрезов офиолитов.
Кроме того, габброиды первой фазы развиты повсеместно среди плагиогранитов в виде ксенолитов, скиалитов и тел различного размера (от первых метров до нескольких сотен метров) сложной, неправильной, нередко линзовидной формы с расплывчатыми и постепенными переходами к плагиогранитам через породы промежуточного состава. Минеральный состав наименее метаморфизованных и измененных пород первой фазы характеризуется присутствием в равных количествах основного плагиоклаза № 50–90 и моноклинного (диопсид-салит), реже – ромбического (энстатит, гиперстен) пироксена, а также амфибола (до 10 %), представленного базальтической и обыкновенной роговой обманкой, нередко обрастающей зерна пироксена. В более измененных разностях присутствует калиевый полевой шпат (микроклин) и кварц, иногда образующий крупные скопления и порфиробласты. В целом,
габброиды первой фазы характеризуются низкой щелочностью (Na2O = 2,02 %, К2О = 0,37 % при SiO2 = 48,5 %), низкой титанистостью (ТiО2 = 0,59 %) и высокой железистостью (f = 68), типичными для магнезиально-железистых толеитовых серий и офиолитовых габброидов.
Пространственное положение габброидов и линз пироксенитов позволяют предположить, что фронт покрова офиолитов находился в восточной части Саракокшинского массива.
Тоналиты 2 фазы внедрения локализуются в районе распространения габброидов, а также в месте слияния рек Сейки и Синюхи и в среднем течении р. Ынырги. Они образуют небольшие тела размерами 20–70×150–300 м в приконтактовых частях Саракокшинского массива, а также фрагменты размерами от 0,5 до 3,5 м среди плагиогранитов третьей фазы. Они сложены (%): кварцем (25), плагиоклазом (35–40), калиевым плевым шпатом (5–10), роговой обманкой (10–20), эпидотом (10), хлоритом (5). Акцессорные минералы: магнетит, пирит. Структуры породы гипидиоморфнозернистая, местами аллотриоморфнозернистая. Текстура массивная, местами гнейсоватая. Роговая обманка даёт идиоморфные таблитчатые и призматические сечения (0,3–0,7 мм) с отчётливым плеохроизмом от тёмно-зелёного по Ng′ до светло-зеленовато-жёлтого по Np′ (СNg′ = 22˚). Корродируется плагиоклазом, кварцем, калиевым полевым шпатом. Замещается хлоритом и эпидотом. Плагиоклаз чаще всего наблюдается в виде таблитчатых сечений размерами 0,2–0,8 мм, реже призматических выделений размерами 0,2×0,8 мм. Почти повсеместно утратил двойниковое строение. Диагностируется олигоклазом № 28–29, редко – андезином № 31–33. Как правило, зонален с интенсивно пелитизированным и серицитизированным ядром. Калиевый полевой шпат полуидиоморфен, чаще ксеноморфен. Имеет призматические и таблитчатые выделения (0,2–0,4 мм). Слабо каолинизирован. Корродируется кварцем. Последний ксеноморфен (0,1–0,7 мм) с нормальным и слабо волнистым погасанием. Последовательность кристаллизации: роговая обманка – плагиоклаз – КПШ – кварц.
Плагиограниты роговообманковые средне- и крупнозернистые породы серой и серовато-зеленоватой окраски с планпараллельной текстурой и, имеющие порфировидный облик. Структура основной ткани породы гипидиоморфнозернистая. Состав (%): кварц – 25–30, плагиоклаз – 50–55, роговая обманка – 7, эпидот – 10, хлорит – 3. Акцессорная фаза представлена магнетитом, пиритом, апатитом, редко – сфеном. Порфировые выделения представлены роговой обманкой и плагиоклазом (олигоклаз № 24–26). Роговая обманка корродируется полевыми шпатами и замещается хлоритом и эпидотом. Гипидиоморфная структура породы определяется резко преобладающим идиоморфным плагиоклазом призматической формы нередко зонального строения с более основным ядром и альбит-олигоклазом по периферии. Плагиоклаз соссюритизирован часто с сохранением первичной зональности. Роговая обманка формирует призматические кристаллы, которые по периферии замещаются эпидотом и хлоритом. Иногда крупные выделения амфибола создают порфировидную структуру. Кварц резко ксеноморфен корродирует все ранее выделившиеся минералы. Последовательность кристаллизации минералов в породе: роговая обманка – плагиоклаз – кварц. Именно роговообманковые плагиограниты дают постепенные переходы к тоналитам.
Плагиограниты биотитовые 3 фазы средне-крупнозернистые породы серой окраски с розоватым оттенком с повсеместно хорошо проявленной гнейсоватостью. В левом борту р. Сейки на окраине посёлка биотитовые плагиограниты цементируют крупные обломки тоналитов размерами от 20 см до 1,5 м. Структура породы гипидиоморфнозернистая. Состав (5): кварц – 30, плагиоклаз 45–50, КПШ – 5, биотит – 5, хлорит – 10, эпидот – 5. Из акцессориев отмечены магнетит, пирит, циркон, апатит. Порода представляет собой довольно гомогенную фазу, в которой идиоморфный плагиоклаз составляет каркас. Он интенсивно соссюритизирован. Деанортитизация плагиоклаза сопровождалась уничтожением полисинтетической двойниковой микроструктуры. Последняя сохранилась только в реликтах. Диагностируется андезином № 33–36. Формы выделений таблитчатые, реже – короткопризматические. Биотит кристаллизовался в виде листочков и сохранился лишь в отдельных местах. Почти нацело замещён хлоритом и эпидотом. Корродирует плагиоклаз и сам, в свою очередь, корродируется кварцем и калиевым полевым шпатом. Кварц ксеноморфен, имеет волнистое и блоковое погасание. Биотитовые плагиограниты возможно не следует включать в состав Саракокшинского массива, так как они повсеместно содержат калиевый полевой шпат, явно наложенный и характеризуются повышенной калиевостью.
Неизмененные и слабоизмененные метасоматическими процессами роговообманковые плагиограниты по химизму соответствуют умеренно глиноземистым, низкощелочным и высоко натриевым гранитоидам адакитового типа (AD) с низкими содержаниями стронция (200–211 г/т), рубидия (10–22 г/т), циркония (91–146 г/т), ниобия (1,4–1,5 г/т), иттрия (60–63 г/т) и с низким (мантийным) отношением
87Sr/ 86Sr = 0,703–0,704.
В Салаирском кряже к адакитовым гранитоидам относятся 2 комплекса: раннеордовикский (?) новолушниковский плагиогранит-диоритовый комплекс (βЄ-О1) и средне-позднекарбоновый (?) выдрихинский комплекс кварц-диорит-тоналитовый (qδC2-3(?)v).
К новолушниковскому комплексу отнесены массивы Новолушниковский, Колтыракский, Мокрушинский, Колонковский, Дресвянский, Берёзовский и многие другие гипабиссальные интрузивы.
Новолушниковский массив залегает на глубине 250 м от поверхности и изучен только по керну скважин. Расположен в поле карбонатно-вулканогенных пород нижнего кембрия и выявлен в процессе поисковой оценки золотого оруденения на участке «Жила № 13», в Егорьевском золотоносном районе, где он вскрыт на глубине 400–500 м. По форме он представляется как лакколит, приуроченный к структурному несогласию на границе суенгинской свиты нижнего кембрия и базальных конгломератов в основании нерасчлененных отложений среднего-верхнего кембрия. На космоснимках массив дешифрируется в виде кольцевой структуры площадью около 3 км2.
Породы Новолушниковского массива по составу довольно однородны. Хорошо выраженная вверху порфировидность с глубиной исчезает. Внешне плагиограниты светлые зеленовато-серые, иногда с розовым оттенком, массивные, лейкократовые породы. Основу составляют крупные идиоморфные кристаллы олигоклаз-андезина (60–70 %), в промежутках между которыми – мелкозернистая аплитовидная масса (альбит, кварц, калишпат, биотит, хлорит, эпидот, кальцит). Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном, магнетитом, ортитом, рутилом.
Дайковая серия представлена как лейкократовыми плагиогранитами, так и тоналит-порфирами, диоритовыми и диабазовыми порфиритами и даже габбро, образующими тела мощностью 0,5–5,0 м.
Изменение вмещающих пород около Новолушниковского массива сводится к скарнированию известняков, лиственитизации и пропилитизации терригенно-карбонатных отложений, березитизации материнских пород. С последней связано золотое и молибденовое оруденение порфирового типа.
Породы петротипического Новолушниковского плагиогранитного массива петрографически однородны. С глубиной четко выраженная порфировидность исчезает, но неравномернозернистость и элементы микрографической структуры до глубины 700 м сохраняются. По химическому составу плагиограниты Новолушниковского массива относятся к кислым плутоническим породам нормального петрохимического ряда семейства низкощелочных гранитов калиево-натриевой серии. Это весьма высокоглиноземистые, низкотитанистые образования. В отличие от плагиогранитов Старогутовского массива толеитового ряда (по Л.В. Таусону [1977]), плагиограниты Новолушниковского массива характеризуются более высоким содержанием калия и кальция, что, по-видимому, указывает на принадлежность их к плагиогранитам андезитового ряда.
Колтыракский массив плагиогранитов закартирован в вершине р.Колтырак среди нерасчлененных вулканогенно-осадочных отложений зелено-фиолетовой серии в виде группы мелких выходов общей площадью около 8 км2. По внешнему виду породы массива серые и зеленовато-серые, массивные, порфировидные. В массиве преобладают мелкозернистые плагиограниты и плагиогранит-порфиры с содержанием кварца 30–35 %, в краевых частях массива – до 10–15 %, здесь плагиограниты через тоналиты постепенно сменяются кварцевыми диоритами.
Породы Колтыракского массива по химическому составу также относятся к семейству низкощелочных гранитов. Среди них отмечаются представители натриевой и калинатриевой серий.
Мокрушинский массив расположен к югу от д. Мокрушино и занимает площадь около 2 км2. Залегает он также среди нерасчлененных вулканогенно-осадочных отложений зелено-фиолетовой серии. Эрозией вскрыта только его апикальная часть. Массив по большей части перекрыт четвертичными отложениями, отмечаются только единичные его выходы на поверхность. С поверхности массив сложен преимущественно кварцсодержащими диорит-порфирами, которые с глубиной и в отдельных случаях по латерали постепенно сменяются кварцевыми диоритами, тоналитами и плагиогранитами.
Мокрушинский массив в купольной эндоконтактной зоне представлен по химическому составу семейством кварцевых диоритов натриевой и калиево-натриевой серий, которые с глубиной сменяются плагиогранитами.
Преобладающие диориты состоят из (%): плагиоклаза № 34–49 (60), обыкновенной роговой обманки (25), биотита (5), эпидота (10) и редкими акцессориями (апатит, магнетит, сфен).
Плагиограниты сложены (%): плагиоклазом № 15–23 (70), кварце (25), биотитом (5). Из акцессориев отмечены циркон, сфен, пирит.
Специфика химических составов заключается в высокой натриевости, плагио-уклоне пород фельзической группы.
Наиболее древняя абсолютная датировка пород Новолушниковского массива (К–Ar по валу) составляет 483 млн. лет, что соответствует раннему ордовику.
К выдрихинскому комплексу отнесены гранитоиды натриевой серии в пределах Улантовского и Коуракского плутонов, а также Елбанского массива. К этому комплексу отнесены также Федосеевский, Еловский, Никольский интрузивы и многочисленные мелкие тела в юго-восточной части Выдрихинского ареала. Комплекс назван В.Л. Хомичевым в 1998 г. по одноименному полихронному плутону, расположенному к юго-востоку от с. Петени на р. Берди, но уже за пределами Новосибирской области.
В области тектонического сочленения Северного Салаира и Кузбасса по Салаирско-Кузнецкому глубинному разлому на современном эрозионном срезе картируются два купола-плутона – Улантовский (80 км2), расположенный южнее с. Лебедево и Коуракский (120 км2) – к югу от с. Коурак, являющиеся частями единого скрытого полифациального и полихронного гранитного плутона.
В составе Улантовского и Коуракского плутонов наблюдаются две разновозрастные породные группы – диорит-тоналитовая и гранит-лейкогранитовая, выделяемые в самостоятельные мезоабиссальные плутонические комплексы – выдрихинский кварц-диорит- тоналитовый средне-позднекарбоновый и жерновский монцонит-граносиенит-гранит-лейко- гранитный пермо-триасовый. Преимущественно северо-восточная и юго-западная части Улантовского плутона сложены кварцевыми диоритами, тоналитами, плагиогранитами и относительно редко габбро-диоритами и габбро. Породами этой группы сложена и северо-западная часть Коуракского плутона.
Габбро – породы темного зелено-серого цвета, массивные, средне-крупнозернистые, с габбровой или офитовой микроструктурой. Сложены лабрадором (50–60 %), авгитом (40–50 %), отмечаются единичные крупные кристаллы ильменита. Пироксен замещается уралитом, по плагиоклазу развивается игольчатый актинолит.
В более распространенных промежуточных габбро-диоритах отмечается призматическизернистая, переходная к офитовой, микроструктура. Их состав: андезит
(60–70 %), авгит (10–25 %), буровая роговая обманка (10–15 %), биотит (3–5 %), единичные зерна кварца. Акцессорные – магнетит и апатит.
Диориты характеризуются более темной окраской, порфировидностью, призматически-зернистой структурой. Они сложены олигоклаз-андезином (50–70 %), буровато-зеленой роговой обманкой (30–35 %) и биотитом (до 10 %), с примесью кварца (1–3 %). Из акцессорных минералов отмечаются сфен, магнетит, циркон, монацит, гранат, из вторичных характерен пренит.
Тоналиты – обычно крупнозернистые, зеленовато-серые, серые массивные породы с гипидиоморфнозернистой структурой. Сложены они олигоклаз-андезином (50–60 %), кварцем (20–30 %), ортоклазом (2–5 %), биотитом и роговой обманкой (10–20 %). Акцессорные минералы представлены магнетитом, рутилом, сфеном, апатитом и цирконом.
Кварцевые диориты являются промежуточными породами между тоналитами и диоритами. Плагиограниты – крупнозернистые породы, сложенные олигоклазом (65–70 %), кварцем (20–25 %), биотитом (7–15 %), среди акцессорных отмечаются магнетит, ильменит, апатит и циркон. Гранитоиды относятся к известково-щелочной серии и отличаются повышенной глиноземистостью.
Елбанский гранитоидный массив (13 км2) расположен в непосредственной близости от д.Елбань к востоку от нее. Центральная часть массива сложена биотит-роговообманковыми тоналитами и плагиогранитами. Эндоконтактовая зона и купольная часть сложены диоритами и кварцевыми диоритами, постепенно сменяющимися тоналитами. Эрозионный срез неглубокий.
Дайки выдрихинского комплекса представлены тоналит- и плагиогранит-порфирами, диоритовыми порфиритами, спессартитами, керсантитами и размещаются как вблизи массивов, так и на значительном удалении от них.
Нижняя возрастная граница выдрихинского комплекса определяется метаморфизацией живетских отложений кварцевыми диоритами Улантовского плутона в районе бывшей д. Желтоногино. Кроме того, на западной окраине с. Старогутово в контакте с кварцевыми диоритами юго-западной части Коуракского массива наблюдается интенсивное ороговикование и скарнирование долеритов субвулканического штока, принадлежащего сафоновскому базальтовому комплексу.
Для кварцевых диоритов Улантовского плутона получена Rb–Sr изохрона по валу, полевым шпатам, амфиболу и биотиту. Возраст составил 423 ± 8,4 млн. лет. По амфиболу из той же пробы кварцевых диоритов определен Ar–Ar возраст 411,7 ± 4,7 млн. лет. Эти даты соответствуют позднему силуру и раннему девону и не согласуются с геологическими данными. Для гранитоидов Елбанского массива изохронным Rb-Sr методом установлена дата 259 ± 5 млн. лет; Ar–Ar методом по амфиболу 273 ± 4 млн. лет. К–Ar датировки по валу составляют 286–243 млн. лет. Эти датировки дают большой разброс возрастов – от среднего карбона до среднего триаса. По отчетливо выраженному натриевому типу щелочности плагиогранитоиды выдрихинского комплекса хорошо сопоставляются с аналогичными образованиями волчихинского габбро-плагиогранодиорит-гранитного комплекса Рудного Алтая. На основе кореляции с последним, с учетом рвущих взаимоотношений с нижнекаменноугольными отложениями возраст гранитоидов выдрихинского комплекса условно принимается средне-позднекарбоновым (?) [Шокальский, 2001], но возможен и более молодой-позднепермско-раннетриасовый.
Дайковые породы, связанные с выдрихинским комплексом, включают: тоналиты, плагиогранит-порфиры, диоритовые порфириты, спессартиты, керсантиты и размещаются как вблизи массивов, так и на значительном удалении.
В Горной Шории к адакитовым грантоидам относятся породные ассоциации двух разновозрастных комплексов: кштинского с абсолютным возрастом 545 ± 7 млн. лет и садринского с возрастом 501,8 ± 2,9 и 505 ± 8 млн. лет.
Кштинский диорит-тоналит-плагиогранитный массив расположен в Садринском секторе Алтае-Северосаянского вулкано-плутонического пояса на водоразделе рек Лебедь и Садра. Массив имеет в плане вытянутую в северо-восточной направлении форму площадью 5 км2. Он прорывает островодужные толеитовые базальты и андезибазальты садриснкйо свиты раннего кембрия и низкотитанистые высокоглинозёмистые габброиды лысогорского перидотит-пироксенит-габброноритового
комплекса венда-раннего кембрия. В составе Кштинского массива выделяются 3 фазы внедрения: 1 – среднезернистые биотит-амфиболовые кварцевые диориты и диориты; 2 – среднезернистые биотит-амфиболовые тоналиты; 3 – мелко-среднезернистые амфибол-биотитовые и биотитовые плагиограниты и лейкоплагиограниты. Плагиограниты 3 фазы являются главной преобладающей фазой (90 %).
Плагиограниты имеют средне-мелкокристаллическое строение с массивной или слабо такситовой текстурами. В мелкокристаллических разностях изредка наблюдается порфировидное строение с крупными интрателлурическими выделениями андезина (№ 34–39). Местами по периферии андезина отмечается каёмка олигоклаза. Основная ткань породы представлена (масс. %): олигоклазом 40–57, кварцем – 28–39, биотитом (2–10), роговой обманкой (0–6). Калиевый полевой шпат редок (0–2 %), и обраует ксеноморфные выделения размерами 0,5–1,5 мм. Кварц часто образует крупные округлые выделения с волнистым погасанием и придаёт породе порфиовидный облик. Плагиоклаз (олигоклаз % 23–28) идиоморфен, часто зонален, с каёмкой альбита по периферии. Олигоклаз нередко серицитизирована. Акцессории: апатит, циркон, магнетит, ортит, сульфиды.
Тоналиты по струтурно-текстурным особенностя весьма близки плагиогранитам, но отличаются от последних более высокими содержаниями роговой обманки (до 15 %) и пониженными – кварца (17–22 %). Роговая обманка нередко слабо эпидотизирована и хлоритизирована. Акцессории – циркон, апатит, пирротин, сфен, ильменит.
По данным Г.А. Бабина плагиогранитоиды характеризуются низкой щелочностью и крайне низким (менее 1 %) содержанием K2O. По содержанию петрогенных оксидов они хорошо сопоставляются с аналогичными породами петротипического Майнского массива и с комагматичными им раннекембрийскими плагиориолитами нижнемонокского комплекса Западного Саяна. По низким содержаниям литофильных элементов: Be, Rb, Li, Ta, Ba, Sr, Nb плагиограниты Кштинского массива уверенно отличаются от гранитоидов более поздних садринского и верхнекондомского комплексов, но хорошо коррелируются с образованиями Майнского массива и отвечают геохимическому типу плагиогранитов толеитового ряда островных дуг.
В составе садринского комплкса к адакитовым гранитоидам отностся фельзические разности пород Садринского габбро-диорит-гранодиоритового среднекембрийского комплекса (υ, ν, δ, qδ, pγ, γδ, γ Є2sd) слагает группу различного размера массивов на северо-востоке территории Республики Алтай в пределах Кондомско-Лебедского блока Балхашско-Садринской СФЗ и блоков Мрасской СФЗ, что делает отнесение данных магматических образований в Алтае-Северосаянском ВПП до некоторой степени условным. Характерным для большинства массивов островодужного сектора (Лебедской, Садринский, Клыкский, Майский массивы Садринского ареала) является их удлиненная в северо-восточном направлении форма и полифазный полипородный состав с преобладанием кварцевых диоритов, плагиогранитов и гранодиоритов-тоналитов, фациально варьирующих до меланогранитов и, редко, до адамеллитов. Это хорошо просматривается в положении петротипического Садринского массива в геологических структурах (рис. 5). Резко подчиненные им количественно и ассоциирующие с ними пространственно габброиды (с вариациями до габбропироксенитов и пироксенитов) целесообразней рассматривать в составе данного комплекса в качестве его первой фазы внедрения с принадлежностью единой габбро-диорит-плагиогранитной или габбро-диорит-гранодиоритовой формации этапа консолидации складчатых структур салаирско-раннекаледонского аккреционного орогена. В то же время, некоторыми исследователями [Шокальский и др., 2000] породы габброидной фазы данной породной ассоциации рассматриваются как самостоятельный среднекембрийский габбронорит-диоритовый комплекс с принадлежностью к габброидному типу формаций.
Рис. 5. Схема геологического строения района Садринского петротипического массива (составлена А.И. Гусевым с использованием материалов Г.А. Бабина):
1 – четвертичные отложения; 2 – базальты, андезибазальты, риолиты, риодациты нырнинского риодацит-андезибазальт-базальтового комплекса (D1-2 nr); 3 – песчаники, алевролиты, гравелиты, конгломераты красногорской свиты (D1 kg); 4 – вулканиты садринской свиты плагиодацит-андезит-базальтового комплекса (Є1 sd); 5 – карбонатные отложения верхнемонокской свиты (Є1 mn); 6 – базальты, андезибазальты, плагиориолиты каечакского базальтового комплекса (V-Є1kč); 7-8 – верхнекондомский монцодиорит-гранодиорит-меланогранитовый комплекс (Є3-О1 vk), 7 – гранодиориты, 8 – кварцевые монцодиориты; 9-11 – садринский габбро-диорит-гранодиорит-гранитовый комплекс
(Є2 s): 9 – граниты, 10 – гранодиориты, 11 – кварцевые диориты; 12 – среднекембрийские габброиды; 13 – плагиограниты майнского тоналит-плагиогранитового комплекса (Є1 m); 14-15 – лысогорский перидотит-пироксенит-габбровый комплекс (Є1 l): 14 – габброиды, 15 – верлиты; 16 – тектонические нарушения; 17 – места отбора проб и их номера. Цифрами показаны интрузивные массивы: 1 – Садринский, 2 – Малоаталыкский,
3 – Большеаталыкский, 4 – Майский
В составе садринского габбро-диорит-гранодиоритового комплекса, с учетом проведенных в 2000–2001 гг. работ по ГДП-200 на листе N-45-XXXIV, А.И. Гусевым выделено пять фаз внедрения. Первая фаза (около 5 %) представлена габброидами и резко подчиненными им количественно пироксенитами и габбро-пироксенитами, вторая фаза (около 60 %) включает диориты, кварцевые диориты; третья фаза охватывает более локально развитые гранодиориты и тоналиты (30–40 %), а также калишпатсодержащие тоналиты и гранодиориты; четвёртая фаза включает меланограниты и плагиограниты, реже адамеллиты, при этом породы этой фазы повсеместно характеризуются плавными и постепенными фациальными петрогеохимическими и петрографическми взаимопереходами; пятая фаза охватывает плагиолейограниты. В отдельную группу могут быть выделены жильные аплитовидные и пегматоидные граниты и пегматиты, по данным Г.А.Бабина и С.П.Шокальского (2000) в составе комплекса принимают участие дайки микродиоритов, диорит-порфиритов, гранодиорит-порфиров и спессартитов.
Среди пород первой фазы доминирующим распространением пользуются амфиболовое (Шорбинский массив) и оливинсодержащее амфиболовое (Усть-Ямансадринский массив) габбро с редкими реликтами клинопироксена, среди которых в виде неправильной формы пятен, линз, прослоев с постепенным переходом через меланогаббро иногда присутствуют неравномернозернистые горнблендиты, развитые по пироксенитам. Последние развиты в очень ограниченных объемах и обычно интенсивно амфиболизированы, иногда фиксируется развитие промежуточных разностей состава плагиоклазовых горнблендитов и габбропироксенитов. В краевой части массива габброиды часто имеют порфировидные структуры. По данным Г.А. Бабина и др. (2000), габброиды и клинопироксениты Шорбинского массива характеризуются умеренной и высокой титанистостью, высокой фосфористостью, повышенной щелочностью с умеренно высоконатриевым уклоном, в других массивах развиты умеренно и низкотитанистые и более низкокалиевые разности. В Садринском массиве мелкие тела и ксенолиты габброидов среди гранитоидов третьей фазы характеризуются как умеренно и низкотитанистые (TiO2 = 1,06–1,17 %), умеренноглиноземистые (Al2O3 = 14–15,59 %), высокофосфористые (P2O5 = 0,14–0,16 %) породы умеренно-шелочной и известково-щелочной (островодужной) серии. Для них характерны пониженные концентрации рубидия и бария. Породы первой фазы содержат самые высокие концентрации суммы РЗЭ (более 100 г/т). При этом они существенно отличаются от подобных габброидов саракокшинского (уйменского, лысогорского) комплекса повышенной глиноземистостью, калиевостью, фосфористостью и общей щелочностью. Массивы данных габброидов перспективны в отношении ильменит-титаномагнетитового оруденения (Шорбинское рудопроявление).
Породы второй фазы, представленные биотит-роговообманковыми диоритами, монцодиоритами, кварцевыми диоритами и кварцевыми монцодиоритами, слагают не менее половины объема массивов данного комплекса (северную часть петротипического Садринского массива, Базлинско-Клыкский, Лебедской и ряд более мелких массивов), чем принципиально отличаются от раннекембрийских интрузивных образований саракокшинского комплекса. В темноцветной части породы всегда характерно заметное преобладание роговой обманки над биотитом, основность плагиоклаза обычно не превышает андезин-олигоклаза. В кваревых диоритах повышаются содержания рубидия и бария в сравнении с габброидами. В них резко снижены суммарные концентрации РЗЭ. Как и породы первой фазы в кварцевых диоритах высокие нормированные отношения лантана к иттербию, что свидетельствует об умеренной степени дифференциации РЗЭ. В очень ограниченных количествах среди диоритов и как их фациальная разновидность встречаются кварцевые диориты, практически полностью лишенные калиевого полевого шпата (бассейн р. Тюстей), чем данные породы отличаются от калишпатсодержащих и значительно более широко развитых кварцевых диоритов третьей фазы садринского комплекса.
В петротипическом и наиболее крупном Садринском массиве, имеющем форму резко вытянутого в северо-восточном направлении овала с протяженностью более 50 км при ширине 5–8 км, наряду с диоритоидами второй фазы, наиболее полно представлены породы третьей фазы, занимающие центральную, восточную и всю южную часть данного плутона. Основной петрографической разновидностью пород третьей фазы являются биотит-роговообманковые и роговообманково-биотитовые гранодиориты и меланограниты с плавными петрографическими и петрогеохимическими фациальными переходами, с одной стороны, к калишпат-содержащим плагиогранитам и, реже, тоналитам, а с другой стороны – к натриевым гранитам и адамеллитам. Калиевый полевой шпат обычно развит в ксеноморфных зернах и пойкилобластах размером до 1 см и более, кварц часто образует гломеровидные скопления, характерна бедность набора акцессорных минералов, обычно представленных сфеном и магнетитом.
Тоналиты характеризуются практически полным отсутствием калиевого полевого шпата. Они сложены (%): кварцем (25), плагиоклазом (35–40), калиевым плевым шпатом (5–10), роговой обманкой (10–20), эпидотом (10), хлоритом (5). Акцессорные минералы: магнетит, пирит. Структуры породы гипидиоморфнозернистая, местами аллотриоморфнозернистая. Текстура массивная, местами гнейсоватая. Роговая обманка даёт идиоморфные таблитчатые и призматические сечения (0,3–0,7 мм) с отчётливым плеохроизмом от тёмно-зелёного по Ng′ до светло-зеленовато-жёлтого по Np′ (СNg′ = 22°). Корродируется плагиоклазом, кварцем, калиевым полевым шпатом. Замещается хлоритом и эпидотом. Плагиоклаз чаще всего наблюдается в виде таблитчатых сечений размером 0,2–0,8 мм, реже призматических выделений 0,2×0,8 мм. Почти повсеместно утратил двойниковое строение. Состав его отвечает олигоклазу № 28–29, редко – андезину № 31–33. Как правило, зонален с интенсивно пелитизированным и серицитизированным ядром. Калиевый полевой шпат полуидиоморфен, чаще ксеноморфен и даёт призматические и таблитчатые выделения (0,2–0,4 мм). Слабо каолинизирован. Корродируется кварцем. Последний ксеноморфен (0,1–0.7 мм) с нормальным и слабо волнистым погасанием. Последовательность кристаллизации: роговая обманка – плагиоклаз – КПШ – кварц.
Плагиограниты и меланограниты четвёртой фазы – светло-серые, розовато-светло-серые мелко-среднезернистые массивные породы с гипидиоморфнозернистой структурой, они сложены идиоморфными зональными кристаллами плагиоклаза (50–65 %), кварцем (20–32 %), часто в виде гломеровидных скоплений, ксеноморфными зернами калиевого полевого шпата. Количество последнего составляет 10–20 %, понижаясь иногда до 4 %. Содержание роговой обманки и биотита
не превышает 6–7 %. Акцессорные минералы: магнетит, сфен, апатит, циркон. По соотношениям темноцветного компонента различаются плагиограниты: роговообманковые, биотитовые и роговообманково-биотитовые.
Плагиограниты роговообманковые средне- и крупнозернистые порфировидные породы серой и серовато-зеленоватой окраски с планпараллельной текстурой. Структура основной ткани породы гипидиоморфнозернистая. Состав (%): кварц – 25–30, плагиоклаз – 50–55, роговая обманка – 7, эпидот – 10, хлорит – 3. Акцессорные минералы представлены магнетитом, пиритом, апатитом, редко – сфеном. Порфировые выделения представлены роговой обманкой и плагиоклазом (олигоклаз № 22–25). Роговая обманка корродируется полевыми шпатами и замещается хлоритом и эпидотом. Гипидиоморфная структура породы определяется идиоморфизмом плагиоклаза призматической формы нередко зонального строения с более основным ядром и альбит-олигоклазом по периферии. Плагиоклаз соссюритизирован часто с сохранением первичной зональности. Роговая обманка образует призматические кристаллы, которые по периферии замещаются эпидотом и хлоритом. Иногда крупные выделения амфибола создают порфировидную структуру. Кварц резко ксеноморфен корродирует все ранее выделившиеся минералы. Последовательность кристаллизации минералов в породе: роговая обманка – плагиоклаз – кварц. Именно роговообманковые плагиограниты дают постепенные переходы к тоналитам.
Плагиолейкограниты и лейкогранит-порфиры заключительной фазы – светло-розовые и белые породы, состоящие (%) из кварца (35–40), плагиоклаза (An = 14–16) (40–45), калиевого полевого шпата (микроклина и микроклин-пертита) (18–20) и редких чешуек хлоритизированного биотита и мусковита (1–2). Порфирововидные выделения плагиоклаза имеют зональное строение с ядерной частью альбит-олигоклаза и более кислой каёмкой альбита. Акцессории: циркон, сфен, турмалин, апатит, пирит.
Гранодиорит-порфиры дайковой фации имеют светло-серую окраску и массивную текстуру. Интрателлурическая фаза представлена индивидами плагиоклаза и биотита, имеющими размеры 3–5 мм. Основная ткань породы тонкокристаллическая с гипидиоморфнозернистой микроструктурой. Плагиоклаз вкрапленников представлен зональными призматическими кристаллами с ядром, сложенным андезином № 40–45 и периферийной каёмкой, представленной олигоклазом
№ 20–24. Характерными особенностями составов биотитов дайковой фации садринского комплекса (Майский массив) являются более высокие концентрации летучих компонентов, таких как хлор, фтор, бор, указывающие на потенциальную рудоносность очага, генерировавшего дайковый комплекс. Действительно, в контактах Майского массива и роёв даек пёстрого состава локализуется одноименное золото-скарновое месторождение [Гусев, 2003].
В Туве к адакитовым гранитоидам относятся гранитоиды плагиогранитоиды коптинского комплекса. Коптинский комплекс выделяется в составе крупного Каахемского батолита площадью более 30000 км2. Дериваты комплекса обнажаются по рекам Копто, Малая Копто, Бай-Сют. В составе комплекса выделяется 4 фазы: 1 – габброиды, 2 – диоритоиды, 3 – тоналиты, 4 – плагиограниты. Преобладают диоритоиды и гранитоиды.
Диориты и кварцевые диориты – средне-крупнокристаллические породы с варьирующим составом (масс. %): плагиоклаз № 40–50 – 40–60, обыкновенная роговая обманка – 20–30, пироксен (салит) – 0–10, биотит – 2–5, кварц – 3–10, калиевый полевой шпат – 0–3. Акцессории – магнетит, сфен, апатит, циркон, сульфиды.
Тоналиты ботит-роговообманковые, крупно-среднекристаллические нередко с меланократовыми шлирами диоритового состава. Минеральный состав (масс. %): плагиоклаз № 20–28 – 65–75, кварц – 12–20, роговая обманка – 10–15, биотит – 5–8, клинопироксен – 0–2, калиевый полевой шпат – 2–4. Акцессории представлены более широким спектром минералов, чем в диоритах: магнетитом, апатитом, сфеном, цирконом, рутилом, ортитом, пиритом.
Плагиограниты – средне-мелкокристаллические породы с варьирующим составом (масс. %): плагиоклаз № 14–19 – 55–60, кварц – 20–30, биотит – 5–10, роговая обманка – 0–5, калиевый полевой шпат – 0–3. Набор акцессориев такой же, как и в тоналитах: магнетит, апатит, сфен, циркон, рутил, пирит. Не встречен ортит, но иногда присутствует гранат.
Абсолютный возраст плагиогранитов составляет 563 ± 4 млн. лет, а Sr–Nd изотопные исследования демонстрируют значения εNd(T) = 6,5, (87Sr/86Sr)0 = 0,7041–0,7046
[Руднев, 2009].
В Западном Прибайкалье плагиогранитоиды сапшиланского комплекса имеют близость к адакитовому типу [Хромых, 2006].
Плагиограниты сапшиланского комплекса распространены локально в пределах Чернорудской гранулитовой зоны Ольхонского региона Прибайкалья. К ним относятся Сапшиланский массив размерами 0,5×1 км, а также многочисленные дайки и жилы мощностью 0,3–0,6 м., секущие метаморфические породы зоны и габбро-пироксенитовые массивы чернорудского комплекса предположительно раннепалеозойского возраста. Плагиограниты представлены серыми, среднекристаллическими лейкократовыми разностями, преобладающими минералами которых являются кварц и плагиоклаз (An33-37). Темноцветный минерал – гиперстен, по объёму составляющий 0,5–2,5 об. %). Идиоморфные зёрна ромбического пироксена образуют крупные интрателлурические вкрапленники размерами от 0,5 до 1 см. Местами зёрна его резорбированы и корродируются замещающим куммингтонитом. Значения U–Pb конкордантного возраста (по цирконам на ионном микрозонде SHRIMP–II в Центре изтопных исследований ВСЕГЕИ) составляет 496 ± 3 млн. лет. Эта оценка совпадает с возрастом гранулитового метаморфизма Чернорудской зоны, вмещающей сапшиланские гранитоиды (500–495 млн. лет) [Хромых, 2006].
В Енисейском Кряже адакитовую близость имеют плагиогранитоиды ерудинского комплекса палеопротерозойского возраста.
Гранитоиды ерудинского комплекса представлены конкордантными телами плагиогнейсогранитов, диоритогнейсов, реже – гранодиоритогнейсов, тоналитогнейсов и гнейсоватых гранитов и лейкогранитов сформиовались на начальной стадии образования гранитогнейсовых куполов [Динер, Стороженко, Васильев, 2006]. Гранитоиды образуют Ерудино-Чиримбинский ареал распространения, приуроченный к Панимбинскому антиклинорию, сложенному глубоко метаморфизованными породами (гнейсами, амфиболитами, кварцитами, мраморами и кристаллическими сланцами) немтихинского и малогаревского метаморфических комплексов предположительно архейского возраста. Гиперстеновые гнейсы по некоторым реликтам и составу обнаруживают близость парапородам и могут быть отнесены к гранулитовой
фации метаморфизма.
Преобладающие плагиогранитогнейсы характеризуются серой и тёмно-серой окрасками. Чаще всего они мелко-среднекристаллические, порфиробластовые. Нередко имеют гнейсовидную планпараллельную текстуру и полосчатость. Микроструктуры пород лепидогранобластовая и гранобластовая, участками – гипидиоморфнозернистая. Состав (об. %): кварц – 18–34, плагиоклаз – 38–58, калиевый полевой шпат – не более 5–6, биотит – 3–12, амфибол 13–16, моноклинный пироксен – 2–3, акцессории – 1–2 (ильменит, сфен, турмалин, гранат, циркон, апатит, дистен, ставролит, пирит, пирротин, реже – ортит и магнетит). Минеральный парагенезис акцессориев свидетельствует о близости пород: 1 – к высокоглинозёмистым гранитоидам S-типа и 2 – к ильменитовой (сильно восстановленной) серии.
Гранодиоритогнейсы обладают тёмно-серой окраской. Это массивные и гнейсоватые разности мелко-среднекристаллического сложения. Структуры гранобластовые, реже близкие к гипидиоморфнозернистым. Минеральный состав (об. %): кварц –
10–16, плагиоклаз – 40–60, биотит – 5–16, амфибол – 15–22, пироксен – 4–6. Набор акцессориев такой же, как и в плагиогранитогнейсах. Плагиоклаз отличается большей основностью, чем в плагиогранитогнейсах – андезин (№ 32–38).
В гранитоидах имеются некоторые признаки, указывающие на участие в их образовании пород гранулитовой фации и метаморфизма (биотит гранитоидов обладает высокой железистостью, высокой щелочностью и невысоким содержанием TiO2, что указывает на близость слюды к анниту, характерному для гранулитов и формировавшемуся при высокотемпературных условиях). Местами в диорито-гнейсах и гранодиоритогнейсах отмечаются мелкие мафитовые включения, представленные меланократовыми прироксен-амфиболовыми гнейсами с биотитом размерами от 1 до 3 см в поперечнике. Микроскопические исследован я показали, что включения представляют типичные реститы недоплавленных меланократовых гнейсо-гранулитов.
В контактах некоторых тел ерудинских гранитоидов развиты скарны. По обобщённой изохроне для гранитоидов получен абсолютный возраст (Rb–Sr методом) 2243 ± 76 млн. лет при 87Sr/86Sr0 = 0,7128 [Динер, Стороженко, Васильев, 2006].
В Монголии к адакитовым гранитоидам относятся многочисленные плутоны Озёрной зоны. На территории Озёрной зоны Западной Монголии к раннепалеозойскому возрастному интервалу относятся адакитовые гранитоиды по С.Н. Рудневу [Руднев, 2010]: тоналит-плагиогранитной ассоциации Харанурского плутона (с абсолютной датировкой по U-Pb изотопной системе в цирконах 531 ± 10 млн. лет), тоналит-диоритовой ассоциации Дзабханского интрузива (абсолютная датировка 529 ± 6 млн. лет), тоналит-плагиогранитной ассоциации Шаратологойского плутона (с возрастом 519 ± 8 млн. лет), диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциации Хиргиснурского плутона (с возрастом 495 ± 2 млн. лет). В составе Харанурского плутона выделяется и более поздняя ассоциация гранодиорит-плагиогранитная с абсолютным возрастом 459 ± 10 млн. лет. Породы этой ассоциации характеризуются концентрациями Rb от 20 до 120 г/т, Ba – от 385 до 770 г/т, Sr от 405 до 387 г/т, Y от 7,5
до 10,3 г/т, Yb от 0,9 до 1,3 г/т. Породы этой ассоциации имеют более низкие значения эпсилона изотопов неодима и значительно более высокие отношений 87Sr/86Sr (от 0,706 до 0,709). Величины последних указывают на коровую контаминацию материала.
В других регионах адакитовые гранитоиды заиксированы на Большом Кавказе и в Крыму [Гусев, Гусев, 2014]. На Большом Кавказе к адакитовым гранитоидам отностся дайки плагиогранитов рухталдеринско-ботоорского, казбекского, горедиборского, диндидагского и других участков Восточного Кавказа [Гусев и др, 1975; Гусев, 1980; Гусев, 2014].
В Крыму адакитовый облик имеют гранитоиды кастельского комплекса среднеюрского возраста [Гусев, 2014].
Кастельский диорит-плагиогранитовый комплекс (I2ks) включает преобладающие плагиограниты, тоналиты, а также кварцевые диориты, габбро-диориты в составе Кастельского, Урагского, Серагозского, Шахринского, Ай-Иоринского, других интрузивов в Кастельско-Аю-Дагском ареале и сопровождающих их даек такого же состава. По сведениям А.Е. Лагорио, у подножья горы Ай-Тодор субвулканическое тело базальтоидов пересечено гранодиоритами (тоналитами, плагиогранитами), которые сопоставляются также с образованиями кастельского комплекса. В краевых частях Кастельского интрузива развиты многочисленные крутопадающие дайки плагиогранит-порфиров с резко выраженными зонами закалки; мощность даек от десятков см., до 6 м. Дайки плагиогранит-порфиров и тоналит-порфиров встречены также в Аю-Дагском массиве и интрузиве мыса Партенит. Традиционно формирование всей ассоциации пород кастельского комплекса рассматривалось как двухфазное [Спиридонов, Фёдоров, 1990; Спиридонов, Фёдоров, Ряховский, 1990].
По нашим данным породные типы кастельского комплекса формировались в три фазы, что выявляется по пересечениям различных фаз и наличию включений ранних образований в более поздних. К первой фазе относятся габбро-диориты, диориты, кварцевые диориты. Во вторую фазу сформировались тоналиты и гранодиориты. Заключительная фаза включает плагиограниты и плагиогранит-порфиры. Массивы комплекса сопровождаются дайками пёстрого состава.
Породы I интрузивной фазы, авгит-биотит-роговообманковые диориты, кварцевые диориты и кварцевые габбро-диориты (обычно среднезернистые) слагают ядерную и южную части Кастельского штока. Породы II интрузивной фазы, биотит-роговообманковые тоналиты, гранодиориты слагают основной объем Кастельского, Урагского и других интрузивов. В центральной части интрузивных массивов породы II фазы среднезернистые и мелко-среднезернистые, относительно равномерно-зернистые; в краевой части интрузивов породы II фазы – мелкозернистые порфировидные и резко порфировидные («тоналит-порфиры»). Порфировидные выделения плагиоклаза в них представлены лабрадором (An44-49) и андезин-лабрадором (An31-42); основная ткань породы сложена андезином (An33-37), кварцем, красновато-бурым резко плеохроирующим биотитом; акцессорные минералы – магнетит, апатит, титанит, пирит и пиротин. Биотит по оптическим показателям близок к ряду аннит-сидерофиллиту, а роговая обманка – к паргаситу. Местами паргасит замещается хлоритом и эпидотом.