Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПОСТКОЛЛИЗИОНЫЕ И АНОРОГЕННЫЕ ГРАНИТОИДЫ АЛТАЯ

Гусев А И,

Глава 2. ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОСТКОЛЛИЗИОННЫХ ГРАНИТОИДОВ

Петрогеохимические особенности гранитоидов имеют специфические отличия в различных комплексах и интрузивных массивах. Ниже приводится краткая петрографическая и геохимическая характеристики комплексов.

Кызылташский габбро-диорит-гранодиорит-граносиенит–гранит-лейкогранитовый комплекс на территории Алтайского края представлен породами шести фаз внедрения.

Габбро, габбродолериты и долериты первой фазы внедрения слагают мелкие штоки и дайки внутри Турочакского плутона, а также в виде крупных ксенолитов присутствуют в северной части Кызылташского массива, где представлены интенсивно амфиболизированными породами апогабброофитовой и аподолеритовой структуры с реликтами клинопироксена и зонального плагиоклаза. Они состоят из соссюритизированного лабрадора (38–50 %), частично замещенного актинолитом, клинопироксена, определяемого авгитом (12–16 %), обыкновенной роговой обманки (25–35 %), биотита (до 10 %) и магнетита (до 5 %). В небольших количествах присутствует титаномагнетит (титаноморфит), в единичных зёрнах – сфен, апатит. На диаграмме TAS фигуративные точки амфиболизированных и менее изменённых кызылташских габброидов располагаются в поле составов пород умеренной щёлочности (рис. 2.1), а на диаграмме AFM фиксируется их принадлежность известково-щелочной серии с трендом базальтов островных дуг энсиалического типа. На дискриминационных диаграммах Al2O3/TiO2 – P2O5, FeO* – MgO – Al2O3, Sr/Ba – K, V – Ti данные породы идентифицируются в основном с рифтогенными базальтами при незначительных вариациях содержаний Rb (27–28 г/т) и Sr (427–425 г/т), что подтверждает их принадлежность к образованиям мантийной природы.

Ко второй фазе внедрения относятся монцодиориты, диориты, кварцевые диориты. В весьма незначительном количестве в составе данного комплекса присутствуют кварцевые монцодиориты, на территории региона закартированные на водоразделе рек Кашкара и Б. Речка в краевой части Чистинского массива в виде тела площадью 1,5 кв.км c неравномерным шлирово-такситовым распределением темноцветных минералов, практически нацело замещённых вторичными хлоритом и актинолитом, и со скоплениями крупнокристаллического эпидота. Фазовых взаимоотношений данных пород с вмещающими гранитоидами не зафиксировано. Порода состоит из таблитчатых и длиннопризматических кристаллов альбита (60–70 %), развитого по основному плагиоклазу и часто насыщенного зёрнами и землистыми скоплениями эпидота. В виде оторочки вокруг них развит калиевый полевой шпат (20–30 %), а в межзерновом пространстве – кварц (5–10 %). Иногда присутствует биотит (1–3 %), а в альбите фиксируется апозональное строение. В целом породы имеют призматическизернистую и бостонитовую структуру, переходящую в аподолеритовую структуру отдельных участков. По мнению Ю.А. Туркина они представляют собой кварц-альбитовые метасоматиты (актинолитовые и биотитовые альбитолиты по Е.В. Плющеву или вторичные сиениты по Ю.В. Казицину), образованные в результате автометасоматической перекристаллизации крупного ксенолита габброидов кызылташского комплекса. Данные породы характеризуются высоким уровнем щёлочности с резким преобладанием натрия над калием и высокой степенью окисленности железа.

Таблица 2.1

Составы минералов породных типов кызылташского комплекса

Примечание. К-23 – клинопироксен из габбро, К-34 – амфибол из гранодиорита, К-41 – амфибол из кварцевого монцодиорита; К-55, К-57, К-59 – биотиты из гранитов и лейкогранитов; f – железистость, l – глинозёмистость

Монцодиориты и кварцевые монцодиориты розовато-серые, средне – крупно зернистые, массивные. Структура: гипидиоморфнозернистая с элементами пойкилитовай, монцонитовой. Отмечаются порфировидные разности. Размер зерен слагающих минералов от 0,8 до 2,5 мм. Минеральный состав кварцевых монцонитов: калиевый полевой шпат 27–35 %, плагиоклаз 45–60 %, роговая обманка 0–15 %, кварц 10 %. Роговая обманка по составу отвечает переходной разности между эденитом и обыкновенной роговой обманкой. Акцессорные минералы: апатит, сфен, магнетит и редко циркон. Калиевый полевой шпат пелитизирован, наблюдается слабо выраженная пятнистая микропертитовая структура. Минеральный состав более меланократовых монцодиоритов: калиевый полевой шпат – 20–30 %, плагиоклаз – 37–42 %, биотит – до 10 %, роговая обманка – до 20–30 %, в единичных шлифах моноклинный пироксен (до 20 %), по составу отвечающий диопсиду. Акцессорные минералы (сфен, лейкоксен, тианомагнетит, циркон, апатит, рудный) – 1 %. Для кварцевых монцодиоритов характерны самые высокие концентрации суммы РЗЭ (203 гт) из всех породных типов кызылташского комплекса и максимальные отношения лёгких лантаноидов к тяжёлым (La/YbN = 21,0), что свидетельствует о значительной фракционированной модели их формирования.

Гранодиориты относятся третьей фазе и отличаются от диоритов и монцодиоритов более высоким содержанием кварца и более низкими – амфибола, сфена, титаномагнетита, что также выражено в повышенной их щёлочности (Na2O = 4,55 %, K2O = 2,42 % при SiO2 = 66,4 %) при более низких cодержаниях MgO (1,25 %) и CaO (1,47 %).

Последующие фазы кызылташского комплекса представлены граносиенитами, субщелочными гранитами, субщелочными лейкогранитами и лейкогранитами нормального ряда как средне-мелкозернистой, так и порфировой (гранит-порфиры) структуры, находящимися в фациальных взаимоотношениях и частой перемежаемости на фоне общей структурной и вещественной неоднородности гранитоидных массивов. При этом обычны небольшие колебания и равенство содержаний натрия и калия, что выражено развитием в породах примерно равных количеств кислого плагиоклаза и калишпата различной степени упорядоченности. Фиксируется незначительное преобладание натрия над калием в граносиенитах, субщелочных гранитах, и обратные их соотношения – в лейкократовых разностях умеренно-щелочной серии. В то же время типичной особенностью кызылташских гранитоидов является доминирующее развитие в порфировидных и порфировых фенокристаллах, на фоне гранофировой, реже гипидиоморфнозернистой и аплитовидной основной массы, кислого плагиоклаза таблитчатой и длиннопризматической формы. Калиевый полевой шпат в крупных зёрнах фиксируется очень редко, часто развит в виде каёмок и пятен в альбите, ксеноморфных и неправильных зёрен со структурами коррозии и замещения плагиоклаза. Но наиболее обычной формой его проявления являются совместные с кварцем гранофировые и пегматоидные срастания. Темноцветный минерал представлен небольшим количеством, отдельными чешуйками резко плеохроирующего биотита (классифицирующегося сидероплезитом с глинозёмистостью от 25,2 до 35,9 и железистостью от 59,5 до 69,8) и, в отдельных случаях, в граносиенитах и гранитах – единичными зёрнами и гранулированными скоплениями амфибола.

Граносиениты выделяются в четвёртую фазу и состоят из (%) интенсивно альбитизированного, нередко апозонального плагиоклаза (40–60), калиевого полевого шпата – ортоклаза (20–30), обычно образующего каймы вокруг более крупных кристаллов плагиоклаза и кварца (15–20), присутствующего в неправильных зёрнах и идиоморфного по отношению к полевым шпатам. В качестве тёмноцветного минерала фиксируется столбчатый клинопироксен салитового ряда (2–3), иногда зерна амфибола и листочки биотита. Характерно высокое содержание сфена (до 2 %) в виде крупных зёрен и скоплений. Структура породы порфировидная, участками монцонитовая. Это низко титанистые породы, умеренно глинозёмистые, с более высокой агпаитностью (0,89), чем в предыдущих разностях пород.

Таблица 2.2

Представительные анализы породных типов кызылташского комплекса
(оксиды в мас. %, элементы – в гт)

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории ОИГГиГ СО РАН (г. Новосибирск). К-23, К-34 – габбро; К-45 – кварцевый сиенит; К-52 – кварцевый монцодиорит; К-65 – гранодиорит; Ш-850 – гранит; 8–742, 8–749, 8–741 – лейкограниты.

Граниты пятой фазы биотитовые светло-серой окраски с розоватым оттенком, мелкокристаллические. Структура пород порфировидная, с гипидиоморфнозернистой основной тканью в сочетании с гранофиро-сферолитовой и микрографической микроструктурами. Состав (%): плагиоклаз – 30, кварц – 30, КПШ – 30, биотит (плюс хлорит по биотиту) – 10. Акцессории: магнетит, сфен, турмалин, редко – сульфиды. Интрателлурическая фаза представлена таблитчатым плагиоклазом размерами 0,4–1 мм. Диагностируется олигоклазом № 29, до андезина № 34. Встречаются зональные кристаллы по прямому типу. В основной ткани последовательность кристаллизации выстраивается в ряд: биотит – олигоклаз II (№ 15–16) – КПШ – кварц. Схема плеохроизма биотита от коричневого по Ng до светло-желтоватого по Np. Сферолитовые образования и микропегматоидные срастания состоят из кварца и КПШ.

Лейкограниты шестой фазы умеренно-щелочные светло-розовой окраски, мелко-среднезернистые. Структура порфировидная, основной ткани – гипидиоморфнозернистая с элементами микрографической, реже – гранофиро-сферолитовой. Плагиоклаз I фенокристов определён как олигоклаз № 27; плагиоклаз II основной ткани породы диагностируется олигоклазом № 12–13. Последовательность кристаллизации: олигоклаз I (№ 27) – биотит-олигоклаз II (№ 12–13) – кварц – КПШ. Цвет биотита и схема его плеохроизма такая же, как в биотитовых гранитах. Спектр акцессориев: магнетит, сфен, турмалин, апатит. Для лейкогранитов характерно минимальное содержание суммы редкоземельных элементов (82,77 гт).

По данным А.И. Гусева и др. [11], для кызылташского комплекса характерны высокая окисленность магмы (Квосст = 0,16–0,17) и весьма высокие значения фугитивности кислорода (–7,6–7,8), при этом кристаллизация гранитоидов проходила в окислительных условиях (выше магнетит-гематитового буфера), что характерно для анорогенных гранитоидов. По данным С.И. Федака, по содержаниям многих элементов, значениям отношений Rb/Sr (0,2–0,6, в единичных случаях до 1,8),
Ba/Rb (5), K/Rb (250–300) и по основным петрохимическим показателям (агпаитности – 0,79; глинозёмистости – 0,99–1,18; железистости – 0,71–0,73), а также по ряду других геологических данных рассматриваемые породы проявляют характеристики позднеорогенных и синколлизионных гранитоидов с уклоном к гранитам А-типа (повышенная фтороносность, низкая известковистость, высокая щёлочность и др.). Возможно, что их высокая щёлочность и окисленность могут быть обусловлены интенсивной проявленностью процессов кремне-щелочного метасоматоза. По геологическому положению и вещественному составу определяется принадлежность данной породной ассоциации проявлениям посторогенной габбро-гранитной формации (по Билибину), вместе с тем имеющим много общего с гранит-граносиенитовой субформацией. С поздними фазами кызылташского комплекса пространственно сопряжены проявления флюорита и полиметаллов, шлиховые потоки шеелита и касситерита.

Возраст кызылташского комплекса определён как средне-позднедевонский на основании тесной комагматической связи с вулканогенными образованиями саганского вулканического комплекса. На это же указывает положение данной породной ассоциации в общем латеральном и формационном ряду активно-окраинно-континентальных магматических формаций, испытавших влияние плюма. В последние годы по гранитоидам петротипического Кызылташского массива получена изотопная датировка (340 млн лет), свидетельствующая о еще более молодом (раннекарбоновом) возрасте кызылташского комплекса.

Химический состав кызылташских гранитоидов позволяет подавляющее их большинство относить к породам кали-натровой умеренно-щелочной серии при подчинённом положении лейкогранитов нормального ряда (аляскитов), характеризующихся повышенной кремнекислотностью и содержанием кварца (40–45 %). На диаграмме TAS (рис. 2.1) фигуративные точки данных пород при гомодромной последовательности располагаются широкой полосой, обнаруживая тренд дифференциации, направленный из области умеренно щелочных пород (монцогаббро, монцодиоритов, сиенитов) в поле составов пород нормальной щёлочности, соответствующий тренду гранит-граносиенитовой формации. Граниты и лейкограниты отвечают умеренно-щелочным и известково-щелочным разностям.

Рис. 2.1. Петрохимическая диаграмма диагностики горных пород в координатах
SiO2 – (Na2O + K2O) для пород кызылташского комплекса:
1 – габбро и монцогаббро; 2 – монцодиориты; 3 – кварцевые монцодиориты; 4 – кварцевые сиениты; 5 – гранодиориты; 6 – граносиениты; 7 – плагиограниты; 8 – граниты,
умеренно-щелочные граниты; 9 – лейкограниты, умеренно-щелочные лейкограниты

На многокомпонентной диаграмме Батчелора и Боудена (рис. 2.2) гранитоиды более низкой кремнекислотности (диориты, граносиениты) совместно с кварцевыми монцодиоритами располагаются в поле составов позднеорогенных гранитов; гранодиориты, граниты, плагиограниты, субщелочные лейкограниты, вместе с тем, более соответствуют анорогенным обстановкам, а лейкограниты нормального ряда максимально приближены к полю посторогенных гранитоидов и имеют содержания
(в г/т): Zr (189), Nb (20), Y (30), Yb (3), Gа (13), Sr (268), Ba (450), Li (20), Zn (66),
V (31). Тем самым гранитоиды кызылташского комплекса проявляют признаки анорогенных образований.

Рис. 2.2. Диаграмма R1 – R2 для кызылташского комплекса. Поля на диаграмме:
I – мантийные плагиограниты, II – VII – гранитоиды островодужные (II), постколлизионных поднятий (III), позднеорогенные (IV), анорогенные (V), синколлизионные (VI), посторогенные (VII). Породные типы кызылташского комплекса: 1 – габбро; 2 – кварцевые монцодиориты; 3 – диориты; кварцевые диориты; 4 – гранодиориты; 5 – кварцевые сиениты; 6 – граносиениты; 7 – граниты; 8 – лейкограниты; 9 – плагиограниты

По составам роговой обманки гранодиориты и кварцевые монцодиориты кызылташского комплекса уверенно можно отнести к мезоабисальной фации глубинности (рис. 2.3).

При этом степень окисленности железа в роговых обманках сравнительно невысокая (рис. 2.4). Окисленность расплава при кристаллизации кварцевого монцодиорита была несколько ниже, чем для гранодиорита.

На спайдер-диаграмме распределения РЗЭ все породные типы распределены компактно, асимметрично с постепенным правосторонним понижением кривых распределения, указывая на более деплетированный характер распределения тяжёлых РЗЭ в расплаве. Наиболее заметный негативный минимум по европию проявлен для лейкогранитов (рис. 2.5).

Чаще всего такая европиевая аномалия связывается с поведением полевых шпатов в процессе кристаллизационной дифференциации [2]. Это объясняется тем, что европий в двухвалентном состоянии является совместимым элементом в плагиоклазе и калиевом полевом шпате, в то время как остальные РЗЭ, для которых валентность равна трём, являются несовместимыми. Если при образовании породы в результате процессов фракционной кристаллизации или частичного плавления плагиоклаз остаётся в источнике, то наблюдается отрицательная европиевая аномалия в расплаве [Cкляров и др., 2001].

Рис. 2.3. Диаграмма ТiO2–Al2O3 в роговых обманках кызылташского комплекса
по определению фаций глубинности:
1 – гранодиорит; 2 – кварцевый монцодиорит

Рис. 2.4. Диаграмма Fe2O3 – FeO в роговых обманках кызылташского комплекса
по определению окисленности расплава. Условные обозначения см. на рис. 2.3

Рис. 2.5. Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ
в породных типах кызылташского комплекса:
1 – Габбро; 2 – кварцевый сиенит; 3 – кварцевый монцодиорит; 4 – гранодиорит;
5 – гранит; 6 – лейкогранит

Однако в связи с открытием тетрадного эффекта распределения РЗЭ в условиях повышенной фторонасыщенности в заключительных сильно фракционированных фазах, представленных лейкогранитами, негативная европеивая аномалия может объясняться и тетрадным эффектом фракционирования РЗЭ [1]. Результаты проверки возможного проявления тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в лейкогранитах кызылташского комплекса отражена в табл. 2.3.

Таблица 2.3

Отношения химических элементов и значения тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в лейкогранитах кызылташского комплекса

Примечание. ТЕ1,3 – тетрадный эффект по В. Ирбер [Irber, 1999]. Eu* = (SmN + GdN)/2. Значения РЗЭ нормированы по хондриту по [Anderse, Greevese]

Анализ табл. 2.3 показывает, что величина тетрадного эффекта в лейкогранитах повышена, а в некоторых из них (образец 8–749) его величина превышает уровень значимости (1,1), указывающий на проявленный тетрадный эффект М-типа. Таким образом, не исключено влияние указанного эффекта на появление негативной европиевой аномалии в лейкогранитах.

На диаграмме K2O–SiO2 (рис. 2.6) фигуративные точки породных типов локализуются в 2 полях: известково-щелочном и и высококалиевом шошонитовом (кварцевые монцодиориты, граниты, лейкограниты).

Рис. 2.6. Диаграмма K2O – SiO2 для пород кызылташского комплекса Алтая. Поля пород:
1 – абсарокит; 2 – шошонит; 3 – банакит; 4 – высоко-К базальт; 5 – высоко-К андезибазальт; 6 – высоко-калиевый андезит; 7 – высоко-К дацит по [Pecerillo; Taylor; 1976]. Cерии пород: I – толеитовая; II – известково-щелочная; III – высоко-К известково-щелочная;
IV – шошонитовая. Породы кызылташского комплекса: 1 – габбро; 2 – кварцевый сиенит;
3 – кварцевый монцодиорит; 4 – гранодиорит; 5 – гранит; 6 – лейкогранит

Близкая картина наблюдается и на диаграмме Ce/Yb – Ta/Yb (рис. 2.7), где почти все породные типы попадают в поле шошонитовой серии, за исключением некоторых анализов лейкоранитов.

Рис. 2.7. Диаграмма Ce/Yb – Ta/Yb для пород кызылташского комплекса Алтая. Поля пород выделены по [Pearce, 1982]. Остальные условные обозначения как на рис. 2.6

На диаграмме ?Sr – ?Nd гранитоиды кызылташского комплекса тяготеют к полю мантийного источника типа EM II (обогащённая мантия) (рис. 2.8).

Рис. 2.8. Диаграмма ?Sr – ?Nd для монцодиоритов кызылташского комплекса. Типы мантии
по Зиндлеру и Харту [Zindler, Hart, 1986]: EM I и EM II – обогащённая мантия типов I и II;
PREMA – примитивная мантия; HIMU – мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением

На основе полученных данных генерация породных типов кызылташского комплекса имела весьма сложную историю, связанную с высокой насыщенностью флюидами. Породы комплекса близки к шошонитовой серии, подтипу гранитоидов изотопно обогащённого шошонитового типа (SH), генерация которого связывается с плюмовой обстановкой и мантийно-коровым взаимодействием [Гусев, Гусев, 2011].

Турочакский гранит-лейкогранитовый комплекс наиболее изучен в пределах одноименного плутона. Петротипический Турочакский массив сложен породами 5 фаз:

1) гранодиоритами, граносиенитами, щелочными кварцевыми сиенитами, нордмаркитами;

2) адамеллитами и меланогранитами;

3) гранитами и умеренно-щелочными гранитами;

4) лейкогранитами умеренно-щелочными;

5) аляскитами.

Две первые фазы роговообманково-биотитовые и биотитовые. Остальные – существенно биотитовые с редким мусковитом в заключительных дериватах. Выявление фазовых взаимоотношений в пределах массива затруднено в силу того, что разности пород весьма близки по кремнекислотности, в особенности в заключительных фазах. Вялые, скрытые или термостатированные контакты разнофазовых взаимоотношений проявлены в свежих скальных обрывах Большого и Малого Иконостасов (правый борт р. Бии), а также в скалах на южной и восточной окраинах пос. Турочак. Наиболее ранние фазы локализованы в центре массива. Поздние внедрения происходили по центробежному механизму с обособлением заключительных фаз, преимущественно, на периферии плутона. Предложенные в данной работе фазовые взаимоотношения и состав пород отличаются от ранее рассматривавшихся в составе турочакского комплекса [Шокальский, Бабин и др., 2000]. Впервые выявлены в составе Турочакского плутона щелочные кварцевые сиениты и гастингситовые нордмаркиты.

Таблица 2.4

Представительные анализы минералов из пород Турочакского плутона

Примечание. 1 – амфибол из граносиенита; 2 – амфибол из гранодиорита; 3 – амфибол из нордмаркита; 4 – биотит из нордмаркита; 5 – биотит из щелочного гранита; 6 – биотит из лейкогранита; 7 – биотит из лейкогранита умеренно-щелочного; 8 – плагиоклаз из лейкогранита; 9 – плагиоклаз из гранита.

Гранодиориты 1 фазы внедрения распространены в междуречье Караташ-Оклюзень в виде тел овальной и слабо удлинённой форм размерами от 0,5 до 1,5 км. Это массивные породы серой окраски, местами слабо гнейсоватые. Состоят из плагиоклаза An35–39 (45–50 %), микроклина (20–26 %), кварца (15–22 %), роговой обманки (7–10 %), биотита (2–10 %), хлорита (3–5 %). Акцессорная фаза представлена цирконом, магнетитом, редко сфеном, апатитом. Плагиоклаз образует таблитчатые выделения размерами 0,3–0,8 мм, часто зонального строения. Ядерные части таких кристаллов состоят из андезина № 40–43, а периферическая каёмка сложена более кислым андезином № 30–35. Гипидиоморфные зёрна слабо решётчатого микроклина имеют размеры 0,5–0,9 мм. Роговая обманка образует идиоморфные и гипидиоморфные кристаллы размерами 0,5–0,7 мм, диагностируемые гастингситом с повышенной железистостью (f = 51,2–53,3) и очень низкой глинозёмистостью (l = 12,6–13,1) (табл. 2.3). Характерен дефицит Al в октаэдрической координации (AlVI = –0,08–0,14). Потенциал ионизации гастингсита составляет 191,6 и его величина указывает на высокую кислотность среды при его кристаллизации. Химический состав гастингсита приведен в табл. 1. По химическому составу гранодиориты относятся к нормальному ряду пород (Na2O + K2O = 6,6–7,2 %), калиево-натриевой ветви
(Na2O/K2O = 1,15–1,3), весьма высокоглинозёмистому типу (al = 2.2–3.1). На диаграмме ТАС они попадают в поле известково-щелочной серии пород (рис. 2.9).

Рис. 2.9. Петрохимическая диаграмма диагностики горных пород в координатах
SiO2 – (Na2O + K2O) для пород турочакского комплекса:
1 – кварцевые монцодиориты; 2 – гранодиориты; 3 – нордмаркиты; 4 – щелочные кварцевые сиениты; 5 – граниты и умеренно-щелочные граниты; 6 – лейкограниты
и умеренно-щелочные лейкограниты

В них небольшие и умеренные содержания стронция, рубидия и бария (табл. 2.5). Рубидий-стронциевые отношения близки к единице. Коэффициент агпаитности варьирует от 0,61 до 0,64. Торий-урановые отношения выше единицы (2,4–2,7), что указывает на слабые вторичные изменения гранитоидов. Нормированные отношения лантана к иттербию составляют 7,8, указывающие на сравнительно умеренный тип фракционирования РЗЭ. На диаграмме Y–Nb–Ce (рис. 2.10) гранодиориты попадают в поле А2-типа, характерного для постколлизионных обстановок по Дж. Эби [Eby, 1990].

Таблица 2.5

Представительные анализы пород Турочакского массива (оксиды в масс. %, элементы в г/т)

Примечание. 1 – щелочные кварцевые сиениты; 2 – гранодиориты; 3 – нордмаркиты; 4 – граниты; 5 – граниты умеренно-щелочные; 6 – лейкограниты; 7 – лейкограниты умеренно-щелочные; 8 – аляскиты. Нормализация некоторых РЗЭ проведена относительно концентраций в хондрите по [Anderse; Greevesse; 1986]. Eu* = (SmN + GdN)/2; al – глнозёмистость; Ка – коэффициент агпаитности

Рис. 2.10. Диаграмма R1 – R2 для пород турочакского комплекса. Поля на диаграмме:
I – мантийные плагиограниты; II–VII – гранитоиды островодужные (II); постколлизионных поднятий (III); позднеорогенные (IV); анорогенные (V); синколлизионные (VI); посторогенные (VII). Породные типы турочакского комплекса: 1 – кварцевые монцодиориты; 2 – гранодиориты; 3 – нордмаркиты; 4 – щелочные кварцевые сиениты; 5 – граниты и умеренно-щелочные граниты; 6 – лейкограниты и умеренно-щелочные лейкограниты

Щелочные кварцевые сиениты светло-розовой окраски локализуются вблизи гранодиоритов. Микроструктура пород гипидиоморфнозернистая в сочетании с микрографической. Состав: плагиоклаз An31–34 (37–42 %), ортоклаз (28–32 %), биотит (2–5 %), роговая обманка (4–9 %), кварц (14–17 %). Акцессории – циркон, ильменит, сфен, магнетит, турмалин. Плагиоклаз нередко имеет зональное строение с более основным андезином в ядре, местами замещённым мельчайшими агрегатами серицита и каолина. Периферическая каёмка имеет более кислый по составу андезин. Калиевый полевой шпат представлен полуидиоморфными зёрнами размерами 0,4–0,6 мм с обильными микрографическими остроугольными включениями кварца. Роговая обманка идиоморфна и образует призматические кристаллики длиной до 1 мм. Диагностируется натрогастингситом с пониженной железистостью
(f = 33,1–33,4) и более высоким содержанием глинозёма, чем в гастингсите гранодиоритов (l = 18,3–19,7). Алюминий в октаэдрической координации в структурной формуле натрогастингсита варьирует от 0,29 до 0,32 и скоординирован с алюминием тетраэдрической координации (AlIV = 2,03–1,95). Потенциал ионизации натрогастингсита составляет 183,4, указывая на менее кислотную и более основную среду кристаллизации амфибола в кварцевых сиенитах. Химизм кварцевых сиенитов позволяет отнести их к щелочному ряду пород (сумма Na2O и K2O превышает 9,8 %). Для них характерны повышенные концентрации фосфора, высокая глинозёмистость (al = 5,1–5,3), повышенная агпаитность (Ка = 0,79–0,82), при почти равных содержаниях калия и натрия (Na2O/K2O = 1,03–1,08). Концентрации рубидия, стронция и бария, а также отношения нормированных отношений лантана к иттербию, отношения тория к урану близки таковым в гранодиоритах.

Нордмаркиты тесно ассоциируют с кварцевыми сиенитами и распространены в правом борту р. Оклюзень в центре Турочакского массива. Это светло-серые породы массивной текстуры. Микроструктура призматическизернистая, метами гипидиоморфнозернистая. Минеральный состав характеризуется преобладанием микропертитового калий-натрового полевого шпата (70–72 %), кварца (15–23 %), эгирин-авгита (2–5 %), амфибола (4–6 %), редко биотита (менее 2 %). Акцессорные минералы: апатит, сфен, пирит, циркон, турмалин, ортит, флюорит. Биотит нордмаркитов встречается в виде листочков размерами до 0,5 мм с включениями тонких иголочек рутила. Он обладает высокой железистостью (f = 79–80), умеренной глинозёмистостью (l = 32–33). Потенциал ионизации биотита весьма низок (у = 178,7) и отвечает низкой кислотности и повышенной основности среды. По периферии биотит замещается хлоритом. Амфибол характеризуется высокими концентрациями железа (табл. 2.3) и диагностируется феррогастингситом. Общая железистость амфибола составляет 79,7, глинозёмистость 28,6. Алюминий октаэдрической координации в структурной формуле феррогастингсита достигает 1,12. Таким образом, в ряду пород от гранодиорита к кварцевому сиениту и нордмаркиту происходит постепенное увеличение значений алюминия октаэдрической координации (AlVI) в амфиболах гастингситового ряда, отражая нарастание давления при кристаллизации пород в указанном направлении [Leake, 1965; Notana, Edgar, 1970]. Потенциал ионизации феррогастингсита составляет 191,6, как и у гастингсита из гранодиорита. Местами среди скоплений зёрен феррогастингсита отмечаются мелкие выделения рибекита размерами до 0,2 мм. По химизму нордмаркиты весьма близки щелочным кварцевым сиенитам (табл. 2.4), отличаясь от последних минеральным составом. Коэффициент агпаитности в нордмаркитах один самых высоких из всех пород Турочакского плутона и достигает 0,91 (табл. 2.4). В нордмаркитах присутствует лишь один калий-натровый полевой шпат и отсутствует плагиоклаз. Кроме того, в них отмечены эгирин-авгит и щелочной амфибол – рибекит. Тем самым нордмаркиты по минеральному составу можно отнести к гиперсольвусным однополевошпатовым гранитам. Геодинамическая обстановка формирования нордмаркитов определяется принадлежностью к постколлизинным условиям магмогенерации (рис. 2.5).

Граниты.умеренно-щелочные 3 фазы внедрения распространены повсеместно, однако наибольшая их доля локализована в периферической части массива. Это массивные крупно-среднекристаллические светло-серые породы с розоватым оттенком. Структура гипидиоморфнозернистая. Состав (%): кварц (20–23), плагиоклаз (26–32), микроклин (40–46), биотит (2–5), эпидот (5), мусковит (1), хлорит (1). Акцессорные минералы: ильменит, апатит, пирит. Плагиоклаз и микроклин-пертит кристаллизовались близко по времени и имеют взаимокоррозионные границы. Плагиоклаз образует таблитчатые выделения размером 0,5–5 мм, по содержанию анортитовой молекулы диагностируется олигоклазом № 12–15. Часто замещается мелкочешуйчатым серицитом. Микроклин-пертит иногда с решётчатой двойниковой микроструктурой, содержит вростки альбита, сильно каолинизирован. Биотит чешуйчатой формы имеет размеры 0,3–2 мм с резким плеохроизмом, высокой железистостью (f = 77,5–78,9), умеренной глинозёмистостью (l = 26,3–27,8). Потенциал ионизации биотита (у = 179,1–181,4) имеет низкие значения и отвечает повышенной основности среды кристаллизации. В химизме умерено-щелочных гранитов сумма щелочей варьирует от 8,2 до 8,9 % при высокой глинозёмистости (al = 5,9–6,1) и повышенном коэффициенте агпаитности (Ка = 0,86–0,89). Соотношение натрия к калию близко к единице (Na2O/K2O = 1,02–1,08). Для умеренно-щелочных гранитов характерна слабая негативная аномалия по европию (Eu/Eu* = 0,041–0,047). По минеральному и химическому составам породы можно отнести к анорогенным субсольвусным двуполевошпатовым гранитам. Как и предыдущие разновидности пород граниты попадают в поле анорогенных гранитов А2-типа (рис. 2.11).

Рис. 2.11. Диаграмма Y – Nb – Ce по Дж. Эби [Eby, 1990] для гранитоидов Турочакского плутона. Поля гранитоидов по Дж. Эби [Eby, 1990]: А1 – анорогенные гранитоиды
А1 – типа мантийных горячих точек и плюмов; А2 – анорогенные гранитоиды
А2 – типа постколлизионных обстановок. Гранитоиды Турочакского плутона:
1 – щелочные кварцевые сиениты; 2 – гранодиориты; 3 – нордмаркиты; 4 – граниты;
5 – граниты умеренно-щелочные; 6 – лейкограниты; 7 – лейкограниты
умеренно-щелочные; 8 – аляскиты

Лейкограниты биотитовые массивные розовато-серой окраски, среднекристаллические. Структура гипидиоморфнозернистая, определяемая более сильным проявлением идиоморфизма полевых шпатов относительно кварца. Состав (%): кварц (28–31), плагиоклаз (23–27), микроклин (34–39) биотит (3–6), мусковит (1–2,5), эпидот 92). В единичных зёрнах отмечаются акцессорные апатит, ильменит, пирит, сфен, флюорит. Плагиоклаз относится к олигоклазу с № 11–15. Замещается тонкими чешуйками серицита и пелитом. Микроклин нередко содержит пертитовые вростки альбита. Биотит в виде листочков и чешуек распространён повсеместно и относится к аннит-сидерофиллитовому ряду. Общая железистость его ниже, чем у ранее описанных пород (f = 51–53), глинозёмистость составляет 34,7. Потенциал ионизации биотита лейкогранитов колеблется от 188 до 190, указывающий на более высокую кислотность среды кристаллизации, чем для гранитов. Глинозёмистость пород более высокая, чем у гранитов (al = 6,4–6,7), коэффициент агпаитности (Ка = 0,76–0,80) несколько выше. Однако соотношение натрия к калию ниже 1 (Na2O/K2O = 0,80–0,85).
Отрицательная европиевая аномалия более заметна (Eu/Eu* = 0,026–0,29). Для лейкогранитов выявляется наиболее высокая фракционированность (La/Yb)N, достигающая 9, и наиболее высокое отношение тория к урану (16) (табл. 2.5). Отношение рубидия в стронцию колеблется от 1,2 до 1,3.

Лейкограниты умеренно-щелочные весьма похожи на лейкограниты по составу и химизму. В них биотит такой же по железистости (f = 52–54) и глинозёмистости (l = 32–34). Потенциал ионизации биотита несколько ниже, что отвечает более основной среде кристаллизации (у = 183–185). В лейкогранитах умеренно-щелочных ещё более заметно проявлена негативная аномалия по европию (Eu/Eu* = 0,024). Отношения рубидия к стронцию гораздо выше, чем в лейкогранитах (3,56). Коэффициент агпаитности (Ка = 0,98) в них наиболее высок из всех разновидностей Турочакского массива.

Аляскиты близки по своему составу к лейкогранитам умеренно-щелочным, отличаясь от них почти полным отсутствием темноцветных минералов. В аляскитах максимальный коэффициент глинозёмистости (al = 8,3–8,8). Заметно проявлена отрицательная аномалия по европию (Eu/Eu* = 0,023).

Формирование плутона протекало при снижении давлений и температур от ранних фаз (Р = 3–6 МПа, и Т° = 700–720 °С для гранодиоритов) к поздним (Р = 1–3 МПа, и Т° = 575–600 °С для аляскитов). По соотношению (Се/Sm)N – (Се)N,
а также на диаграмме Т. Брэдшоу (рис. 2.12) наиболее ранние гранодиориты массива попадают на кривую группового плавления первоисточника вблизи 8–10 % степени частичного плавления. Другая линия эволюции связана с частичным плавлением первоисточника менее 2 %, генерировавшим щелочные кварцевые сиениты и нордмаркиты (рис. 2.1). Соотношение изотопов стронция показывает различные первоисточники, участвовавшие в становлении гранитоидов. Если пород ранних фаз внедрения соотношения 87Sr/86Sr на ювенильный магматогенный источник, то в заключительных фазах эти же соотношения несут признаки значительной контаминации корового материала (табл. 2.6). Дальнейшая эволюция глубинного магматического очага происходила путем фракционирования минералов из расплава и, в первую очередь, полевых шпатов, ортопироксенов, что подтверждается трендами фракционирования на PER диаграммах Т. Пирса [Pearce, 1982]. Заключительные фазы становления Турочакского плутона связаны с фракционированием циркона и контаминацией корового материала (рис. 2.12).

По классификации Л.В. Таусона [Таусон, Гундобин, Зорина, 1987] весь набор пород близок к редкометалльным гранитам щелочного ряда. Содержание некоторых микроэлементов в породах приведены в табл. 2.2–2.3. Спектры редкоземельных элементов характеризуются в разной степени выраженными европиевыми минимумами (Eu/Eu* варьируют от 0,005 до 0,0023), свидетельствующими о фракционировании плагиоклаза, или возможном тетрадном эффекте фракциони-
рования РЗЭ.

Рис. 2.12. Диаграмма молекулярных отношений (4[Ca + Na] + 0,5(Fe + Mg)/Zr – (Si + Al)/Zr по Т. Брэдшоу [ Bradshow, 1992] для пород Турочакского плутона:
1 – щелочные кварцевые сиениты; 2 – гранодиориты; 3 – нордмаркиты; 4 – граниты;
5 – граниты умеренно-щелочные; 6 – лейкограниты; 7 – лейкограниты умеренно-щелочные; 8 – аляскиты; 9 – адамеллиты; 10 – тренды фракционирования в системе
гранодиориты-адамеллиты-граниты-умеренно-щелочные граниты и нордмаркиты-щелочные кварцевые сиениты – умеренно-щелочные граниты; 11 – тренд фракционирования в системе лейкограниты умеренно-щелочные-лейкограниты-аляскиты; 12 – критическая линия раздела фракционирования главных минералов и циркона

На диаграмме Т. Брэдшоу (рис. 2.10) для пород Турочакского массива выявляется два отчетливых тренда эволюции. В начальных фазах (от 1 к 3) наблюдается два встречных тренда фракционирования. Один из них – от гранодиоритов к адамелитам, гранитам, умеренно-щелочным гранитам прослеживается закономерная эволюция, близкая к тренду фракционирования, среднему между векторами калиевого полевого шпата и плагиоклаза. Второй, встречный к первому – от щелочных кварцевых сиенитов к нордмаркитам и затем вновь к умеренно-щелочным гранитам знаменует тренд фракционирования промежуточный между калиевым полевым шпатом, ортопироксеном и плагиоклазом.

В заключительных фазах (4–5) наблюдается последовательная направленность вектора от лейкогранитов к аляскитам, отвечающая фракционированию циркона. Ранее нами отмечалось также фракционирование радиогенных изотопов стронция, имеющее место при формировании гранитов и лейкогранитов Турочакского массива [Гусев, Первухин, 2001].

С указанными трендами фракционирования главных породообразующих минералов и циркона коррелируется поведение и ряда редких элементов (табл. 2.3). Наиболее значимо происходит возрастание индекса редкометальности, по Л.В. Таусону, в заключительных фазах массива (от 194 для нордмаркитов до 2359,7 для аляскитов), являющемуся чутким показателем потенциальной рудоносности гранитоидов [Таусон, Гундобин, Зорина, 1987].

Таблица 2.6

Содержание и отношения некоторых элементов в гранитоидах Турочакского массива

На диаграмме Li–F (рис 2.13) положение тренда лейкогранитов и аляскитов Турочакского батолита близок к тренду для пород массивов Монголо-Охотской зоны, с которыми связано редкометалльное оруденение.

Рис. 2.13. Сопоставление изменчивости трендов лейкогранитов остаточных (тонкие линии) и редкометалльных (жирные линии) дифференциатов в гранитоидных массивов различных регионов по [Гребенщикова, Коваль, Кузнецова, 2001]:
1 – Восточный Саян (Сумсунурский батолит); 2 – Кузнецкий Алатау (Солгонский батолит); 3 – Сангиленское нагорье (Хусунгольский и Сольбельдерский массивы); 4 – Восточное Забайкалье (Адунчелонско-Шерловогорский батолит, Ары-Булакский массив, Сопки Высокая и Большая); 5 – Монголо-Охотская зона (Цантуобинский, Наринбулакский массивы); 6 – Турочакский плутон

Рудогенерирующий потенциал характеризуемых гранитоидов Турочакского батолита реализован в краевой юго-восточной апикальной части массива, имеющего наименьший эрозионный срез. Здесь локализовано Калгазанское рудное поле, где наряду с грейзеновым развито и жильное кварц-вольфрамитовое оруденение. Двуслюдяные умеренно-щелочные лейкограниты и аляскиты этого участка образуют валообразный выступ и характеризуются самыми высокими показателями фугитивностей кислорода и максимальными значениями отношений фугитивностей HF к HCl из всех гранитоидов Турочакского батолита [Гусев, Первухин, 2001]. Кроме того, лейкограниты и аляскиты заключительных фаз относятся к пералюминиевым гранитоидам
с ASI (Al2O3/(CaO + N2O + K2O), превышающими критическое значение ASI (1,0) для отнесения к пералюминиевому типу и составляющими 1,19 и 1,08, соответственно.

Несколько меньшие масштабы грейзенизации лейкогранитов проявлены на северо-западной оконечности Турочакского массива на Балыксинском участке в районе г. Синюха. Лейкограниты этого участка попадают в поле А-типа олово-вольфрамовых рудоносных гранитов. Гранитоиды Балыксы характеризуются признаками Li-F гранитов: они имеют весьма низкие температуры кристаллизации (550 °С) и очень высокие фугитивности HF и максимальные кислотности пород. На участке развита грейзеновая касситеритовая минерализация.

Геодинамическая обстановка формирования анорогенного Турочакского плутона по комплексу признаков интерпретируется постколлизионной с участием трансмагматических мантийных флюидов.

Обсуждение результатов и выводы. Лейкограниты заключительных фаз гранитоидных серий всегда вызывали неоднозначные толкования принадлежности их генетическим типам гранитов и геодинамическим обстановкам формирования. Не составили исключения в этом отношении и гранитоиды Турочакского батолита.

Туркин Ю.А. по соотношениям Rb–Sr, Sr–CaO, Rb–K2O все составляющие комплекса относит к производным толеитовой континентальной и островодужной магм с трендом гранитоидов корового происхождения, приближаясь к среднему составу S-гранита по Пирсу. Следует указать, что для такой интерпретации гранитоидов использовались элементы, весьма подвижные при наложенных процессах, искажающие действительную картину, и не использовались особенности минерального состава гранитов и другие признаки. Такого же мнения придерживается К.Л. Новоселов [Новосёлов, 1999], рассматривающий турочакские граниты и лейкограниты как палингенные гранитоиды щелочного ряда (по Л.В. Таусону) и синколлизионные граниты S-типа. Позднее Ю.А. Туркиным [Туркин, 2005] высказано мнение, что гранитоиды Турочакского плутона по содержаниям Nb, Ta, Y, Zr, Ga, отношениям Rb/Sr, 87Sr/86Sr и при высокой кремнекислотности в ряде случаев близки гранитоидам толеитового ряда (М-типа), а по составу биотитов (f = 45–57, l = 19–23) идентифицируются с орогенными гранитоидами андезитового ряда (I-типа). В последнем случае использовались критерии, которые не являются типоморфными для выделения стандартных типов гранитов: M-, I-, A-, S-типов и определения их геодинамической обстановки формирования [Скляров, Гладкочуб, 2001; Barbarin, 1992].

Изложенные данные по фазовым взимоотношениям, составу пород, их химизму однозначно указывают на принадлежность всей гаммы гранитоидов Турочакского батолита к анорогенному А-типу. Известно [Скляров, Гладкочуб, 2001; Barbarin, 1992], что S-типу гранитов свойственны:

1 – кордантные и конкордантные условия залегания среди супракрустальных метаморфических пород;

2 – наличие реститов осадочных и метаосадочных пород;

3 – присутствие индекс-минералов высокоглинозёмистого субстрата, из которого происходило анатектическое выплавление гранитов (альмандинового граната, кордиерита, силлиманита и др.);

4 – мигматитовое сопровождение в экзоконтактах;

5 – относительная не завершенность серии (бедность кислыми гранитами и лейкогранитами, и как следствие, слабая рудоносность).

Турочакским гранитоидам характерно:

1 – дискордантное залегание;

2 – отсутствие реститов метаосадочных пород и высокоглинозёмистых минералов (альмандинового граната и др.);

3 – отсутствие мигматитов во вмещающей раме;

4 – наличие щелочных амфиболов и пироксенов в щелочных кварцевых сиенитах, нордмаркитах, характерных для щелочных гиперсольвусных гранитов А-типа;

5 – завершенность серии и обилие лейкогранитов, аляскитов, сопровождающихся вольфрамовым и оловянным оруденением.

По данным [Туркин, 2005] А-типы гранитов представляют собой производные орогенно-коллизионной магмы, сформированные в тыловой части активной континентальной окраины андийского типа и в обстановке внутриконтинентальной коллизии и не могут рассматриваться в качестве индикатора рифтогенно-континентального геодинамического режима. Если это так, то почему же всё таки этот тип гранитов назван анорогенным?

По геодинамическому режиму формирования гранитоидов А-типа имеются следующие современные представления. Анорогенные граниты А-типа формируются в 2 геодинамических режимах:

1 – в обстановках мантийных горячих точек и мантийных плюмажей с генерацией субсольвусных двуполевошпатовых гранитов;

2 – в анорогенных условиях с образованием серии гиперсольвусных моношпатовых гранитоидов с щелочными амфиболами и пироксенами – А2 тип по [Гусев, 2000; Скляров, Гладкочуб, 2001; Eby, 1992].

Приведенные выше материалы подтверждают принадлежность гранитоидов Турочакского плутона к А2-ипу, формировавшемуся в анорогенной обстановке внутриконтинентального рифтогенеза, спровоцированного плюмтектоникой и несущему редкометалльное оруденение грейзенового типа вольфрама, молибдена и олова.