Scientific journal
Modern high technologies
ISSN 1812-7320
"Перечень" ВАК
ИФ РИНЦ = 0,899

PETROGENESIS OF ANOROGENIC GRANITOIDS

Gusev A.I. 1
1 The Shukshin Altai State Academy of Education
Genesis of different types of anorogenic granitoids analized on the basis of complex data with using isotopes of Nd, Sr, Hf. Three groups of anorogenic granitoids detached with different degrees of depletation and riching by isotopes of Sr and Nd: 1 – group of isotope moderate riching on Nd abd depleted on Sr, that it is weigh to riched mantle source type EM II, forming reason melting of ampibolites and graywacke; 2 – group Nd-depleted and Sr extremal riched anorogenic granitoids, that it formed by way of melting granulite source and possible mixing of basalt magma and thrust melt; 3 – group Nd-riched and Sr-depleted, that it is weigh to primitive mantle (PREMA) forming on count differentiation tholeiite basalts.
anorogenic granitoids
isotopes of Sr
Nd
depleted
riched

Анорогенные гранитоиды весьма разнообразны и с ними парагенетически связаны многочисленные геолого-промышленные типы оруденения Ta, Nb, Li, W, Mo, Cu, Au, TR, Be и других. Этим и объясняется актуальность проведенных исследований. Петрогенезис же анорогенных гранитоидов в различных регионах Мира интерпретируется по-разному. Целью настоящей работы на основе собственных данных и опубликованных материалов c использованием изотопов систематизировать представления о генезисе А-типа гранитов.

Результаты исследований

Два подтипа анорогенных гранитоидов, выделенных в Солонешенском районе Горного Алтая, характеризуются разной степенью мантийно-корового взаимодействия и различными источниками плавления корового субстрата. Сопоставление данных по анализируемым массивам с экспериментальными данными по моделированию источников плавления показали, что граниты Казандинского массива тяготеют к расплавам, образовавшимся за счёт плавления амфиболитов, а все остальные породы – за счёт плавления метаграувак. Аналогичные сопоставления с экспериментальными моделями плавления коровых источников для Елиновского массива дали однозначные показатели плавления за счёт граувакк [2]. В последнее время установлено, что первопричиной проявления тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ в высоко эволюционированных гранитоидных магмах вызвано взаимодействием магма-флюид, которое создаёт не только деплетирование Eu в породах, но и также вызывает необычную негативную аномалию во всех конституционных минералах, включая и калиевый полевой шпат. По другой точке зрения тетрад-эффекты в спектрах распределения РЗЭ в редкометалльных гранитоидах являяются следствием процессов фторидно-силикатной несмесимости и глубокой дифференциации расплавов в очагах накопления обогащённых фтором магм [6]. Значительное повышение концентраций фтора в гомогенном гранитоидном расплаве может вызывать его гетерогенизацию (ликвацию) и образование фторидных расплавов разного состава. Сравнение величин отношений Eu/Eu* для обоих массивов показывает, что чем выше указанное отношение, тем выше кислотность среды, согласно рядам кислотности-щёлочности А.А. Маракушева [5] для ряда элементов Sm, Gd, Eu в водно-сероводородных растворах при стандартных условиях. Следовательно, при становлении Казандинского массива и формирования грейзенового оруденения W и Be кислотность среды была выше, чем при формировании Елиновского массива с более щелочной средой, с которым связаны альбититы с оруденением U, Zr, Nb. Таким образом, анорогенные рибекитовые гранитоиды в Солонешенском рудном районе следует подразделять на два подтипа: 1 – Елиновский, гиперсольвусный, связанный исключительно с плавлением мантийного источника типа эклогитов и гранатовых амфиболитов и 2 – Казандинского, транссольвусного, связанного со смешением мантийного и корового материала.

Арфведсонитовые гиперсольвусные анорогенные гранитоиды, имеющие близость к А1 – типу массивов Хуошибулак, Таму, Кезиерту и Халаджан с возрастом 275-282 млн. лет Южно-Тянь-Шаньского коллизионного пояса и Таримского блоков Китая по данным изотопов неодима (εNd(t) от − 2.6 до − 2.9) генерированы путём частичного плавления неопротерозойского габбрового источника как результат воздействия подплитных астеносферных мантийно-производных магм [10].

Биотитовые и роговообманковые анорогенные граниты с бастнезитом и флюоритом гранитного плутона Забили в восточной Нигерии генерировались сложным способом. В комплексе с петрологическими, изотопными данными и геохимическим моделированием граниты Забили формировались: 1 – вклад ювенильной магмы, или частичное плавление ювенильной базальтовой магмы как протолита и быстрым подъёмом к поверхности; 2 – взаимодействие гранитной магмы с древним континентальным материалом, подтверждено присутствием в гранитах пред неопротерозойских цирконов и низким инициальным отношением εNd в тонкокристаллических биотитовых гранитах; 3- фракционирование полевых шпатов и ферромагнезиальных продуктов с наблюдаемыми геохимическими параметрами, в которых инициальные отношения εNd составляют + 7.0.

В последние годы выявлен А-тип редуцированных гранитоидов, на природу которых имеются различные точки зрения. Так редуцированные рапакиви-граниты А-типа, являющиеся в большинстве своём обогащнные железом и относящиеся к «feroan» типу, имеют характеристики анорогенных гранитов. Для них свойственны – низкая фугитивность кислорода и состав, тесно связанный с источником плавления субстрата [9]. Установлено, что восстановленные граниты типа рапакиви и их эруптивные аналоги (высоко калиевые фаялитовые риолиты) являются производными толеитовых магм и их дериватов, которые отвечают низким степеням фугитивности кислорода. Редуцированные рапакиви граниты являются производными экстремальной дифференциации базальтовых расплавов или частичного плавления подплитных базальтов и эквивалентов их дифференциатов. Они формируются в обстановках растяжения, где астеносфера находится на небольших глубинах [9]. Выделяются три стадии в происхождении таких пород: 1 – толеитовые расплавы, становление которых происходит в основании коры; 2 – длительное поставление горячих частично расплавленных остатков этих толеитовых пород в магматические камеры; 3 – горячие, сухие расплавы обеспечивают миграцию в среднюю часть коры и продуцируют батолиты рапакиви или эруптивные риолиты. Частичное плавление фельзической континентальной коры, которое может происходит параллельно с этими процессами, может сопровождать интрузии рапакиви- типа магм, и в тоже время продуцируя и другие метаалюминиевые и пералюминиевые гранитные составы анорогенных ассоциирующих комплексов [9].

В Юго-Восточной части Горного Алтая и на территории Монголии проявлены рапакивиподобные граниты юстыдского комплекса карбонового возраста, которые также относятся к редуцированному типу, насыщенных водой и имеющих низкие температуры кристаллизации. По составу все фазовые разновидности пород этого комплекса относятся к умеренно-щелочным гранитам с преобладанием калия над натрием. Принадлежа к высококалиевой серии, мета – пералюминиевым разновидностям, все породные типы относятся к высокожелезистым разновидностям при резком преобладании закисного железа над окисным. Последнее указывает на восстановленный тип расплавов, из которых кристаллизовались породы. Это подтверждается также наличием в составе пород ферритных глобулей, и самородных элементов – меди, олова, свинца, цинка, а также графита. Резкое преобладание ильменита в составе акцессориев в породных типах также свидетельствует о восстановительной обстановке в расплавах. По этому показателю все гранитоиды Юстыдского массива следует относить к ильменитовой серии, которая формируется за счет дифференциации толеитовой базальтовой магмы и при низкой фугитивности кислорода. Близкая сопряжённость во времени и пространстве базитовых образований караоюкского комплекса и гранитоидов юстыдского комплекса с рапакивиподобными гранитами указывает на некоторое сходство в формировании гранитов рапакиви древних кратонов Балтийского, Украинского, Канадского, Алдано-Станового и других щитов, связанных тесно с базитами. Анорогенный характер гранитоидов, их тесная сопряжённость с базитовыми дайками и другие признаки позволяют предположить их генерацию с функционированием Сибирского суперплюма.

Анорогенные гранитоиды Бейшаня в Китае имеют высокие значения отношений изотопов стронция (0.7049-0.7096), негативные значения εNd(t) (-0.9 to -2.8), с Nd модельными возрастами 0.89–1.13 млрд. лет и относительно высокими значениями εHf(t) в цирконе (-1.3 to +6.1) и двухстадийные Hf модельные возраста 1.34–0.87 Ga, подтверждая смешение компонентов мантийного и корового материала. Мантийный компонент вероятно происходил из подплитных магм, продуцируемых частичным плавлением метасоматизированной литосферной мантии флюидами или расплавами, возможно из предшествовавшего субдукционного материала. Средне – триасовые плутоны имеют относительно высокие отношения Sr/Y и концентрации MgO с негативной слабой Eu аномалией, указывающим на адакито-подобную близость. Вероятно, это связано с частичным плавлением коровых компонентов под влиянием огромных масс подплитных мантийно-производных магм, вероятно связанных с литосферной деламинацией и астеносферным апвелингом. Эти гранитоиды показывают сильные негативные аномалии Eu, Ba, Nb, Ta, Sr, P и Ti. Предполагается, что это связано с результатом фракционной кристаллизации и коровой контаминации гранитной магмы, формировавшейся в условиях растяжения.

Калиево-полевошпатовые граниты в пределах Армориканского массива (Франция) имеют близость к А-типу по комплексу признаков; изотопные составы А-типа гранитов (87Sr/86Sr = 0.7071 и 0.7073; εNd(t) = +0.2 и +0.3; εHf zircon = +2.47 и +2.71) исключают прямую деривацию их путём фракционирования из базальтовой магмы; с другой стороны наличие гибридных гранодиоритовых образований в пределах массива подтверждают возможность процессов смешения в областях магматических резервуаров в пределах глубинных коровых уровней; скорее всего, А-тип гранитов формировался путём смешения между мафической магмой и коровыми расплавами. Альтернативно, они могут быть также производными из плавления биотит-содержащего кварц-полевошпатового протолита. В течение восхождения на верхние уровни происходило фракционирование плагиоклаза, приводившее к высокому содержанию кремния в гранитах.

В Китае выявлен А-тип редуцированных гранитов, которые могут образовываться также при высокотемпературном плавлении (> 960 °С) гранулитовых метаосадочных пород, связанном с апвеллингом в астеносфере или в мантии и интрузией базальтовых расплавов. Ключевым фактором их генезиса являются низкие фугитивности кислорода (fO2) и воды (fH2O) и высокие температуры кристаллизации [10].

Установлено, что чарнокитовые плутоны дают широкий спектр ранжирования геохимических характеристик. Б. Фрост и С. Фрост выделяют среди них три группы: 1-пироксен-содержащие известково-щелочные и щелочные, железистые (ferroan), которые и рассматриваются как А-тип; 2 – магнезиальные, известковистые и известково-щелочные, в большинстве своём метаалюминиевые, которые по составу близки к Кордильерским батолитам; 3- переходные от железистых (ferroan) к магнезиальным [Frost, Frost, 2008]. Петрологически чарнокиты приурочены к 4 геодинамическим обстановкам: 1 – рифтово-связанным, железистым; 2 – глубоко эродированным плутонам Кордильерского типа; 3 – плутонам каледонского типа; 4 – глубокому коровому плавлению, связанному с гранулитовым метаморфизмом, или становлению горячих железистых (ferroan) магм. Чарнокитовые плутоны (ferroan) типа (или собственно А- типа) относятся к анортозит-мангерит-чарнокит-гранитным комплексам. Эти плутоны сложены (ferroan) щёлочно-известковыми и щелочными метаалюминиевыми гранитоидами. Некоторые из этих плутонов интерпретируются как прямые дифференциаты толеитовых расплавов с виртуальным коровым компонентом или его отсутствием (например, плутон Рэд Маунтин ассоциирует с Ларамийским анортозитовым комплексом).

Интерпретация результатов и выводы

На основе собственных анализов изотопов неодима и стронция и собранных по литературным данным составлена таблица.

 

Изотопные составы стронция и неодима в анорогенных гранитоидах

Плутон

Порода

εNd (t)

87Sr/86Sr

εSr(t)

Авторы

Елиновский (Горный Алтай)

Гранит рибекитовый гиперсольвусный

+3,1

0,70513 – 0,70429

+30,2

Гусев, Гусев, Табакаева, 2013 [2]

Казандинский

(Горный Алтай)

Гранит транссольвусный

+0,7

0,7076

+35,5

Гусев, Гусев, Табакаева, 2013 [2]

Турочакский (Горный Алтай)

Гранит субсольвусный

+3,86

0.70513-0.71217

+29,1

Дзагоева, Гусев, Нестерович, 2007 [4]

Кызылташский (Горный Алтай)

Гранит субсольвусный

+4,1

 

+1,9

-

+17,2

 

+24,8

Гусев, Лавини­шникова, 2011 [1]

Майорский (Горный Алтай)

Гранит рибекитовый гиперсольвусный

3,3

0,70513 -0,70526

+30,8

Тимкин, Гусев, Дзагоев а, 2007 [7]

Алахинский (Горный Алтай)

Гранит сподуменовый

-2,5

 

+111,6

Kruk, Rudnev, Vystavnoi, Paleskiy, 2001 [11]

Тана (Ю-З Корсика)

Граниты субсольвусные

 

Монцониты

(-4,7)-(-1,3)

(-2) – (-0,1)

 

(+95,7) – (+98,6)

Franck Poitrassona et all., 1994

Джиуишан, Южный Китай

Фаялитовые граниты

(-7,4) – (-6,6)

0,7151- 0,7181

(+101,)-(+105,4)

Huang H.-Q., Li W-X., et al., 2011 [10]

Мукаджай, Северная Бразилия

Граниты рапакиви

(-2,4)- (-1,3)

 

(+96,5)- (+99,5)

Fraga L.M.B, Agnol R.D. et al., 2009 [8]

Интрузии Кхетри Медного Пояса, Индия

Граниты

(-1,3) – (-6,2)

 

(+90,1)-(+89,7)

Kaur P., Chaudhri N., Raczek I., Kröner A., 2007

Брандберг комплекс,

Намибия

Метаалюминиевые граниты

Пералюминиевые гранты

(-0,4) – (-5,1)

 

(-0,7) – (-1,9)

0,707 – 0,713

 

Schmitt A.K., Emmermann R., Trumbull R.B. et al., 2000

Юстыдский (Горный Алтай)

Граниты рапакиви-подобные биотитовые

(+7,9)

 

(-2,5)_

Гусев, Шокальский и др., 2009 [3]

Субиотнийский комплекс (Швеция)

Граниты рапакиви

(+6,2)

 

-5,1

Andersson, Neymark, Billström, 2002.

На основе данных, приведенных в таблице отстроена диаграмма соотношений εSr(t) – εNd(t) для анорогенных гранитоидов.

gusev.wmf

Диаграмма εSr(t) – εNd(t) для анорогенных гранитоидов

Типы мантии по Зиндлеру и Харту [12]: EM I и EM II – обогащённая мантия типов I и II; PREMA – примитивная мантия; HIMU – мантия с высоким изотопным уран-свинцовым отношением. Поля I, II, III – подтипы анорогенных гранитоидов по степени изотопной обогащённости и деплетированности. Анорогенные гранитоиды интрузивных массивов: 1 – Елиновского, 2 – Казандинского, 3 – Турочакского, 4 – Кызылташского, 5 – Майорского, 6 – Алахинского (Горный Алтай); 7 – Тана (Ю-З Корсика); 8 – Джиуишан (Южный Китай); 9 – Мукаджай (Северная Бразилия); 10 – Кхетри (Индия); 11 – Юстыдского (Горный Алтай); 12 – граниты рапакиви Субиотнийского комплекса (Швеция).

Таким образом, по соотношениям εSr(t) – εNd(t) выделяются 3 группы анорогенных гранитоидов: 1 – группа изотопно умеренно обогащённых по неодиму и деплетированных по стронцию; 2 – группа неодим деплетированных и стронций экстремально обогащённых анорогенных гранитоидов; 3 – группа неодим–обогащённых и стронций-деплетированных, куда попадают рапакиви-подобные граниты юстыдского комплекса и граниты-рапакиви субиотнийского комплекса Швеции; к этой же группе следует относить чарнокиты и ассоциированные гранитоиды. Первая группа анорогенных гранитоидов тяготеет к обогащённому мантийному источнику типа EM II и формировавшаяся за счёт плавления амфиболитов и граувакк, а 3 группа – тяготеет к источнику типа примитивной мантии (PREMA), формировавшейся за счёт дифференциации толеитовых базальтов (рисунок. Вторая группа формировалась путём плавления гранулитового источника и возможного смешения базитовой магмы и корового расплава.