Scientific journal

Modern high technologies

ISSN 1812-7320

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,940

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

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

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.