|
ПЕТРОЛОГИЯ
ГРАНИТОВ А-ТИПА ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ
Трунилина В.А., Орлов Ю.С., Роев С.П., Зайцев А.И.
Институт
геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, Якутск, Россия
v.a.trunilina@diamond.ysn.ru
Граниты
А-типа установлены в различных структурно-тектонических зонах
Верхояно-Колымской
складчатой области и сформированы на разных этапах ее развития.
Среди них мы
выделяем пять разновидностей, из которых первые две локализованы в
континентальных блоках Колымо-Омолонского микроконтинента, остальные
приурочены к узлам пересечения крупных тектонических нарушений в
пределах Верхоянской континентальной окраины. Все они
характеризуются повышенной щелочностью и редкометалльностью, низкой
кальциевостью, пост- и/или анорогенной обстановкой формирования.
1)
Неопротерозойские
(590–550 МА)
щелочнополевошпатовые граниты
содержат магнезиальные клинопироксен и гастингсит с повышенными
содержаниями Na2O,
высокофтористый магнезиальный биотит, хромсодержащие титаномагнетит
и ильменит, ортит, Cl- и F-апатиты, обогащенный UО3
и ThО2
циркон, торит. Реститовые минералы – железистый чермакит и
альмандин-гроссуляр пород высоких ступеней метаморфизма. Граниты
гиперглиноземистые, высокожелезистые, тренд составов на диаграмме
магматических серий (Бородин,
1987) сечет
главные эволюционные тренды: от трахитового Т к
щелочно-базальтовому – АВ. По высоким содержаниям Y,
Nb,
LREE,
отрицательной аномалии Eu, принадлежности
к геохимическому
типу гранитов-рапакиви и ультраметамофрических гранитов они
соответствуют континентальным
внутриплитным гранитам А-типа. Материнский расплав сформирован в
нижнекоровых субстратах, предварительно проработанных глубинными
щелочно-основными расплавами или в результате непосредственного
синтексиса мантийного и нижнекорового расплавов.
2)
Ранне-среднеюрские
(218-166±19 МА) щелочнополевошпатовые
и щелочные граниты
завершают рифтогенный магматизм, начавшийся в среднем палеозое с
внедрения щелочно-ультраосновных расплавов, сформированных по
ощелоченным глубинными флюидами верхнемантийным субстратам
(Трунилина и др., 1996). Для гранитов характерны: эгирин,
низкожелезистый арфведсонит, фтортарамит, эккерманит,
высокофтористый биотит, метамиктный циркон, колумбит-танталит,
чевкинит, ортит, флюорит, сфен, F-апатит.
Породы перщелочные, железистые, умеренной и низкой глиноземистости,
близки редкометалльным гранитам щелочного ряда и агпаитовым щелочным
гранитам. От щелочно-ультраосновных пород к гранитам последовательно
возрастают содержания калия, REE,
значения I0
(от 0,703 до 0,7441), что обусловлено усилением во времени потока
глубинных флюидов с перемещением зоны плавления в земную кору.
3)
Раннемеловые
(129-106 МА)
микроклин-альбитовые граниты
интрудируют синколлизионные гранитоиды или расположены в
непосредственной близости от них. Характерные минералы:
фенгит-мусковит, сидерофиллит, лепидолит, циннвальдит,
протолитионит, топаз, амблигонит, литиевые фосфаты, сподумен,
касситерит, колумбит-танталит, шерл, циркон, ортит; реститовые –
минералы вмещающих гранитов, либо циркон типичного для гранулитов
морфотипа «Е» и магнезиальные, обогащенные Na2O
клинопироксен и амфибол. Породы гиперглиноземистые, с пониженными
концентрациями REE
и Zr,
принадлежат к геохимическому типу плюмазитовых гранитов. По
соотношениям Y,
Nb,
Zr
они занимают промежуточное положение между синколлизионными и
внутриплитными гранитами. Высокие значения I0
(0,71052-0,72877) соответствуют коровому заложению магматических
очагов, а преобладание среди кристаллов циркона типичного для
мантийных и корово-мантийных производных морфотипа D
(Pupin,
1980), присутствие хромсодержащих титаномагнетита и ильменита,
секущее положение петрохимических трендов на диаграмме магматических
серий, высокие значения Rb/Sr
– SiO2,
характерные для производных щелочно-основных расплавов (Tischendorf,
Palchen,
1985), указывают на магмогенерацию в результате повторного плавления
синколлизионных гранитов при воздействии глубинных источников тепла
и флюидов, либо в нижнекоровых субстратах сложного состава,
преобразованных под влиянием таких источников без формирования
синтексисных расплавов.
4)
Ранне-позднемеловые
(86–119 МА)
щелочнополевошпатовые
граниты и граносиениты часто
ассоциируют с трещинными телами щелочно-основных пород. Для
гранитов характерны санидин или анортоклаз, магнезиальный
хромсодержащий клинопироксен, лабрадор, ванадийсодержащий эгирин (в
граносиенитах), ортит, сфен, титаномагнетит, флюорит, обогащенный
UO3 и
ThО2
циркон (преимущественно морфотип D), Cl-
и F-апатит,
пироп-альмандин с содержанием py
23-55%, сложные оксиды Si, Ti, Al. Присутствуют реликты фаялита,
реститовые чермакитовая роговая обманка и альмандин-гроссуляр.
Породы железистые, гиперглиноземистые, обогащены REE,
принадлежат к геохимичкскому типу гранитов щелочного ряда или
редкометалльных гранитов щелочного ряда, и близки по параметрам
состава внутриплитным гранитам А-типа. Значения I0
(0,7135-7147)
указывают на генерацию в коровых субстратах, а высокие значения
Rb/Sr
характерны для производных щелочно-базальтовых магм. На
диаграмме магматических серий тренд их составов также занимает
секущее положение по отношению к главным эволюционным трендам. Эти
данные, пространственная ассоциация с производными щелочно-основных
магм, а также рост суммарных содержаний REE в процессах эволюции
материнских расплавов, особенно на конечных ее стадиях, позволяют
предполагать длительность сосуществования и взаимодействия мантийных
и коровых источников на всем протяжении функционирования
гранитоидных очагов с усилением воздействия глубинных флюидов на
поздних этапах их развития и вероятный синтексисный характер
материнских расплавов.
5) Позднемеловые
(85-
94 МА) щелочные
граниты
образуют
обособленные массивы или центральные части зональных плутонов, в
которых к периферии сменяются граносиенитами и кварцевыми сиенитами,
и пространственно ассоциируют с субщелочными или щелочными
габброидами. Породы содержат эгирин (или эгирин-авгит), санидин,
ортит, сфен, чевкинит, торит, шпинель, обогащенный UO3
и ThO2
циркон. По петро- и геохимическому составу, принадлежности к
редкометалльным гранитам щелочного ряда, резко дифференцированным
трендам REE с глубоким минимум Eu
они идентифицируются как типичные А-граниты. От остальных
рассмотренных гранитов отличаются более высокой калиевостью и
принадлежностью к шошонитовой серии. На диаграмме магматических
серий точки их составов образуют тренд, параллельный латитовому
эволюционному тренду. Значения I0
(0,7118-0,7129)
соответствуют коровому заложению магматических очагов. Полученные
данные позволяют предполагать близкое рассмотренному для гранитов
предыдущей группы происхождение материнского расплава и затухание
мантийно-корового взаимодействия с началом его кристаллизации. Более
высокая, чем в других А-гранитах, калиевая щелочность пород
обусловлена спецификой состава инициировавшего нижнекоровое
плавление глубинного расплава.
Работа выполнена при финансовой
поддержке гранта РФФИ 06–05–96008–р–восток–а.
Литература
Бородин Л.С. Петрохимия магматических серий. М.: Наука,
1987. 241с.
Трунилина В.А., Парфенов Л.М., Лейер П.В.,
Орлов Ю.С., Зайцев А.И. Среднепалеозойский Томмотский массив
щелочных габброидов и сиенитов Верхояно-Колымских мезозоид и его
тектоническая позиция // Геология и геофизика. 1996.
№ 4. С.71-82.
Pupin J.P. Zircon and
Granite Petrology // Contrib. to Miner. and Petrol., 1980. V. 73.
Р.207-220.
Tischendorf G., Palchen W. Zur klassification von
Granitoides // Z. Geol. Wiss. Berlin, 1985. Bd.13. Hf. 5. S.615-627.
|