ПЕТРОЛОГИЯ ГРАНИТОИДОВ ТЕЛЕКАЙСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (ЦЕНТРАЛЬНАЯ ЧУКОТКА)

Тихомиров Петр Леонидович

Рис. 3

С середины 60-х гг., когда были опубликованы работы Баддингтона и Линдсли (1964) и Уонса и Югстера (1965), появилась возможность количественной оценки условий кристаллизации гранитоидов на основе данных о составе минералов. Развитие этого направления науки привело к разработке множества методик, позволяющих определять температуру, давление, фугитивности летучих компонентов и активность щелочных элементов в гранитоидных магмах и использующих в качестве исходных данные о составе биотита, амфибола, полевых шпатов, ильменита и магнетита (Иванов, 1970, Бесвик и др., 1973, Панеях и Федорова, 1973, Стормер и др., 1975, Коренбаум, 1973, Полтавец, 1975, Маноц и др., 1984, Холлистер и др., 1987, Бланди и Холланд, 1990). Для определения физико-химических условий кристаллизации гранитоидов Телекайского района был разработан следующий алгоритм: 1) оценка глубины становления массивов по геологическим и петрографическим данным (мощность прорванных интрузивами осадочных отложений, структуры пород экзо- и эндоконтактов), а также по положению точек составов пород на диаграмме нормативных кварца, альбита и ортоклаза (Таттл и Боуэн, 1958, Заманске и др., 1981); 2) определение температуры окончательной кристаллизации расплава по экспериментальным солидусным кривым (Иоханнес, 1988); давление воды в остаточном гранитном расплаве, согласно Иоханнесу и Хольцу (1996), близко к литостатическому; 3) расчет параметров кривой устойчивости биотита в координатах температура - фугитивность кислорода (Уонс, Югстер, 1965, Заманске и др., 1981); 4) корректировка полученных значений с помощью ильменит-магнетитового геотермометра Баддингтона (1964) и амфибол-плагиоклазового геотермометра Бланди и Холланда (1990); 5) независимая оценка температуры кристаллизации расплава по полевошпатовой (Стормер, 1975) и биотит-амфиболовой парам (Панеях, Федорова, 1973); 6) определение отношения фугитивностей воды и фтора по методике Маноца и др. (1984), исходя из состава биотита и полученных значений температуры.
Приведенная последовательность использования методик минеральной геотермобарометрии не требует изначального определения кислородного буфера по составу биотита (Джейкобс и Перри, 1978, Трошин и др., 1985), что позволяет существенно снизить погрешность расчетов. Применение данного алгоритма имеет смысл при следующих условиях: 1) глубина становления интрузивов достаточно точно оценивается по геологическим критериям; 2) отсутствуют точные оценки температуры, произведенные независимыми методами (например, по расплавным включениям).
Выяснилось, что ряд методик в данном случае не позволяет объективно оценивать параметры магматического процесса. Интервал оценки температур по полевошпатовому геотермометру Стормера и др. (1975) составил 400-700^oС, что указывает на субсолидусные изменения полевых шпатов всех изученных пород. Биотит-амфиболовый геотермометр (Панеях, Федорова, 1973) дает очень широкий диапазон температур - от 550 до 900^oС. Попытка использования амфиболового геобарометра Холлистера (1987) и Джонсона-Резерфорда (1989) также была неудачной.

Таблица 2. Физико-химические условия кристаллизации гранитоидов.

* - коэффициенты фугитивности определены по Кестину и др.,1984.

Рис. 4

Наиболее информативными (с точки зрения оценки условий кристаллизации) минералами являются биотит, ильменит и магнетит. Структурные взаимоотношения минералов и отсутствие зональности в биотите всех изученных пород свидетельствует о его позднемагматической (в некоторых случаях, возможно, постмагматической) кристаллизации; оксиды, в отличие от биотита, в некоторых случаях сохранили магматическую зональность, из чего сделан вывод об их относительной устойчивости к позднемагматической перекристаллизации. Оценка температуры и фугитивности кислорода по биотиту и по оксидным фазам позволяет, таким образом, определять характер изменений режима кислорода в ходе эволюции расплава. Отмечено, что степень окисленности расплава может в процессе кристаллизации и увеличиваться (мольтыканский комплекс), и уменьшаться (некоторые гранитоиды ОЧВП), и оставаться на одном уровне (большинство изученных образцов).
Для гранитоидов Телекайского района получены следующие значения температур и фугитивности кислорода (таблица 2, поздние стадии кристаллизации): мольтыканский комплекс (глубина становления 2-3 км) - Т=770+20^oС, lgfо2=-15.5-16, телекайский (около 1 км) - Т=780+20^oС, lgfo2 = -17. Условия становления субвулканических гранитоидов (глубины до 1 км, иногда до 2 км) более разнообразны: температура - от 780+20^oС до 830+20^oС, lgfо2=-15-16. Для лейкогранитов комплекса руч. Плиточный (0.5-1 км) кривые устойчивости ильменита и магнетита пересекаются в области Т=750+30^oС, lgfо2=-16-17; биотит кристаллизовался при еще более низких температуре (600+50^oС) и фугитивности кислорода (lgfо2=-19.5-21). Очевидно, эти породы испытали перекристаллизацию на постмагматическом этапе.
На диаграмме Т - lgfo2 (рис.3) гранитоидам Телекайского района соответствует область, вплотную примыкающая к областям типичных S-гранитов (Бернем, Омото, 1980) и оловоносных гранитов полуострова Сьюард, Аляска (Свенсон и др., 1988). Наиболее окисленные из гранитоидов ОЧВП на этой диаграмме приближаются к тренду батолита Сьерра-Невада. Относительная восстановленность гранитоидных магм района может быть связана с участием в магмообразовании метаосадочных пород с примесью углистого вещества, широко распространенных на Чукотке.
Интервалы температур, полученные с помощью диаграммы для оценки химических потенциалов воды и калия при кристаллизации биотитов (Коренбаум, 1973), оказались слишком широкими даже для биотитов из одних и тех же образцов (рис.4,а); значительная часть анализов не может быть отображена на диаграмме вследствие высоких значений расчетного коэффициента Al(YI)/(Al(IY)-1). С целью более объективного отражения фактического материала создана новая форма данной диаграммы, в которой по координатным осям отложены содержания кремния и алюминия в биотите, а химические потенциалы калия и воды показаны изолиниями (рис.4,б). Такая форма диаграммы позволяет сравнивать биотиты с большим диапазоном составов, учитывать погрешности анализов, а также выявлять изменения состава биотитов, связанные с хлоритизацией и с присутствием диоктаэдрических компонентов. Но и в этом случае информация, считываемая с данной диаграммы, ограничена и носит качественный характер: различия в mH2O (следовательно, и в температурах) при кристаллизации всех изученных пород незначительны, за исключением относительно низкотемпературных биотитов из пегматоидов телекайского комплекса; максимальный химический потенциал калия отмечен для лейкогранитов телекайского комплекса, а минимальный - для гранитов южной части Телекайского массива (мольтыканский комплекс). Биотитам Иультинского массива (анализы В.Д.Козлова и др., 1995) на этой диаграмме соответствует минимальный потенциал калия.
Аналогичный результат получен при использовании диаграммы А.А.Маракушева и И.А.Тарарина (1965): точки биотитов литий-фтористых гранитов Северного и Иультинского массивов расположены в 1 и 2 полях щелочности, а большинства остальных интрузивов - в 3 и 4 полях. Поскольку содержание калия и коэффициент агпаитности в породах Северного и Иультинского интрузивов достаточно высоки, то остается предположить, что на состав биотита здесь влияет высокая фугитивность фтора, резко снижающего устойчивость щелочного полевого шпата и сдвигающего влево реакцию btAl,F+q+K+=or+bt+H2O+F-. Воздействие фтора при этом оказывается сильнее эффекта от возрастания потенциала калия.