|
Состав минералов
В ходе проведенного исследования главное внимание уделялось изучению состава амфибола, биотита и плагиоклаза гранитоидов, а также оксидных акцессорных фаз - титаномагнетита и ильменита. K-Na полевые шпаты изученных пород не обнаруживают следов магматической зональности, и все в различной степени подверглись субсолидусному распаду, что делает их малопригодными для восстановления условий первичной кристаллизации. Данные микрозондового анализа вместе с результатами их пересчета в формульные единицы приведены в таблицах 3, 4, 5 и на рис. 7-11.
|
Минералы группы амфибола присутствуют в породах главных фаз всех изученных массивов, за исключением северной части Телекайского, где они обнаружены лишь в меланократовых включениях. В составе амфиболов 20-30% приходится на керсутит-гастингситовый компонент, остальное - на эденит и роговую обманку в различной пропорции (таблица 3). Нередки и бледноокрашенные амфиболы, в немалой степени затронутые постмагматическими процессами и вместо керсутита содержащие до 35% тремолит-актинолитового минала (таковы, к примеру, все изученные амфиболы Пээкинейского и Мольтыканского интрузивов). Диаграмма на рис. 7а подтверждает предположение о широком изоморфизме Si4+ ®
Al3+ + (K, Na)+, связывающем тремолит-актинолитовый и эденитовый миналы. "Чермакитовый" изоморфизм Si4+ + (Fe, Mg)2+ ®
2Al3+ также имеет место, но проявлен не столь ярко (рис. 7б). Несмотря на то, что в ряде шлифов оптическими методами обнаружены реликты магматической (осцилляционной) зональности амфиболов, колебания состава в пределах одного зерна и одного образца не превышают погрешности анализа. Вместе с тем, амфиболы из разных частей массивов могут заметно различаться. Наиболее изменчивым химическим параметром амфиболов является их железистость (рис. 7в-д), которая варьирует от 0.3 (в |
 Рис. 7. Диаграммы составов амфиболов меловых гранитоидов Северо-Востока Азии. |
гранодиоритах Восточно-Тайгоносского плутона) до 0.8 (в меланократовых включениях северной части Телекайского массива). С ростом Fe/Mg отношения в амфиболах увеличиваются содержания Al, Ti, Na и K; определенный вклад в эту зависимость вносит химический эффект актинолитизации.
 |
Биотит, будучи самым распространенным железо-магнезиальным силикатом гранитоидов, присутствует во всех изученных образцах. Несмотря на признаки длительной кристаллизации (в частности, парагенез с плагиоклазом различного состава), биотиты лишены видимой зональности. Как и в случае с амфиболом, вариации состава в пределах одного шлифа незначительны, а в пределах одного интрузива могут быть существенными. Железистость биотита колеблется от 0.45 до 0.8, без четкой связи с глиноземистостью (таблица 4, рис. 8а) и в тесной корреляции с железистостью амфиболов (рис. 8б). Наибольшая глиноземистость отличает биотиты Прибрежно-Тайгоносского пояса и южной части Телекайского массива (1.3-1.4 ф.е. Al), наименьшая - биотиты северной части Телекайского массива, 1.15-1.18 ф.е. Слюды меланократовых включений и гранитоидного матрикса идентичны, несмотря на различия валового состава пород (рис. 8а).
Рис. 8. Диаграммы железистость - глиноземистость биотита (а) и железистость биотита - железистость амфибола (б) для меловых гранитоидов Северо-Востока Азии. Для второй диаграммы использованы средние значения по образцам. 1 - включения в лейкогранитах северной части Телекайского массива.
Остальные условные обозначения - см. рис. 2. |
Плагиоклаз, судя по хорошо сохранившейся осцилляционной зональности, более устойчив к позднемагматической гомогенизации, чем биотит. Плагиоклазы северной части Телекайского интрузива представлены олигоклазом-альбитом An27-3, всех прочих массивов - андезином-олигоклазом An47-14 (рис. 9). Вариации состава плагиоклазов в отдельном шлифе составляют, без учета состава кайм постмагматического альбита, от 17 до 28% An (зональность повсеместно прямая, с небольшими осцилляциями). Различия изученных массивов по среднему составу плагиоклаза менее значимы, чем различия по составу темноцветных минералов. Содержания анортитового компонента в плагиоклазах закономерно снижаются с увеличением кремнекислотности пород (рис. 9). В парагенезе с амфиболом и биотитом кристаллизуется плагиоклаз разнообразного состава, за исключением наиболее известковистого An47-40, очевидно, являющегося ликвидусной фазой.
|
 Рис. 9. Диаграмма SiO2 (порода) - %An (плагиоклаз) для изученных меловых гранитоидов Северо-Востока Азии. Отрезками показан полный интервал составов плагиоклаза в изученных образцах.
Остальные условные обозначения - см. рис. 2.
|
Титаномагнетит широко распространен в гранитоидах Восточно-Тайгоносского и Танюрерского массивов, где его доля составляет 2-4% от общего объема породы. В остальных изученных массивах его содержания незначительны. Микрозондовое исследование выявило практически повсеместное развитие структур распада твердого раствора титаномагнетита с выделением тонких (до первых мкм) ламеллей ильменита. Средние составы зерен (таблица 5) отвечают титаномагнетитам с содержанием ульвошпинелевого компонента от долей процента до 1.7% (Восточно-Тайгоносский плутон) и до 3.5% (Танюрерский плутон).
Ильменит выявлен во всех изученных породах, однако его содержания неизменно низки, до 1%. Тем не менее, в гранитоидах Чаунской зоны он представляет главную оксидную фазу. Следов распада твердого раствора в ильменитах не обнаружено, за исключением пород Восточно-Тайгоносского массива. Ильмениты именно этого плутона выделяются среди остальных высоким содержанием гематитового компонента (24-26% в пересчете на валовый состав зерна), что, вероятно, и послужило причиной их распада при постмагматическом отжиге. Наименьшая доля гематита, от 1 до 3.5%, отличает ильмениты Пээкинейского, Мольтыканского массивов и северной части Телекайского. Доля марганцевого (пирофанитового) компонента в ильменитах Танюрерского массива в среднем составляет около 15%, Восточно-Тайгоносского - 5%, остальных - от 7 до 12%. В некоторых зернах ильменита содержание марганца растет от центра к краям, что указывает на сохранение магматической зональности.
Состав изученных фаз в целом достаточно стабилен: как минимум в пределах однородных обнажений размером в десятки метров вариации состава минералов не превышают погрешности анализа микрозонда с энергодисперсионным детектором. Исключение составляет плагиоклаз, внешние зоны которого могут отличаться от внутренних на десятки процентов анортитового компонента (рис. 9). В многокилометровых фазовых телах возможны значительные колебания железистости биотита и амфибола (рис. 7, 8, 10), хотя не исключено, что в действительности интрузивных фаз больше, чем выявлено геологосъемочными работами. Самые же существенные различия отмечены между минералами, слагающими гранитоиды разного формационного типа.
 |
Сопоставляя составы минералов с составами пород, отметим общую для большинства массивов положительную корреляцию железистости биотита, амфибола и валовых проб (рис. 10а, б). Связь Fe/Mg отношения темноцветных минералов с кремнекислотностью пород также имеет место, но менее четкая: точки, соответствующие гранитоидам магнетитовой серии (Восточно-Тайгоносский и Танюрерский массивы), на диаграммах смещены вниз относительно общего тренда (рис. 10в, г).
Рис. 10. Диаграммы зависимости железистости Fe-Mg силикатов от железистости и кремнекислотности вмещающих их пород.
Отрезками показан весь полученный диапазон состава минералов (в случае, если разброс значений превышает размер знака на диаграмме). Остальные условные обозначения - см. рис. 2. |
Зависимость глиноземистости биотита от щелочности гранитоидов (Маракушев, Тарарин, 1965; Иванов, 1970) проявлена лишь в качестве слабой тенденции. Особенно далеко от общего тренда располагаются точки высокоглиноземистых биотитов из южной части Телекайского массива (рис. 11).
Рис. 11. Диаграмма K2O (порода) - Al/(Al+Si+Fe+Mg) (биотит) для меловых гранитоидов Северо-Востока Азии.
Отрезками показан весь полученный диапазон состава минералов (в случае, если разброс значений превышает размер знака на диаграмме). Остальные условные обозначения - см. рис. 2. |
|
|
