|
Оценка физико-химических условий кристаллизации магм
Обычные парагенезы гранитоидов небогаты фазами, позволяющими определять pT-условия кристаллизации расплавов с точностью, доступной для значительной части метаморфических пород. Фактический материал, имеющийся в нашем распоряжении, допускает использование следующих геотермометров и геобарометров: (1) цирконового и апатитового геотермометров (Watson, Harrison, 1983; Harrison, Watson, 1984), (2) титанового амфиболового геотермометра (Otten, 1984), (3) амфиболового геобарометра (Anderson, Smith, 1995), (4) плагиоклаз-амфиболового геотермометра (Holland, Blundy, 1994), (5) ильменит-магнетитового термооксометра (Spencer, Lindsley, 1981), и (6) биотитового термооксометра (Wones, 1981). Двуполевошпатовые термометры (Fuhrman, Lindsley, 1988, и пр.) в большинстве природных гранитных систем малоэффективны из-за высокой скорости субсолидусной диффузии щелочных металлов в K-Na полевом шпате. Из рассмотрения нами также исключены оценки температуры по соотношению нормативных кварца, альбита и калишпата (Tuttle, Bowen, 1958; Czamanske et al., 1981) из-за их низкой точности.
Результаты расчетов сведены в таблице 6 и на рис. 12 и 13. По цирконовому и апатитовому термометрам получены значения в магматическом диапазоне температур, от 700 до 980˚С. При этом "апатитовые" оценки всегда выше "цирконовых", и разница иногда превосходит 200˚С. Отчасти это несоответствие можно объяснить более ранним появлением апатита по сравнению с цирконом, отчасти - несовершенством самих геотермометров. Поскольку для рассматриваемых гранитоидов нетипично значительное пересыщение глиноземом, введение поправки к апатитовому термометру, предложенной Ф. Беа (Bea et al., 1992), признано нецелесообразным. Температуры, рассчитанные по содержаниям титана в амфиболах (Otten, 1984), дают значительный разброс, но в первом приближении согласуются с показаниями цирконовых термометров (таблица 6). Имеющие место расхождения вполне объяснимы, поскольку два эти метода отражают температуры кристаллизации разных фаз, не обязательно входящих в единый парагенез.
Таблица 6. Оценка рТ-условий кристаллизации гранитоидных массивов Северо-Востока Азии.
|
Определяемые параметры |
Температура, ˚C |
Фугитивность кислорода* |
Давление,
кбар** |
|
Исходные данные |
Состав пород |
Состав минералов |
|
Zr |
P |
амфибол |
амфибол+плагиоклаз*** |
ильменит,
биотит |
амфибол |
|
Ссылка
Массивы |
(Watson, Harrison, 1983) |
(Harrison, Watson, 1984) |
(Otten, 1984) |
(Holland, Blundy, 1994, равновесие эденит-рихтерит) |
(Spencer, Lindsley, 1981; Wones, 1981) |
(Anderson, Smith, 1995) |
|
Восточно-Тайгоносский |
724 14
(10) |
837 82
(11) |
675 49
(5) |
650-770 |
NNO + 2 |
2.2
(1) |
|
Прибрежно-Тайгоносский |
730 32
(5) |
865 110
(11) |
670 84
(4) |
755-830 |
QFM |
2.2****
(1) |
|
Танюрерский |
754 19
(2) |
932 48
(46) |
717 27
(7) |
665-745 |
NNO + 0.5 |
1.7 0.4
(5) |
|
Пээкинейский |
785 14
(4) |
951 29
(6) |
- |
- |
от QFM - 2
до QFM |
- |
|
Мольтыканский |
787 9
(2) |
980 31
(94) |
- |
- |
от QFM - 2
до QFM |
- |
|
Телекайский
(северная часть) |
763
(1) |
944 86
(4) |
788 31
(11) |
705-790 |
от QFM - 2
до QFM - 1 |
1.8 0.6****
(12) |
|
Телекайский (южная часть) |
780 16
(2) |
953 38
(9) |
621 108
(2) |
670-815 |
QFM |
1.9 0.2****
(2) |
*в лог. ед. по отношению к буферным равновесиям
**определения по амфиболам, не содержащим тремолит-актинолитового компонента
***полный диапазон оценок температуры в предполагаемом интервале давлений (рис. 12)
****значения, рассматриваемые как завышенные вследствие высокой железистости амфиболов (Anderson, Smith, 1995)
В скобках указано количество определений.
Немалая часть оценок температуры, выполненных с помощью модифицированной версии плагиоклаз-амфиболового геотермометра (Holland, Blundy, 1994), оказалась ниже температуры солидуса, что говорит о постмагматическом преобразовании фаз. Тем не менее, интервалы температур, полученные для некоторых массивов, перекрываются лишь незначительно (рис. 12а). Так, для Танюрерского и Восточно-Тайгоносского плутонов температуры равновесия плагиоклаза и амфибола составляют от 650 до 770ºС, а для Прибрежно-Тайгоносского пояса - 750-830ºС.
Возможность определения давления по глиноземистости амфибола для данной выборки оказалась весьма ограниченной, во-первых, вследствие постмагматической актинолитизации, а во-вторых, из-за того, что соответствующий геобарометр откалиброван для систем с относительно высоким кислородным потенциалом и железистостью амфибола 0.4-0.5. Установлено (Anderson, Smith, 1995), что расчет давления по составу высокожелезистых амфиболов приводит к 2-3-кратному завышению оценок. Соответственно, относительно надежными можно считать лишь значения, полученные для Восточно-Тайгоносского и Танюрерского плутонов - 2.2 кбар и 1.5-1.9 кбар соответственно. В отношении обеих частей Телекайского массива и интрузивов Прибрежно-Тайгоносского пояса приходится ограничиться предположением, что они кристаллизовались при давлениях не выше 1-2 кбар.
|
Судя по отсутствию гиперсольвусных парагенезов в низкокальциевых лейкогранитах северной части Телекайского массива, кристаллизация расплава протекала при давлении воды не ниже 0.5 кбар. Таким образом, для данного интрузива определен достаточно узкий интервал значений глубины становления (1.5-3 км). Эта оценка подтверждается геологическими данными и в первом приближении может считаться верной для остальных меловых массивов Чаунской зоны.
Поскольку гранитоиды, являющиеся предметом данного исследования, не несут признаков специфических производных "сухих" магм, давление воды на завершающих стадиях их кристаллизации принято соответствующим литостатическому (Johannes, Holtz, 1996). Окончательная оценка pT-параметров кристаллизации произведена с учетом положения солидусных кривых для водонасыщенных гранитоидных магм различного состава (Johannes, 1985) (рис. 12).
Низкие содержания Ti в титаномагнетитах (таблица 5) свидетельствуют о значимых субсолидусных преобразованиях оксидных фаз, вполне обычных для гранитоидов (Андерсон, 1996). Вместе с тем, ильмениты в нескольких случаях сохранили магматическую зональность. Поскольку магнетит присутствует (хотя бы в небольших количествах) во всех изученных породах, мы допустили, что состав ильменита отвечает условиям равновесия и пригоден для оценки температуры и фугитивности кислорода (Spencer, Lindsley, 1981). Такой подход не дает фиксированных значений Т и fO2, но позволяет определить условия кристаллизации магм относительно линий буферных равновесий (таблица 6, рис. 13). Относительная "восстановленность" ильменитов Танюрерского интрузива противоречит обилию магнетита в породах. Это несоответствие может объясняться как субсолидусными преобразованиями, так и повышенными содержаниями марганца (таблица 5), затрудняющего вхождение в ильменит гематитового компонента.
Уравнение, предложенное Д. Уонсом (Wones, 1981), связывает температуру и фугитивность кислорода, при которых в парагенезе с K-Na полевым шпатом и магнетитом устойчив биотит определенного состава. Используя расчетные кривые (рис. 13) и полученные ранее значения температур солидуса (рис. 12), мы установили величины fO2, соответствующие заключительному этапу магматической истории изученных гранитоидов. Состав биотита, лишенного магматической зональности, принимался нами как индикатор околосолидусных условий (Андерсон, 1996), а состав ильменита, местами сохранившего признаки таковой - как показатель обстановки более ранних стадий кристаллизации. Это допущение позволяет примерно оценивать изменения кислородного потенциала в магмах по мере снижения температуры (рис. 13).
|
Рис. 12. Оценка рТ-условий кристаллизации изученных гранитоидных массивов
|
|
Рис. 13. Оценка fо2-T условий кристаллизации изученных гранитоидных массивов
|
|
