Scientific journal

Advances in current natural sciences

ISSN 1681-7494

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,775

Состав, петрологическая и палеогеодинамическая интерпретация гранитоидных массивов рахмановского комплекса Алтая у разных исследователей не однозначны. Новые данные, полученные нами по петротипическому массиву этого комплекса (Рахмановскому), позволяют значительно уточнить некоторые спорные вопросы. Цель исследования – выявить петрологию и особенности генезиса рахмановского компоекса.

Результаты исследования

Рахмановский габбро-гранитовый комплекс (D1-2) объединяет большое количество массивов в пределах Холзуно-Чуйской зоны на юге Горного Алтая и на сопряженных территориях Казахстана и Китая. В составе комплекса Алтайской серийной легендой предлагается выделять [4] три фазы внедрения: порфировидные биотитовые, иногда амфиболсодержащие меланограниты и гранодиориты первой фазы, порфировидные крупнозернистые биотитовые граниты второй фазы, биотитовые, двуслюдяные и мусковитовые лейкограниты третьей фазы, что в настоящий момент недостаточно подтверждено геологическими наблюдениями.

Преобладающие гранодиориты характеризуются среднезернистой или крупнозернистой, иногда слабопорфировидной структурой, часто неоднородной текстурой из-за присутствия в них более меланократовых участков и в различной степени переработанных более основных пород и реститов не доплавленных изверженных пород, что указывает на их I тип гранитоидов. Массив представляет собой интрузивное штокообразное тело площадью более 15 км2, прорывающее венд-кембрийские отложения горноалтайской серии. В геологической литературе этот массив известен как Рахманский батолит.

Минеральный состав гранодиоритов характеризуется резким преобладанием плагиоклаза над калиевым полевым шпатом и присутствием в повышенных количествах роговой обманки и биотита с подчиненным количеством мусковита, при этом неравномерное распределение темноцветных и акцессорных минералов, представленных апатитом, цирконом, магнетитом и сфеном, придает микротекстуре пород такситовый облик. Гранитоиды главной фазы доминируют в большинстве массивов комплекса, слагая, в частности, Тальменский массив, расположенный на западе общего ареала развития массивов рахмановского комплекса в периферической части Верхне-Катунского блока, в непосредственной близости от Берельского (Южно-Алтайского) разлома правосдвиговой кинематики северо-западного направления и прорывающий терригенные отложения среднекембрийско-раннеордовикской горноалтайской серии и ордовикской бирюксинской свиты. Данный массив имеет округленно-клиновидную форму с удлинением в запад-северо-западном направлении и значительные размеры. По данным Ю.С. Перфильева [1963], массив имеет однородное, простое внутреннее строение, являющееся результатом однофазного формирования, и сложен неравномернозернистыми, слабопорфировидными биотитовыми гранитами, фациально переходящими в двуслюдяные и мусковитовые более лейкократовые разности. Породы Тальменского массива характеризуются значительным развитием кислого плагиоклаза (обычно олигоклаза), микропегматитовых кварц-микроклиновых срастаний и доминированием биотита в качестве темноцветного минерала. Рахмановский петротипический массив имеет сложные ограничения с погружением кровли в средней части, занимает преимущественно конкордантное положение среди терригенных отложений кембро-ордовика и значительной западной частью расположен на территории Казахстана при общей удлиненности в субширотном направлении. Меланограниты, в меньшей степени гранодиориты, относимые к первой фазе комплекса слагают северо-восточную и восточную части массива, породы южной части массива в подавляющем большинстве представлены среднезернистыми, порфировидными и слабопорфировидными биотитовыми гранитами. Кроме того, в южной части массива распространены лейкократовые средне-мелкозернистые разности гранитоидов с фациальными вариациями от существенно биотитовых гранитов до мусковитовых лейкогранитов, относимых В.И. Тимкиным с соавторами (1990) к породам второй фазы. Набор акцессорных минералов Рахмановского массива, наряду с широко распространенными цирконом, сфеном, ильменитом, гематитом, пиритом, апатитом, в ряде случаев – магнетитом, включает турмалин, молибденит, редко – рутил, флюорит, шеелит. В зоне крупных разломов породы массива приобретают директивную текстуру и рассланцовку, в целом же характерен выдержанный вещественный состав и структурно-текстурный облик рахмановских гранитоидов. Постинтрузивные метасоматические изменения в гранитах Рахмановского массива проявлены довольно широко. По данным В.И. Тимкина, наряду с альбитизацией и грейзенизацией более площадного распространения, развиты алунит-цоизит-альбит-кварцевые метасоматиты с постепенными переходами к неизмененным гранитам.

По данным предшественников химический состав гранитоидов рассматриваемого комплекса и Рахмановского петротипического массива характеризует их как высокоглиноземистые породы известково-щелочной серии нормальной щелочности (Na2O + К2О = 6,61 % в меланогранитах и до 7,57–7,76 % в лейкогранитах при SiО2 от 66,5 до 74–75 %). От гранодиоритов к лейкогранитам наблюдается рост средних значений коэффициентов глиноземистости (1,03–1,19), калиевости (0,43–0,53) и агпаитности (0,62–0,73) при снижении известковистости (0,29–0,07) и относительно стабильных коэффициентах железистости (0,59–0,71) и окисленности железа (0,25–0,27). В целом, по геологическому положению, породному составу и петрогеохимическим показателям, включая содержания в меланогранитах массива Rb (335 г/т), Sr (122 г/т), Y (24,2), Nb (24 г/т), Zr (133 г/т), позволили отнести данные образования к палингенным гранитоидам известково-щелочной серии (синколлизионные граниты S-типа) и к гранитовой формации инверсионной стадии развития складчатых областей [3].

Возраст рахмановского комплекса достаточно однозначно не определяется. Относительно достоверно устанавливается его верхняя возрастная граница по прорыванию гранитоидов дайками урсульского габбро-долеритового комплекса. Имеющиеся изотопные датировки (U/Pb методом по цирконам) имеют значительный разброс: 371–389 млн лет (Тимкин и др., 1990), 389 ± 50, 375 ± 11 и 324 ± 4 млн лет [3]. Кроме того, из южной части Рахмановского батолита Rb-Sr методом получен возраст 420 ± 7,7 млн лет. По данным А.В. Плотникова и Н.Н. Крука, возраст S-гранитов рассматриваемого комплекса соответствует границе среднего и позднего девона (380 млн лет). Для массивов Ханас, Хему, Юифенг, относящихся к рахмановскому комплеку, на территории Китая приводятся уран-свинцовые определения возраста по циркону от 393 до 419 (c магматическим пиком в 400 млн лет) [5]. Логично рассматривать возраст комплекса как ранне-среднедевонский.

По нашим данным, в составе рахмановского комплекса выделяются 5 фаз внедрения в гомодромной последовательности: 1 – габбро, 2 – диориты, кварцевые диориты, 3 – гранодиориты, 4 – граниты и меланограниты, 5 – лейкограниты.

Габбро встречаются в виде отдельных небольших ксеноблоков, выведенных на поверхность по разломам в восточной части Рахмановского массива. По внешнему виду это черно-зеленые массивные породы. Структура пород – мелкозернистая, микропойкилоофитовая. Породы состоят из роговой обманки – 50 %, плагиоклаза – 40 % и кварца – 10 %. Роговая обманка – зеленая, образует гипидиоморфные зерна размером от 0, n до 3–4 мм по удлинению. Наиболее крупные зерна роговой обманки характеризуются наименьшим идиоморфизмом. В центральных частях их крупных зерен иногда наблюдаются реликты клинопироксена. Плагиоклаз – основной (лабрадор № № 55–59), представлен слабовытянутыми идиоморфными зернами, размер которых варьирует от 0,5 до 2 мм. Практически все зерна обладают нормальной зональностью, многие полисинтетически сдвойникованы. Кварц – образует ксеноморфные, как правило, мозаичные или разблокованные зерна, заполняющие интерстиции между плагиоклазом и роговой обманкой. Ведущие акцессорные минералы представлены апатитом и магнетитом.

Кварцевые диориты мало распространены. Они встречаются в виде отдельных небольших выходов и, по всей видимости, представляют собой одну из ранних фаз рахмановского комплекса. Местами в этих породах встречаются ксенолиты габбро. Кварцевые диориты представляют собой слабо гнейсовидные или массивные породы серо-зеленого цвета. Примечательной особенностью является отсутствие роговой обманки. Единственным темноцветным минералом является биотит. Структура пород – среднезернистая, гипидиоморфнозернистая. Минеральный состав: биотит – 25 %, плагиоклаз – 45–65 %, микроклин – 10–15 %, кварц – 10–15 %. Акцессорные минералы – апатит, магнетит. Биотит – буро-зеленый, образует гипидиоморфные листочки и чешуйки размером от 1 до 3 мм по удлиннению. Плагиоклаз – средний по составу (андезин № № 34–42), представлен идиоморфными вытянутыми кристаллами, размер которых варьирует от 1–2 до 4–6 мм по удлинению. Микроклин образует ксеноморфные пелитизированные зерна размером 1–4 мм. Кварц – ксеноморфен и, как правило, разбит на блоки, перекристаллизован и имеет волнистое и блоковое погасание.

Габброиды ранних фаз рахмановского комплекса характеризуются умеренными концентрациями титана и фосфора, что их роднит с базальтами, обычно встречающимися в известково-щелочных сериях островных дуг и активных континентальных окраин. Однако для рассматриваемых пород характерны низкие содержания глинозема, высокая (до 10 %) магнезиальность и повышенные содержания щелочей (0,8–1,3 мас. % К2О), типичные для субщелочных серий. Редкоэлементный состав габброидов также типичен для субщелочных пород (высокие содержания Rb, Y, повышенные – Zr, Hf, легких РЗЭ). Вероятнее всего, рассматриваемые породы сформированы в результате плавления комбинированного источника (деплетированная мантия + обогащенная подлитосферная мантия). Гранитоиды рахмановского комплекса по соотношениям петрогенных компонентов (SiO2, Al2O3, CaО, Na2O, K2O) отвечают породам известково-щелочного ряда (индекс Шенда стабильно меньше единицы, даже в завершающих фазах). Вместе с тем, по сравнению с типичными известково-щелочными гранитоидами I-типа, эти породы характеризуются повышенными содержаниями глинозема, калия, относительно низкими концентрациями кальция, что находит свое отражение в минеральном составе пород (отсутствие кальций-содержащих темноцветных минералов на уровне кремнекислотности, отвечающем кварцевым диоритам). Таким образом, по петрохимическому составу породы рахмановского комплекса являются промежуточными между гранитами I- и S-типов [1]. Анализ геохимического состава гранитоидов подтверждает этот вывод. Породы рахмановского комплекса имеют повышенные, относительно стандартных известково-щелочных гранитоидов, содержания литофильных компонентов (в гранодиоритах – до 50 г/т Li, до 210 г/т Rb, до 8 г/т Cs, в гранитах до 65; 370 и 13 г/т соответственно).

Представительные анализы пород рахмановского комплекса представлены в таблице.

Представительные анализы пород рахмановского комплекса(оксиды – мас. %, микроэлементы – в г/т)

Примечание. Анализы выполнены: силикатный анализ на главные компоненты в Лаборатории Западно-Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк); микроэлементы – в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва) методом ICP-MS. 1 – габбро, 2 – гранодиорит, 3 – 5 – граниты, 6–7 – лейкограниты. ASI – молекулярные отношения Al2O3 к (CaO + Na2O + K2O).

По соотношению Al2O3 к сумме (CaO + Na2O + K2O) все породы рахмановского комплекса относятся к пералюминиевому типу, так как значения указанного отношения превышают пороговое значение 1,0.

На диаграмме соотношений

Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO)

все породные типы попадают в поле пералюминиевых гранитоидов, а на диаграмме SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) все породы попадают в поле магнезиальных, кроме лейкогранитов, которые локализуются в поле железистых пород (рис. 1). Габбро и гранодиориты попадают на тренд плавления кварцевого эклогита, граниты занимают среднее положение между трендами плавления гранатсодержащей мантии с различными концентрациями граната (5 и 10 %). Лейкограниты тяготеют к тренду плавления гранатового амфиболита.

Рис. 1. а – диаграмма Al2O3/(N2O + K2O) – Al2O3/(N2O + K2O + CaO) по [7] и б –диаграмма SiO2 – Fe2O3/(Fe2O3 + MgO) по [6] для пород рахмановского комплекса:1 – габбро; 2 – гранодиориты; 3 – граниты; 4 – лейкограниты

На диаграмме (La/Yb)N – (Yb)N породы рахмановского комплекса попадают в разные тренды плавления первичного источника (рис. 2).

Рис. 2. Диаграмма (La/Yb) N – (Yb)N для пород рахмановского комплекса.Тренды плавления различных источников: I – кварцевые эклогиты; II – гранатовые амфиболиты; III – амфиболиты; IV – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 10 %; V – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 5 %; VI – гранатсодержащая мантия, с содержанием граната 3 %; ВМ – верхняя мантия; ВК – верхняя кора. Остальные условные см. на рис. 1

Выводы

Таким образом, гранитоиды рахмановского комплекса формировались при плавлении различных источников нижней коры, верхней коры и мантии и последующего смешения мантийных и коровых выплавок. Подобные коровые расплавы могут возникать в результате термальной релаксации в нижней коре с плавлением кварцевых эклогитов и гранатовых амфиболитов LIL – обогащённого мантийного клина, а мантийно-производные компоненты таких магм – за счёт плавления деплетированной мантии в результате адиабатической декомпрессии в верхней мантии с участием большого количества летучих компонентов [2]. Их следует рассматривать I типом пералюминиевым. Высокая глинозёмистость пород комплекса обусловлена участием коровой составляющей.