О ФАЦИИ ГЛУБИННОСТИ И ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ СТАНОВЛЕНИЯ ЛЕБЕДСКОГО ПЛУТОНА (Горный Алтай)

ИЗВЕСТИЯ

ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА ИМЕНИ С. М. КИРОВА

Том 196 к 1969

О ФАЦИИ ГЛУБИННОСТИ И ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ СТАНОВЛЕНИЯ ЛЕБЕДСКОГО ПЛУТОНА

В. и. ярыгин

•9

Изучение вопросов фациальн'ости и термодинамических условий становления гранитоидных плутонов необходимо не только с теоретической точки зрения, но и в связи с оценкой потенциальных возможностей таких массивов в отношении оруденения. Большое значение имеет также глубина эрозионного среза, так как апикальная часть интрузии обычно содержит значительные рудные тела. Исходя из этих предпосылок, расшифровка и прослеживание тех внешних условий и физико-химических процессов, вследствие которых образовались породы Ле-бедского плутона, расположенного в бассейне р. Лебеди на стыке Г<5р-щзй Шории и Горного Алтая, представляют значительный интерес. В настоящей статье освещаются вопросы глубинности и термодинамических условий становления плутона. Количественное и качественное рассмотрение этих характеристик позволит в дальнейшем смоделировать основные положения его петрогенезиса.

Глубина становления массивов имеет наиболее важное значение для скорости охлаждения чмагмы7 поведения летучих, формирования постмагматических растворов и т. д. Научное обоснование выделения фации глубинности бъщо дано М. А. Усовым (10), а затем продолжено Ю. А. Кузнецовым (4), В. К- Моничем (5), Н. Д. Соболевым (8), и др. Согласно современным классификациям фаций магматических пород Лебедской плутон относится к плутонам среднеглубинных батолитовых фаций. Для массивов плутона характерно развитие краевых гибридных зон с ореолом пироксен-амфибол-плагиоклазовых роговиков и скарнов и серий аплит-лампрофировых жил. В плагиогранитах и трондьемитах наблюдаются мирмекитовые структуры, а также графические структуры окварцевания на контакте с вмещающими породами. Все эти особенности внутренних процессов магмы в сочетании с взаимодействием ее с породами окружения являются качественными фациальными_ признаками средних глубин формирования массивов. О количественной величине глубинности становления Лебедского плутона можно судить иЗ взаимоотношений его с вмещающими толщами. Известно, что на современном эрозионном срезе на севере интрузия прорывает коуринские (нижнекаимские) отложения среднего кембрия, а на юге-—нижележащую кондомскую (каянчинскую) свиту и трансгрессивно перекрывается отложениями нижнего ордовика. Следовательно, выше уровня современного среза интрузии лежали породы мощностью около 5000 м, если считать суммарную мощность непрерванных интрузией мундыбаш-

ской?^4450 м (верхнекаимской) Сгп2 и низов болынекитатской 500 м (еландинской) Сгп2 свит, развитых в районе. Интрузии с мощностью пород кровли около 5000 м по классификации глубинности соответствуют среднеглубинным (6). Исходя из оценки глубины становления, давление кровли приблизительно равно 1250 атм. Современный эрозионный срез южной части плутона, вероятно, находится на больших глубинах, чем эрозионный срез северной части, о чем свидетельствуют наблюдающиеся на юге интенсивные процессы контактового метаморфизма (развитие кристаллических сланцев и амфиболитов), микропегматитового окварцевания и мирмекитизации. Кроме этого, отношение магния к калию % плагиогранитах больше (4 -г- 8), чем в гранодиори-тах (1,5—2) северной части плутона, что отражает тенденцию к накоплению калия в верхних (апикальных) зонах интрузива, а магния — в нижних [1]. Температура кристаллизации магмы определялась по типу контактово-метаморфической фации и полевошпатовому методу Т. Барта.

Роговики северного и восточного контактов плутона относятся к группе роговообманково-роговиковых фаций [9]. Наиболее представительными ассоциациями являются: кварц-мусковит-плагиоклаз и плагиоклаз-роговая обманка — диопсид — тремолит. Тернер и Ферхуген считают, что в условиях глубинности Лебедского плутона такие ассоциации должцы были образоваться при температурах 550°—700°С.

Определение температур кристаллизации магмы по графику зависимости коэффициента распределения альбитового компонента в полевых шпатах от температуры, предложенного Т. Бартом [2], может заключать в себе значительные ошибки, так как при построении этого графика опорные точки выбраны весьма субъективно, без учета равновесных ассоциаций и состава полевых шпатов. В последнее время стали появляться экспериментальные д'аниые, опираясь на которые Рябчиков И. Д. [7] рассчитал температурную диаграмму равновесного распределения альбитового компонента между сосуществующими полевыми шпатами. Мы при своих исследованиях пользовались диаграммой Рябчикова.

Из табл. 1 видно, что диаграмма Рябчикова дает значительно более низкие температуры и меньший разброс значений, чем график Барта. Поскольку температуры, определенные по диаграмме Рябчикова, наиболее соответствуют температурам образования роговиковой фации Лебедского плутона, то значения темиератур 650—700°С для гранодиори-тов и ,кварцевых монцонитов; 600°С — для трондьемитов и плагиограни-тов и 520°С — для аплит-гранитов можно считать относительно надежными.

Важной характеристикой состояния системы является также количество воды, растворенной в магме. Q содержании воды в расплавах Лебедских интрузий можно судить из характера парциального давлений кислорода и данных о растворимости паров Н2О в силикатных расплавах. Осборн экспериментально доказал на языке системы FeO—Fe2C>3—MgO—Si02 [13] две различные тенденции кристаллизации базальтовой магмьи в зависимости от характера парциального давления кислорода и переложил их на упрощенный график (рис. 1).

Толеитовая тенденция кристаллизации характеризуется уменьшением Р02 и восстановительными условиями среды. Снижение Ро2 обусловлено поглощением кислорода системы кристаллизующимися силикатами в условиях резкого охлаждения магматической камеры. Реальность такого процесса на уровне наших знаний очевидна, судя по природным ассоциациям магнезиально-железистых минералов и расчетным значениям парциального давления кислорода на основе соотио-

шения записного и окисленного железа [12]. Позднее, правда, Кеннеди [3] отказался от количественных оценок ввиду влияния углерода и водорода на степень окисления железа, но отметил отношение РеО : как качественный критерий. Судя по расположению на

Таблица 1

Силикатные анализы пород Лебедского плутона

Окислы Пирок-сенит 16126 Габбро 777 Феррогаббро 1080 Кварцевый диорит 1526а Кварцевый мфщонит 1630 Плагиог-ранит 1487

БЮ2 45,48 43,28 39,48 55,26 65,42 70,74

ТЮ3 0,86 1,03 1,72 0,85 0,56 0,40

А1203 10,27 . 18,80 11,01 13,18 14,56 13,89

Ре2Оэ 9,68 7,46 17,18 3,10 2,38 1,09

РеО 4,44 5,31 4,27 7,23 3,29 2,46

MgO 9,84 6,44 6,10 6,37 2,10 0,79

МпО 0,40 0,10 0,25 0,22 0,06 0,09

СаО 16,10 13,30 17,50 8,04 4,60 3,80

Ма20. 0,37 1,62 0,50 2,69 3,75 4,36

к2о 0,10 0,60 0,20 1,32 2,57 1,80

р2о5 0,06 0,41 0,05 0,13 0,15 0,08

з03 0,06 0,05 0,06 0,07 0,11 0,05

н2о 0,02 — 0<£4 __ 0,12

ппп 1,89 1,48 1,01 1,83 0,86 0,68

Итого' 99,57 97,88 99,57 100,29 100,38 100,30

графике Осборна (рис. 1) фигуративных точек пироксенита, габбро и феррогаббро из тела Яман-Садры, кристаллизация пород этого тела происходила при ничтожном Р02, следовательно, небольшом содержании воды. В этих условиях на разных этапах кристаллизации образовались пироксен и оливин (обр. 1612°), а железо накапливалось в остаточной жидкости (обр. 1080). Однако, кристаллизация одних только безводных силикатов привела в заключительной стадии к накоплению воды, что обусловило образование пегматоидных габбро с амфиболом. Такой процесс кристаллизации в геосинклинальных областях возможен, по мнению Бикфорда [11], в случае открытой для летучих магматической камеры, которой могла служить трещина глубинного заложения. Вероятно, подобный механизм образования имеют габброидные тела, зажатые внутри Лебедского плутона. Что касается гранитоидов плутона, то их фигуративные точки локализуются на графике Осборна параллельно кривым 2—4—5—6—7 и IV—V—VI, предполагающим постоянное или увеличивающееся Р02, т. е. постоянно большое содержание воды, которое обеспечивается ее диффузией в магму из вмещающих пород [3, 13]. Влияние увеличивающегося Ро2 наглядно) демонстрируется минеральным составом. В начальный период кристаллизации образуются минералы окисного железа (шпинель, магнетит), которые нередко замещаются вторичными минералами. В поздние стадии расплав обогащается кремнеземом. Темноцветные содержат

0.9

« а

о

Ой .

о

С4

ОТ

ов

05

«

О 15 я

Й

ч-

¡1080 Г ¿КЗ

\/630

4С 45 Ё>0 55 60 65 ТО

Вес.%$Ш2

Ч ' ' !

45 50 55 60 65 70

ЕесУо&О?

* Рис. 1. Кривые для магматических серий (по Осборну): IV—V—VI — анде-зит-дациты, кристаллизующиеся при увеличении Р02; 2—4—5—б—7 — ба-зальт-андезиты Каскада — увелич. Роз; Бк!, Бк2, БкЗ — породы Скаергард-ской интрузии, кристаллизующейся при уменьшении Р02; 1612 6 —777 — 1080 — габброиды Лебедского плутона; 1526а —1630—1487 — крайние члены гранитоидов Лебедского плутона.

гидроксильную группу (амфибол, биотит). Верхний предел содержания воды в гранйтоидном расплаве можно оценить из расчета глубины становления плутона. Из диаграммы Горансона [3] видно, что при давлении кровли Лебедского плутона в ,1250 атм содержание растворенной воды в расплаве не должно превышать 6 вес.%. По индексу (величине отношения кислого ободка к ядру в зональных плагиоклазах) можно судить о содержании воды в магме в момент начала кристаллизации [14]. Следовательно, расплав, из которого образовались кварцевые монцониты, гранодиориты, кварцевые диориты и диориты Лебедского плутона, с индексом 1 : 10 в момент начала кристаллизации не мог со- * держать больше 0,6% - воды, а расплав плагиогранитных пород с индексом 1:5, вероятно, содержал 1,2% воды.

В заключение можно отметить, что по всем термодинамическим признакам и качественным фациальным особенностям Лебедской плу-тон относится к батолитам среднеглубинной фации, по Ю. А. Кузнецову (4).

ЛИТЕРАТУРА ,

1. H. H. А м ш in н с к и й. Некоторые закономерности распределения акцессорных элементов в гранитоидах. Изв. АН СССР, сер. геолог,, № 2, 1964.

2. Т. Ф. Бар т. Измерение палеотемператур гранитных пород. Чтения им. В. И. Вернадского, IV, .Изд, АН СССР, 1962.

3. Дж. Кеннеди. О роли воды в магме. Сб. «Земная кора», 1957.

4. Ю. А. Кузнецов. О принципах выделения и классификации фаций магматических парод. Сб. «Основные идеи М. А. Усова в ¡геологии». Изд. АН Каз. ССР, 1960.

5. В. К. Монич. К вопросу о фациях магматических пород -¡Казахстана. Изв. А*Н СССР, сер. геолог., вып. 5Ч 1952.

6. В. Д. Никол а ев. О картировании и геологическом изучении интрузий в комплексах низких-средних ступеней регионального метаморфизма. Кн. «Методика геологического картирования метаморфических комплексов». Госгеолтехиздат, 1957.

7. И. Д. Рябчиков. Усовершенствование полевошпатового геологического термометра Барта. Сб. «Минералогическая термометрия и барометрия». Изд. «Наука», 1965.

8. И. Д. Соболев. Фации гранитоидов и оруденение. Сб. «Осн. идеи. М. А. Усова в геологии». Изд. АН Каз. ССР, 1960.

10. Ф. Тернер и Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. Изд. ИЛ., 1961. '

10. М. А. Усов. Фации и фазы интрузивов. Сб. «Осн. идеи М. А. Усова в геологии»'; ИздАНКаз. ССР, 1960.

11. M. Е. В ick ford. Petrology and structure of layered gabbro pleasant bay, Maine. lour. Geol. VTI, № 2, 1963.

12., G. C. Kennedy. Equilibrium between volatiles and iron oxides in igneous rocks. Am. Jour. Sc. V 246, 1948.

13. E. F. Osborn. Role of oxygen pressure in the crystallization and differentiation of Basaltic magma. Am.. Jour. Sc. V. 257, 1959.

14. I. A. Vance. Zoning in igneous plagioclase: normal and oscillatory zoning. Am. Jour. Sc. V 260, № 10, 1962.