Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 493, № 2, стр. 41-45

Окончательный петрографический облик гранитов формируется на ранней постмагматической стадии в процессе так называемого автометаморфического (др. назв. – автометасоматического) преобразования их породообразующих минералов. На этой стадии в ходе постмагматического взаимодействия с выделившимся из магмы флюидом полевые шпаты и биотит претерпевают характерные изменения: серицитизацию, соссюритизацию и хлоритизацию. Такие изменения проявлены в большей или меньшей степени практически во всех гранитах Земли.

Знание о деталях автометаморфического преобразования минералов необходимо при изучении хронологии процессов образования [1] и преобразования [2] гранитов и расшифровке их петрогенезиса [3]. Важную роль в таких исследованиях играет Rb–Sr-изотопный метод [3], однако, целенаправленного изучения влияния автометаморфического процесса на состояние Rb–Sr-изотопной системы гранитов до настоящего времени не проводилось, и данная статья призвана частично заполнить имеющийся пробел.

Влияние автометаморфического процесса на химический состав и изотопные системы гранитов можно определить методом прямого сравнения результатов, полученных по неизмененному и измененному веществу. К сожалению, в случае применения Rb–Sr-метода этот подход наталкивается на серьезное препятствие – невозможность выделения из гранита необходимого для проведения анализа количества свежей и измененной разности того или иного породообразующего минерала. Однако, в редких случаях выделить необходимые фракции оказывается возможно. Это удалось сделать при изучении плагиоклаза из лейкогранитов Раумидского массива.

Раумидский массив расположен на Южном Памире, на северном склоне Рушанского хребта. Массив образовался в гипабиссальных условиях 35.5 ± 0.9 млн лет назад [4]. В его составе выделены граниты восьми фаз, имеющие между собой интрузивные соотношения [5]. Все слагающие массив породы представлены петрохимически весьма сходными двуполевошпатовыми биотитовыми лейкогранитами.

Плагиоклаз в гранитах Раумидского массива представлен олигоклазом (An_10–25). Минерал частично соссюритизирован, участками по нему развиты серицит и флюорит. Изменения проявлены неравномерно, главным образом, вдоль границ зерен и по трещинам в них. Во многих зернах плагиоклаза сохранились незатронутые постмагматическим преобразованием области, размер которых достаточно велик чтобы этот материал можно было извлечь с использованием стандартных методов разделения минералов. Визуально в образцах и мономинеральных фракциях свежий плагиоклаз выделяется водяно-прозрачным обликом. В сравнении со свежим измененный плагиоклаз выглядит замутненным, полупрозрачным вплоть до непрозрачного молочно-белого.

Фракции плагиоклаза для изотопных исследований были подготовлены методом ручной отборки под бинокулярным микроскопом после выделения плагиоклаза в тяжелых жидкостях. Этим методом отобраны пары фракций, представляющих сосуществующие в одном образце прозрачный (свежий) и замутненный (измененный) плагиоклаз. Пары разностей подготовлены для 14 образцов раумидских гранитов, представляющих все фазы становления массива.

Полученные результаты Rb–Sr-изотопного изучения плагиоклаза из гранитов Раумидского массива представлены в табл. 1. По аналитическим данным для каждой фракции плагиоклаза выполнен расчет изотопного состава стронция на момент времени 35.5 млн лет назад, соответствующий изотопному возрасту массива. Все данные вынесены на графики, представленные на рис. 1.

Рис. 1.

Результаты сравнительного изучения фракций свежего и измененного плагиоклаза, сосуществующих в гранитах Раумидского массива: (а) соотношение концентраций Rb и Sr; (б) Rb–Sr-изотопная диаграмма. Условные обозначения: 1 – свежий плагиоклаз, 2 – измененный плагиоклаз; линии соединяют точки разностей плагиоклаза, сосуществующих в одном образце.

Сравнение между собой данных, полученных по разным образцам, показало, что свежий плагиоклаз гранитов Раумидского массива оказался сравнительно выдержанным по концентрации Rb, но резко неоднородным как по концентрации Sr (рис. 1а), так и по значению (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ (рис. 1б). Наблюдаемые вариации химического и изотопного состава отражают пространственную и временную неоднородность гранитов массива. Учитывая магматическое происхождение минерала можно заключить, что неоднородность гранитов отражает неоднородность магматического расплава, из которого опробованные граниты сформировались. Обсуждение механизма возникновения этой неоднородности выходит за рамки тематики данной статьи.

Измененный плагиоклаз характеризуется большим, чем свежий, диапазоном вариаций как химического, так и изотопного состава. Концентрация Rb в нем всегда значительно выше, чем в свежем плагиоклазе, концентрация Sr меняется от характерных для свежего плагиоклаза до в несколько раз более высоких значений (рис. 1а). По изотопным характеристикам измененный плагиоклаз отличается повышенными значениями отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr, при этом значения отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ меняются в нем от в среднем сходных cо свежими разностями до более высоких (рис. 1б).

Попарное сравнение сосуществующих в одном образце разностей плагиоклаза показало, что замутненный плагиоклаз имеет от 1.2 до 6.0 раз более высокую концентрацию Sr и от 3 до 57 раз более высокую концентрацию Rb (рис. 1а). Замутненный плагиоклаз во всех без исключения случаях характеризуется на 0.1–1.1% более высоким значением (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ (рис. 1б). Обнаруженное различие по изотопному составу стронция на два-три порядка превышает аналитическую погрешность.

Выявленные в каждом образце различия между разностями плагиоклаза по концентрации Rb и Sr и величине изотопных отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ коррелируют с отсутствием или наличием в них постмагматических изменений. Следовательно, причиной наблюдаемых различий между разностями является именно постмагматическая соссюртитзация.

Соссюритизация плагиоклаза выражается в образовании по первичному минералу тонкозернистого агрегата цоизита, альбита, серицита и, реже, некоторых других минералов. Более высокая концентрация Rb (вследствие образования серицита) и Sr (вследствие образования цоизита) в измененном плагиоклазе, а так же относительно большее значение отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr в нем, вполне могут быть объяснены привносом щелочных и щелочноземельных элементов флюидом, под влиянием которого по свежему плагиоклазу развился соссюритовый агрегат.

Данные по изотопному составу стронция показывают, что действовавший флюид нес стронций с более высоким, чем в свежем плагиоклазе, значением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Реакция между флюидом и свежим плагиоклазом приводила к замещению части минерала соссюритом. Величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr образующегося соссюрита определялась пропорцией смешения стронция из объема захваченного процессом свежего плагиоклаза и стронция из флюида. Таким образом, значение отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во флюиде было выше, чем в проанализированных фракциях измененного плагиоклаза. Однако точное значение (или значения) этого отношения неизвестно.

Относительно более высокое, чем в гранитах, значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во флюиде можно рассмотреть в рамках трех гипотетических моделей протекания автометаморфического изменения пород Раумидского массива.

1) Если флюид был малоподвижным и обеспечивал перераспределение вещества только в ограниченных объемах гранита, тогда причиной возникновения в нем относительно более высокого значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr мог быть только процесс радиоактивного распада рубидия, происходящего в K–Na-полевом шпате и биотите. Для накопления в стронции этих минералов достаточной радиогенной добавки требуется время. Это же время должен длиться автометаморфический процесс, обеспечивающий перенос стронция с высоким значением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr из охваченных постмагматическим изменением объемов K–Na-полевого шпата и биотита в образующийся по плагиоклазу соссюритовый агрегат.

Пользуясь данными о величине ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr в пробах пород в целом раумидских гранитов из [7] можно оценить, сколько требовалось времени для изменения изотопного состава стронция от значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в свежем плагиоклазе до уровня величины этого отношения в измененном плагиоклазе ряда образцов. Оценки для гранитов второй, четвертой и пятой фаз составляют диапазон значений 2.5–10.4 млн лет. Это минимально необходимая по условиям модели продолжительность автометаморфического процесса.

Вместе с тем, результаты проведенного ранее изотопного датирования позволяют утверждать, что Раумидский массив сформировался за весьма короткое время – изотопные возрасты гранитов (U–Pb по циркону и Rb–Sr по неизмененным минералам) всех датированных фаз массива (включая восьмую заключительную) в пределах погрешности совпадают на уровне 35.5 ± 0.9 млн лет [4]. Тот же с учетом погрешности возраст имеют и высокотемпературные метасоматиты (грейзены) и автометаморфически измененные минералы гранитов первой фазы [8]. Таким образом, имеющиеся геохронологические данные заставляют заключить, что постмагматическое изменение минералов закончилось практически одновременно с кристаллизацией гранитов массива. Соответственно, рассматриваемая модель представляется несостоятельной.

2) В рамках второй модели допускается, что флюид циркулировал во всем объеме Раумидского массива. В этом случае можно предположить, что стронций с высоким значением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr попадал во флюид в процессе реакции с минералами гранитов с высоким начальным изотопным составом стронция, наличие которых фиксируется данными о значении (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ в разностях свежего плагиоклаза из ряда изученных образцов. Фактор времени в данной модели не имеет значения, и предполагается, что, как было сказано выше, постмагматическое преобразование минералов произошло одновременно с формированием Раумидского массива.

Рассматриваемая модель позволяют объяснить только часть полученных результатов – для образования целого ряда образцов измененного плагиоклаза необходимо, чтобы флюид нес стронций с более высоким значением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, чем в максимально обогащенных радиогенным стронцием фракциях свежего плагиоклаза. Таким образом, имеющиеся данные противоречат модели.

3) Если флюид, вызвавший постмагматическое изменение породообразующих минералов, циркулировал в том числе и вне тела массива, то есть во вмещающих породах, то можно предположить, что стронций с высоким значением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr был флюидом усвоен именно там.

Вмещающие породы Раумидского массива представлены разновозрастными метаморфогенно-осадочными толщами [9], которые к моменту образования магматического тела могли иметь высокое значение отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Кроме того, в эндоконтактовой и экзоконтактовой зонах массива фиксируются тела пегматитов, кварцевых и грейзеновых жил с флюоритом, молибденитом и бериллом [5], наличие которых указывает на интенсивное флюидное взаимодействие вмещающих пород и гранитов на позднемагматической и ранней постмагматической стадиях.

Взаимодействие флюида, вызвавшего соссюритизацию плагиоклаза, с вмещающими породами Раумидского массива на данный момент представляется лучшим объяснением высокого значения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во флюиде и, как следствие этого, в измененных разностях плагиоклаза гранитов.

Полученные результаты имеют значение не только для изученных гранитов Раумидского массива, но важны и для понимания процессов, происходящих на ранней постмагматической стадии формирования всех интрузивных гранитов. Можно уверенно утверждать, что соссюритизированный плагиоклаз гранитов существенно отличается от первичного плагиоклаза более высокой концентрацией Rb и Sr, а также более высоким значением изотопного отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr. Пример гранитов Раумидского массива показывает, что есть вероятность искажения в измененном плагиоклазе гранитов значения начального отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Последнее может быть следствием привноса в граниты стронция с изотопным составом вмещающих пород, что необходимо учитывать в исследованиях, направленных на изучение процессов магматической стадии.