Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 509, № 2, стр. 145-152

ВВЕДЕНИЕ

Расшифровка физико-химических параметров кристаллизации гранитоидов важна для понимания эволюции кислых магм и процессов, приводящих к накоплению в них рудного вещества. Особый интерес представляет исследование многофазных интрузивных массивов с участием гранитов разных минералогических или геохимических типов, поскольку позволяет реконструировать эволюцию магматических расплавов, которая может приводить к формированию магм потенциально рудоносных в отношении редких и транзитных элементов. Однако точная оценка магматических температур для гранитоидов, главным образом, их щелочных разновидностей, часто затруднена в силу особенности их минерального состава. Одним из наиболее популярных минералов-индикаторов температурного режима формирования гранитоидных массивов является циркон (Zrn). Было предложено несколько подходов к использованию этого минерала как геотермометра: (1) ‒ индекс насыщения цирконом [1–4]; (2) – содержания Ti в цирконе [5, 6]; (3) ‒ распределение Zr и Hf между цирконом и расплавом [7, 8]. Каждый из них имеет свои преимущества и недостатки. Так, в подходе (1) предполагается, что Zrn является одним из первых минералов субликвидуса, что в общем случае неверно [2, 8]. Подход (2) требует тщательного определения, как правило, очень низкого содержания Ti в Zrn и, главное ‒ количественного учета активности TiО₂ в расплаве на момент начала кристаллизации Zrn [5, 6], а подход (3) предполагает, что в породе помимо Zrn отсутствуют минералы, способные фракционировать Zr и Hf, что также выполняется далеко не всегда. Например, в амфиболе и биотите – наиболее обычных темноцветных минералах гранитоидов – отношение Zr/Hf = 22‒24 и 13 соответственно [9], что сильно отличает их от хондритового отношения ~35‒40 [10].

В предлагаемой статье проблемы, связанные с использованием циркона в качестве индикатора термального режима гранитоидов, рассмотрены на примере гранитов массива Адж-Богд в юго-западной Монголии. По этим результатам высказаны также некоторые генетические соображения.

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

Гранитоидный массив Адж-Богд располагается в Заалтайской Гоби в пределах герцинид Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1). Это – субизометричный в плане массив диаметром около 20 км, относящийся к раннепермскому этапу магматизма. Гранитоиды массива прорывают раннекарбоновые известково-щелочные вулканические серии и интрузивные породы широкого диапазона состава от габбро до гранитов. В строении массива Адж-Богд участвуют породы двух основных фаз внедрения, разделенных серией мафических даек. Ранняя фаза, слагающая основное тело массива, представлена средне-мелкозернистыми двуполевошпатовыми лейкократовыми гранитами. Породы поздней фазы занимают около 15% площади массива и распространены в центральной его части, а также слагают небольшой обособленный сателлит в 1.5 км к северу. Это преимущественно крупно-среднезернистые щелочно-полевошпатовые граниты. В петрографическом отношении для двуполевошпатовых гранитов первой фазы внедрения характерны фенокристы пертитового полевого шпата и мелкозернистый матрикс из альбита, калиевого полевого шпата и кварца. Щелочно-полевошпатовые породы второй фазы внедрения состоят из крупных кристаллов пертитового полевого шпата и кварца. Темноцветных минералов в обоих типах пород не более 5%. Это, главным образом, роговая обманка и биотит. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, ильменитом и сфеном. Возраст массива был определен методом U‒Pb ID-TIMS по циркону из щелочно-полевошпатовых гранитов северного сателлита (массив Бум) второй фазы внедрения и составляет 294 ± 5 млн лет [11].

Рис. 1.

Схема геологического строения Юго-Западной Монголии. 1 – мезозой-кайнозойский осадочный чехол; 2 – поздненеопротерозойские-раннепалеозойские островодужные комплексы Озёрной зоны; 3 – раннепалеозойские (?) метаморфические комплексы Гоби-Тяньшаньской зоны; 4 – раннепалеозойские метавулканогенно-осадочные комплексы Монгольского Алтая; 5 – среднепалеозойские островодужные вулканогенные комплексы Заалтайской Гоби; 6 – раннекарбоновые окраинно-континентальные вулканогенно-осадочные комплексы; 7 – зоны тектонического меланжа; 8–10 – гранитоиды: 8 – допермские известково-щелочные. 9 – пермские известково-щелочные. 10 – карбон-пермские щелочно-полевошпатовые; 11 – главные тектонические нарушения. На врезке схема дешифрирования космического снимка Landsat-7 района гранитоидного массива Адж-Богд с положением исследованных образцов. 12 – двуполевошпатовые граниты ранней фазы (ГрI); 13 – щелочно-полевошпатовые граниты поздней фазы (ГрII).

ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНИТОВ

Граниты двух типов существенно различаются по химическому составу (табл. 1). Содержание SiO₂ в двуполевошпатовых гранитах первой фазы внедрения (обр. 22. 24; далее в тексте – ГрI) составляет 71‒74 мас. % при концентрации Al₂O₃ 14‒15 мас. % и суммы щелочей – 8 мас. % (коэффициент агпаитности Ка = (Na₂O + K₂O)/А1₂О₃ (мол.) = 0.7‒0.8). Для щелочно-полевошпатовых гранитов второй фазы внедрения (обр. 20. 21; далее в тексте – ГрII) характерно содержание кремнекислоты 67‒70 мас. %. Al₂O₃ – 16‒17 мас. % при концентрации суммы щелочей ‒ 11‒12 мас. % (табл. 1), коэффициент агпаитности Ka = 0.9. Согласно классификационной диаграмме (рис. 2), основанной на известково-щелочном индексе Пикока, точки составов ГрI лежат в поле известково-щелочной серии, а ГрII относятся к щелочной серии. Резко отличаются между собой граниты ГрI и ГрII по содержанию Zr и Hf. Так, содержания Zr в ГрI составляют 131‒135 ppm, Hf – около 4 ppm. тогда как в ГрII концентрации Zr варьируют от 410 до 460 ppm, а Hf – от 8‒9 ppm.

Рис. 2.

Петрохимическая классификация гранитов массива Адж-Богд по известково-щелочному индекса Пикока. 1 – щелочно-полевошпатовые граниты поздней фазы внедрения (ГрII). 2 – двуполевошпатовые граниты ранней фазы внедрения (ГрI).

СОСТАВ ЦИРКОНА

Циркон из обоих типов гранитов полупрозрачен и имеет размеры, в среднем, 0.1–0.2 мм. Внутренняя структура зёрен – наличие осцилляторной и (иногда) секториальной зональности (рис. 3) – не оставляет сомнений в их магматическом происхождении. Все зёрна неоднородны по содержанию HfO₂, причем в каждом из изученных образцов встречаются цирконы с различающимися трендами зональности. В образце 22 (ГрI) присутствуют зерна Zrn двух разновидностей – с эллипсовидными ядрами с низким содержанием HfО₂ и с более или менее систематическим увеличением его концентрации к краям зёрен (0.85–1.28 мас. %; рис. 3 д. R5), и слабо зональные зёрна с небольшими (в пределах 10–15 отн. %) колебаниями содержаний HfО₂ (рис. 3 е. R6). Похожие по морфологии и составу слабо зональные зёрна встречены также в образце 24 из ГрI (1.03–1.30 мас. % HfО₂). В образцах 20 и 21 (ГрII) также встречены и зональные (рис. 3 б. R9; 3 в. R3), и весьма однородные (рис. 3 а. R2; 3 г. R4) по содержанию HfО₂ зёрна Zrn. При этом содержание HfО₂ в более или менее однородных зёрнах Zrn из ГрII может быть близким как к центральным, так и к краевым участкам зональных зёрен. Похожие соотношения наблюдаются и в Zrn из ГрI.

Рис. 3.

Профили содержания HfO₂ в цирконах гранитоидов массива Адж-Богд: а)–г) – поздних щелочно-полевошпатовых гранитов (ГрII); д)–е) – ранних двуполевошпатовых гранитов (ГрI).

РАСПЛАВНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В ЦИРКОНЕ ГРАНИТОВ

В цирконе визуально диагностированы раскристаллизованные расплавные включения размером до 30 мкм. Термометрические эксперименты с включениями в цирконе из ГрII, проведенные при ступенчатом нагреве с шагом по температуре Т = 50° в муфельной печи (ИГЕМ РАН), показали, что их полная гомогенизация происходит при температуре T_гом = 825–850°C. Для того, чтобы предотвратить декрипитацию, возможную вследствие нагревания при атмосферном давлении и иногда приводящую к потере расплавами летучих, серия экспериментов по гомогенизации включений в цирконах из этих гранитов была также проведена в газовом аппарате высокого давления (ИЭМ РАН, г. Черноголовка) при температуре 900°С и давлении 4 кбар с выдержкой в течение 5 сут и последующей изобарической закалкой (2–3 мин). Установлено, что расплав, зафиксированный в качестве включений в цирконе из ГрII, характеризуется пониженными относительно породы содержаниями суммы щелочей, составляющей 6.7–7.6 мас. %, FeO – до 0.2 мас. %, TiO₂ – 0.16 мас. %, CaO – до 0.4 мас. %, MgO – до 0.16 мас. % (табл. 1). При этом содержания SiO₂ в расплаве включений варьируют от 72.3 до 73.6 мас. %, тогда как в породе концентрации кремнекислоты не превышает 70 мас. %. Для расплавов из включений, так же, как и для содержащих циркон гранитов второго типа, характерна калиевая специфика (табл. 1). Судя по дефициту суммы главных оксидов, расплавы, ответственные за кристаллизацию циркона из ГрII, содержали значительное количество H₂O, оценить которое количественно по разности 100%-(сумма оксидов) (например, [7]) невозможно из-за слишком малого размера включений. Кроме того, в цирконе установлены кристаллические включения, сингенетичные расплавным. Среди них выявлены щелочной полевой шпат, кварц и фторапатит. Эти данные в совокупности с результатами исследования состава расплавных включений дают основание полагать, что циркон кристаллизовался после или одновременно с формированием щелочного полевого шпата, кварца и F-апатита.

ТЕМПЕРАТУРА КРИСТАЛЛИЗАЦИИ ЦИРКОНА

При реконструкции термальной истории гранитов использовали два из отмеченных во введении метода: (1) – температура насыщения цирконом (Т_Zrnsat; [4, 5]); (3) – цирконий-гафниевый геотермометр – T_ZH. [7]. Первоначальный вариант цирконий-гафниевого геотермометра [7] был основан на литературных экспериментальных данных по растворимости циркона и гафнона в близких по составу силикатных расплавах. Недавно нами (статья готовится к печати) были получены новые экспериментальные данные по растворимости этих минералов в широком интервале Т (900–1500°С) и состава расплавов, которые подтвердили близость коэффициентов активности частиц Zr и Hf в расплавах и позволили существенно уточнить уравнение геотермометра:

В уравнении (1) надстрочные индексы m и Zrn обозначают, соответственно, расплав (породу) и циркон, а в квадратных скобках – концентрации элементов в ppm.

Температура насыщения цирконом. Результаты оценки температуры по индексу насыщения цирконом приведены в табл. 2. Для образцов ГрII значения Т, рассчитанные по уравнениям, предложенным в работах [2] и [4], практически совпадают и близки к оценке температуры гомогенизации расплавных включений в цирконе из этих образцов. Значения Т, полученные для образцов ГрI, оказались значительно ниже, и расхождения между расчетами по [2] и [4] весьма велики, хотя и не выходят за пределы погрешностей обеих калибровок. Возможно, эти различия связаны с небольшой ошибкой экстраполяции высокотемпературных экспериментальных данных, на которых основывалось уравнение [2], в область относительно низких температур. Следует также отметить, что в уравнение, предложенное в [4], входят параметры, связанные с давлением (Р) и содержанием Н₂О в расплаве (xH₂O), что несколько повышает неопределенность оценки Т. В своих расчетах мы использовали Р = 0.1 ГПа и xH₂O = 0.1 (что примерно соответствует 3 мас. % Н₂О, т.е. значению, близкому к максимальной растворимости воды в гранитном расплаве при этом давлении).

Цирконий-гафниевый геотермометр. Поскольку все изученные зёрна Zrn неоднородны по содержанию HfО₂, результаты расчетов по уравнению (1) сильно зависят от выбора участка, соответствующего началу кристаллизации минерала. Большинство цирконов из обоих типов гранитоидов характеризуются отчетливой зональностью с увеличением содержания Hf от центра к краям зёрен, что хорошо согласуется с многочисленными данными по циркону широкого спектра магматических комплексов ([7, 8] и ссылки там). Эта особенность обусловлена предпочтительным фракционированием из расплавов Zr относительно Hf по мере роста минерала, что приводит при остывании и обогащению Hf расплавов и кристаллизующихся из них цирконов. Для оценки температуры начала кристаллизации этих цирконов по уравнению (1) мы использовали состав центральных зон кристаллов с максимальным значением Zr/Hf отношения [7]. Исключение сделано для зерна циркона из образца 20 (рис. 3 б). Во-первых, судя по внутренней структуре и резко ассиметричной зональности, это, скорее всего, обломок более крупного кристалла, а во-вторых, его ядро по содержанию HfО₂ очень близко к ядрам цирконов из образцов гранитов ГрI, что позволяет рассматривать эти зёрна как антекристы [8]. Поэтому при расчете T_ZH для подобных зёрен мы использовали состав внутренних зон, следующих сразу за унаследованными ядрами.

Результаты расчетов температуры по уравнению (1) (табл. 2) в целом неплохо согласуются с оценками, основанными на индексе насыщения цирконом. Для образцов ГрI они оказались ближе к значениям Т по уравнению [2], а для ГрII – несколько ниже, чем по обеим калибровкам [2, 4] и ниже оценок, основанных на температуре гомогенизации расплавных включений в цирконе (~850°С), хотя в пределах ошибок оценки по всем методам достаточно хорошо согласуются друг с другом.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Различия в составе расплавных включений в цирконах и вмещающих их гранитов ГрII (табл. 1): пониженные относительно породы содержания суммы щелочей, содержания FeO, TiO₂, CaO и MgO, наряду с повышенным содержанием SiO₂ (табл. 1) – указывают на более раннюю или одновременную с цирконом кристаллизацию амфибола. Отношение Na₂O/K₂O во включениях также несколько ниже, чем в ГрII, что, скорее всего, связано с ранней кристаллизацией полевого шпата. Количественно оценить влияние изменения состава расплавов на оценки Т_Zrnsat невозможно, т.к. из-за малых размеров расплавных включений нельзя надежно измерить содержание в них Zr. Однако простые расчеты на качественном уровне позволяют заключить, что это влияние очень незначительно: ранняя кристаллизация даже всего содержащегося в породе амфибола (4‒5 об. %) при среднем содержании Zr в нем примерно 53 ppm [9] могла привести лишь к небольшому (порядка 3 ppm) уменьшению концентрации Zr в расплаве по сравнению с исходным. Этот вывод справедлив и в отношении влияния ранней кристаллизации полевого шпата, среднее содержание Zr в котором примерно в 5 раз ниже, чем в амфиболе [9]. Кроме того, эффект, связанный с небольшим уменьшением валовой концентрации Zr, должен был компенсироваться увеличением содержания SiO₂ в расплаве. Приведенные выше аргументы справедливы также и в отношении оценок T_ZH, поскольку кристаллизация амфибола и плагиоклаза не могла значимо повлиять на Zr/Hf отношение в расплавах.

Валовая концентрация Zr в ГрI в 3‒4 раза ниже, чем в ГрII, поэтому ранняя кристаллизация относительно обогащенных цирконием минералов могла потенциально сказаться на оценке Т_Zrnsat. Однако в этих гранитах амфибол отсутствует, а кристаллизация биотита, присутствующего в количестве 5‒6 об. %, в силу обычно очень низкого содержания Zr (1‒2 ppm; [9]) не могла существенно повлиять на результаты расчетов.

Таким образом, полученные оценки (табл. 2) свидетельствуют о значительно более высокой (на 100‒120°С) температуре образования поздних щелочно-полевошпатовых гранитов (ГрII) по сравнению с более ранними двуполевошпатовыми гранитами (ГрI). Кроме того, ГрI и ГрII относятся к двум различным магматическим сериям – известково-щелочной и щелочной соответственно. Ввиду этого, вероятнее всего, ГрII нельзя рассматривать как продукты дифференциации ГрI. Хотя этапы формирования более ранних двуполевошпатовых гранитов (ГрI) и более поздних щелочно-полевошпатовых гранитов (ГрII) могли быть разделены геологически очень коротким промежутком времени, они существенно различались по термальному режиму. Значительно более высокая температура образования гранитов ГрII предполагает необходимость дополнительного источника тепла, которым могли служить мантийные расплавы (mantle derived melts) [13], свидетельством участия которых в формировании массива Адж-Богд являются мафические дайки, разделяющие породы двух гранитных фаз внедрения. Высокотемпературная природа (суб)-щелочных гранитоидов А-типа неоднократно подчеркивалась в петрологических работах (например, [13, 14]). Однако контрастный температурный режим близких по времени известково-щелочной и щелочной фаз внедрения установлен впервые в этой работе.

ВЫВОДЫ

1. При реконструкции термальной истории гранитоидного массива Адж-Богд были изучены двуполевошпатовые граниты ранней фазы внедрения и щелочно-полевошпатовыех граниты поздней фазы. Было предложено два основных подхода к использованию циркона как геотермометра: температура насыщения цирконом и цирконий-гафниевый геотермометр. Оба подхода демонстрируют схожую термальную картину формирования гранитов массива.

2. Согласно оценке температуры по индексу насыщения цирконом, двуполевошпатовые граниты ранней фазы (ГрI) формировались при температурах T = 700–770°C в то время, как температура кристаллизации щелочно-полевошпатовых гранитов поздней фазы внедрения (ГрII) соответствует 850°C.

3. Результаты расчетов температуры кристаллизации двух типов гранитов массива Адж-Богд по цирконий-гафниевому геотермометру показывают довольно узкий диапазон значений. Для ранних двуполевошпатовых гранитов были получены температуры 700–730°C, а для поздних щелочно-полевошпатовых гранитов, главным образом, T = 810–820°C.

4. По результатам термобарогеохимических исследований расплавных включений в цирконе щелочно-полевошпатовых гранитов поздней фазы был определен температурный интервал их формирования – 825–850°C.

5. Все полученные оценки температур кристаллизации гранитов двух фаз внедрения массива Адж-Богд свидетельствуют о значительно более высокой (на 100‒120°С) температуре образования щелочно-полевошпатовых гранитов (Гр II) по сравнению с более ранними двуполевошпатовыми гранитами (ГрI). Существенно более высокая температура образования поздних щелочно-полевошпатовых гранитов предполагает необходимость дополнительного источника тепла, которым могли служить мантийные расплавы. Об участии таких расплавов в формировании массива Адж-Богд свидетельствуют мафические дайки, разделяющие породы двух гранитных фаз внедрения. Контрастный температурный режим близких по времени известково-щелочной и щелочной фаз внедрения установлен впервые в этой работе.