Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Типизация, петрогенезис и геодинамика известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Типизация, петрогенезис и геодинамика известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов"

санкт-петербургский государственный университет

УДК 552.32(-925.1) На правах рукописи

2 '} пар 1!ш григорьев

Сергей Игоревич

ТИПИЗАЦИЯ, ПЕТРОГЕНЕЗИС И ГЕОДИНАМИКА ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНЫХ И СУБЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОИДНЫХ КОМПЛЕКСОВ

(на примере фанерозойского гранитоидного магматизма складчатого обрамления Сибирской платформы)

Специальность: 04.00.08 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1997

Работа выполнена на кафедре петрографии Санкт-Петербургского государственного университета

Официальные оппоненты: чл.-корр. РАН

доктор геолого-минералогических наук В.А.Глебовицкий (ИГГД РАН, С.-Петербург)

доктор геолого-минералогических наук профессор В.С.Попов (МГГА)

доктор геолого-минералогических наук М.И.Розинов (ВСЕГЕИ)

Ведущая организация: Московский государственный университет

Защита состоится У" 1997 г. в 15 часов в ауд. 52

на заседании диссертационного совета Д 063.57.27 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в Санкт-Петербургском государственном университете по адресу:

199034 Санкт-Петербург, Университетская наб. 7/9, геологический факультет; электронная почта: olga@dean.geol.pu.ru факс: 7(812)218-13-46

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке им. А.М.Горького при Санкт-Петербургском государственном университете

Автореферат разослан " Л Лг-ОЛлъ 1997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Т.Ф.Семенова

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследований. Работа посвящена типизации, петрогенезису и геодинамике известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов, являющихся одними из наиболее распространенных магматических образований. Несмотря на значительное количество экспериментальных исследований, а также работ, посвященных геологии, изучению вещественного состава и петрогенезиса рассматриваемых магматитов, их типизация, пет-рогенетическая и геодинамическая интерпретация разработаны еще недостаточно в связи с широкой их распространенностью, огромными объемами, разнообразием и сложностью процессов, приводящих к появлению гранитных магм. Тем не менее уже сейчас эмпирически выявленная глобальная зависимость состава гранитоидов от геодинамической позиции позволяет многим авторам использовать извесгково-щелочные и субщелочные гранитоид-ные компле^ы в качестве индикаторов геодинамических обстановок. Несомненна генетическая связь многих проявлений полезных ископаемых с рассматриваемыми гранитоидами, более того, с определенными их типами, поэтому вещественный состав гранитоидов нередко используется для прогнозно-металлогенических исследований. В этой связи типизация известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов весьма актуальна. Так как процессы гранитообразования играют огромную роль в эволюции коры и мантии, их расшифровка важна для понимания процессов эволюции Земли в целом. Все это определяет необходимость исследований этих широко распространенных и разнообразных по своему вещественному составу, петрогенезису и геодииамической позиции магматических образований.

Целью исследований являлась типизация, петрогенетическая и геодинамическая интерпретация известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов^ формировавшихся в пределах обширной, но компактной территории, включающей несколько регионов, история геологического развития которых может быть прослежена во взаимосвязи друг с другом.

Исследования проводились в пределах южной, восточной и северо-восточной часгей складчатого обрамления Сибирской платформы, включающих Алтае-Саянский, Забай- -кальский, Дальневосточный и Северо-Восточный регионы. Были изучены разнообразные по своему составу и геодинамической позиции фанерозойские известково-щелочные и субщелочные гранитоидные комплексы (палеозойские: таннуольский и бреньский комплексы Тувы, баргузинский, витимканский, конкудеро-мамаканский, ингамакитский, зазинский комплексы Забайкалья; мезозойские: мяочанский, баджальский комплексы Дальнего Востока, колымский, охотский и сеймканский комплексы Северо-Востока). .

Для достижения поставленной цели последовательно решались следующие задачи: ..,„ , . 1. Изучение геологического положения, внутреннего строения массивод. гранитоидов и

взаимоотношений пород. ь

2. Сбор геологических, пегрогеохимических, радиологических и других данных по извест-ково-щепочным и субщелочным гранитоидным комплексам территории и других регионов, создание реляционных баз данных на основе Microsoft Access.

3. Разработка программного обеспечения для моделирования процессов фракционирования, парциального плавления и смешения магм по породообразующим оксидам.

4. Сбор и обобщение данных по геологическому строению территории и реставрация истории ее геологического развития.

5. Анализ различий в вещественных характеристиках гранитоидов, и их типизация.

6. Реконструкции условий кристаллизации гранитоидов и условий формирования "родоначальных" магм с использованием количественного моделирования процессов фракционирования, парциального плавления и смешения магм по породообразующим оксидам и редким элементам.

7. Реконструкции геодинамических условий формирования известково-щелочных и субщелочных интрузивных комплексов на основе данных по геологическому строению территории и истории ее развития.

Фактический материал. В основу работы положен большой фактический геологический, пегрографический, петрохимический, геохимический и минералогический материал, собранный автором в процессе геологосъемочных работ в пределах Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса и Яно-Колымской складчатой системы, работ по ГДП-200 в пределах Сихотэ-Алинской складчатой системы, тематических исследований в Забайкалье, а также аналитические и геологические материалы по гранитоидным комплексам Тувы, любезно предоставленные сотрудником отдела Геологии и полезных ископаемых Сибири ВСЕГЕИ С.А.Решетовой.

За период с 1980 по 1995 год автором было проведено около 300 (2000 пог. км) маршрутов в пределах Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса и Яно-Колымской складчатой системы; около 200(1200 пог. км) маршрутов в пределах Сихотэ-Алинской складчатой системы; около 250 (1500 пог. км) маршрутов в Забайкалье. В 1982 г. проведен региональный маршрут (200 км) по р.Яме с целью изучения гранитоидов охотского комплекса внешней зоны Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса; в 1983 г. проведен региональный маршрут (100 км) по р.Сеймкан с целью изучения гранитоидов сеймкан-ского комплекса Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса; в 1986 г. проведен региональный 700-километровый маршрут по р.р. Куанда и Витим с целью изучения гранитоидов ингамакитского, конкудеро-мамаканского, мамско-оронского и баргузинского комплексов, а также вмещающих отложений; в 1987 г. проведен региональный (300 км) маршрут по р.Кур с целью изучения гранитоидов мяочанского и баджальского комплексов Хингано-Охотского вулкано-плутонического пояса; в 1991 г. проведен региональный (150 км) маршрут по р.Сулук с цепью изучения Дуссе-Алинского и других масивов меловых гранитоидов; в 1994 г. проведен региональный 1000-километровый маршрут по р. Витим с цепью изучения палеозойских гранитоидов Забайкалья (баргузинский, зазинский, витим-канский, бичурский и др. комплексы), их взаимоотношений и вмещающих отложений.

В работе использовано более 1500 оригинальных анализов пород и минералов, а также результаты исследования более 2000 шлифов. Аналитические исследования проводились, главным образом, в химико-аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (рентгеноспектральный флюоресцентный анализ АРФ-6, рентгеноспектральный силикатный анализ СРМ-25, количественный спектральный, ионометрический, минералогический, микрозондовый анализы. Аналитики Л.В.Сизова, А.П.Анисимова, И.Г.Гинзбург, Б.А.Цимошенко, И.Г.Опендак, И.Г.Ляпичев), а также в МГП "Анакон" (нейтронно-активационный анализ, аналитик В.Б.Панкратов) и в Институте аналитического приборостроения (элементный анализ методом ЮР-МБ, аналитик И.О.Шульпяков). Кроме этого в работе использовано более 3000 анализов, заимствованных из опубликованных работ по гранитоидам рассматриваемых регионов и других областей.

Для решения поставленных задач в работе применен комплексный подход, включающий детальное геологическое картирование отдельных территорий и региональные пересечения, изучение петрографических особенностей пород, анализ геологических, петрохимиче-ских, геохимических и минералогических данных с применением логических сортировок и выборок из реляционных баз данных, определение термодинамических условий кристаллизации расплавов с использованием различных минералогических термометров и барометров, расчеты количественных петрогенетических моделей по породообразующим оксидам и редким элементам, реконструкции состава проголита с использованием данных экспериментальных исследований.

Основные защищаемые положения.

1. Все ювестково-щелочные и субщелочные гршштоидные комплексы могут быть разделены на ряд типовых природных ассоциаций, для выделения которых необходимо учитывать следующие притоки.

а) геологические: возрастное и геолого-структурное положение гранитоидов, взаимоотношения пород различного состава.

б) петрографические: видовой и количественный состав породообразующих и акцессорных минералов.

в) петрогеохимические: характер распределения щелочей, кальция и алюминия, степень окисленности железа в гранитоидах различной основности; характер эволюции состава пород при переходе от ранних фаз к поздним.

г) минералого-геохимические: состав породообразующих минералов, главным образом железо-магнезиальных силикатов.

В совокупности рад из них определяет характер размещения - кристаллизации расплавов, тогда как другие - состав и характер плавления субстратов.

2. Среди известково-щелочных и субщелочных гршштоид/шх комплексов выделяется два крупных класса: "магнетитовый" и "ильменитовый", включающие комплексы различного состава.

"Магнетитовые" гранитоиды характеризуются присутствием во всех разновидностях пород высокомагнезиальных и низкоглиноземистых биотитов, наличием значительного количества акцессорного магнетита в ассоциации с ортитом и сфеном, высокой степенью окисленности железа, высокой остаточной намагниченностью. Ареалы их распространения в геофизических полях выделяются положительными магнитными аномалиями (ДТ)а; отмечается четкая приуроченность к ним золоторудных и золото-серебряных и медно-молибденовых проявлений и месторождений.

"Ильменитовые" гранитоиды характеризуются наличием высокожелезистых и высокоглиноземистых биотитов, глиноземистость и железистосгь которых резко возрастает с уменьшением основности пород, отсутствием значительных количеств акцессорного магнетита, низкой степенью окисленности железа, низкой остаточной намагниченностью. Ареалы их распространения в геофизических полях выделяются отрицательными магнитными аномалиями (АТ)а; отмечается четкая приуроченность к ним оловорудных проявлений и месторождений.

3. Образование "магнепшпювых" и "илъменшповых " гршштоидных комплексов связано с условиями внедрения и кристаллизации магм и, следовательно, с геодинамической обстановкой формирования гранитоидов, в меньшей степеш с другими факторами.

Относительно быстрый подъем расплавов в условиях растяжения способствует выделению воды в самостоятельную фазу, ее термическому разложению и возникновению окислительной обстановки, что обусловливает кристаллизацию низкожелезистых и низкоглиноземистых биотитов (кристаллизация выше буфера РМО). Кристаллизация водонасы-щенных магм также приводит к появлению магнетитовых гранитоидных комплексов.

Медленный подъем расплавов в условиях общего сжатия способствует возникновению восстановительной обстановки и кристаллизации высокожелезистых и высокоглиноземис-, тых биотитов с все возрастающей железистостью и глиноземистостью по мере снижения температур кристаллизации расплавов (кристаллизация ниже буфера РМО). Восстановленный характер магм может определяться также составом протолита.

4. Среди "магнепшпювых" и "илынеттювых" известково-щелочных и субщелочных гршштоидных комплексов выделяется восемь типов, различающихся по составу слагающих их пород.

Ильменитовые гранитоидные комплексы делятся на три типа: кордиеритсодержащих высокоглиноземистых гранодиоритов и гранитов, метаглиноземистый диорит-гранитовый, биотитовых гранитов и гранодиоритов.

Магнетитовые гранитоидные комплексы делятся на пять типов: диорит-гранитовый, тоналит-трондьемитовый, граносиенит-гранитовый, диорит-плагиогранитовый и монцо-нит-гранитовый.

5. Образование различных по составу извеепшово-щслочиых и субщелочюлх гршшто-идных комплексов обусловлено главным образом процессами парциального плавленая смешанного протолита различного состава, образованием смеси аиатектического расплава и рестшповых кристаллических фаз с последующей кристаллизационной дифференциацией этих "родоначальник магм" при отделении рестшповых и вновь образующихся кристаллов. Подчшшиюе значение имеют процессы смешения магм.

Различные по составу гранитоидные комплексы формируются в результате парциального плавления различных по составу протолитов: высокоглиноземистые —метапелитовых; тоналит-трондьемитовые- амфиболитовых; диорит-гранитовые - смешанных амфиболит (базальт, андезит)-метапелитовых или при плавлении метапелитовых протолитов и смешении образовавшихся расплавов с базальтовыми; граносиенит-гранитовые - тоналнт-метапелитовых. Комплексы биотитовых гранитов возникают при плавлении смешанного метапелит-амфиболитового протолита при преобладании первого; диорит-плагиогранитовые- при плавлении преобладающих амфиболитов в ассоциации с метапе-литами и тоналитами; монцонит-гранитовые - при плавлении смешанного тоналит-метапелитового протолита и взаимодействии образовавшихся расплавов с магмами щелочных базальтов.

После своего образования "родоначальные расплавы", подвергаются процессам кристаллизационной дифференциации, что приводит к формированию большей части спектра пород комплексов.

6. Извеспжоео-щелачные и субщелочные гршишюидные комплексы формируются в различных геодшшмических обстшювках: островодужной, окрашию-контиие/ипалыюй, коллизиошюй и внутриплипишй, при этом определяющее влия/ше на возникаНощш тип породных ассоциаций оказывает состав существующей в этих условиях земной коры. В связи с этим возникает глобальная зависимость между составом гранито-идиых комплексов и геодинамической обстановкой их формирования.

В условиях океанических островных дуг в связи с преобладанием в составе коры орто-амфиболитовых и базальтовых субстратов формируются тоналит-трондьемитовые гранитоидные комплексы. В пределах зрелых островодужных систем, окраин континентов и коллизионных зон, где развита мощная континентальная кора, могут возникать все типы выделенных гранитоидных комплексов. Однако для зрелых островных дуг и охраинно-континентальных областей наиболее характерны диорит-гранитовые и диорит-плагиогрэнцговые комплексы в связи с присутствием здесь ортоамфиболитовых (базальтовых) и метапелитовых (± тоналитовых) субстратов или смешением подкоровых базальтовых расплавов и анатектических магм. Для коллизионных зон наиболее характерны ильменитовые комплексы высокоглиноземистого и диорит-гранитового типов. Первые возникают в условиях интенсивного наращивания мощности земной коры и автономного парциального плавления широко распространенных здесь метапелитовых (± тоналитовых) протолитов. Вторые по своему образованию аналогичны магнетитовым диорит-

гранитовым комплексам," но возникают в условиях интенсивного сжатия. Для внутрикон-тинентальной обстановки наиболее характерны монцонит-гранитовые и граносиенит-гранитовые ввиду присутствия в этих областях древних тоналитовых протолитов и поступлением подкоровых магм щелочного состава.

Научная твюш. Настоящая работа по существу является первым обобщением огромного количества геологических, петрогеохимических и минералогических данных по известково-щелочным и субщелочным гранитоидным комплексам столь обширной территории, характеризующимся значительным разнообразием состава, условий образования и геодинамических обсгановок формирования. В результате: 1) показана необходимость учета при типизации гранитоидных комплексов таких параметров, как состав биотита, степень окисленносги железа в гранитоидах, а также характер эволюции состава пород от ранних фаз 'к поздним; 2) выделено 8 типовых природных ассоциаций известково-щелочных и субщелочных гранитоидов, показаны их вещественные отличия; 3) впервые на многочисленных конкретных примерах показано, что ведущим процессом генерации магм являлся процесс парциального дегидратационного плавления смешанного протолита с последующей кристаллизационной дифференциацией "родоначального расплава", представляющего собой смесь расплавной и реститовых фаз. Составы производных расплавов определяются фракционированием реститовых и вновь образованных кристаллических фаз или смешением магм. Произведены количественные расчеты процессов фракционирования и смешения магм по породообразующим оксидам и редким элементам. 4) показано, что глобальная зависимость состава известковощепочных и субщелочных гранитоидных комплексов от геодинамической обстановки их формирования обусловлена взаимосвязью состава земной коры и геодинамического режима.

Практическое значение. Полученные новые данные по геологии и петрологии известко-во-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов и произведенная их типизация позволят выполнить расчленение названных комплексов и их межрегиональную корреляцию при региональных геологосъемочных и картососгавительских работах, что приведет к усовершенствованию легенд к государственным геологическим картам различного масштаба. Установленная зависимость состава гранитоидов от состава протолита раскрывает дополнительные возможности для изучения глубинного строения земной коры в областях их развития. Представленные данные по особенностям состава выделенных типов известковощелочных и субщелочных гранитоидных комплексов в зависимости от их геодинамической позиции позволяют более корректно производить геодинамическую интерпретацию гранитоидов. Данные о приуроченности оловорудных проявлений и месторождений к ареалам развития ипьменитовых диорит-гранитовых комплексов, а золоторудных и золото-серебряных - к магнетитовым диорит-гранитовым позволяет использовать данный признак при прогнозно-металлогенических исследованиях.

Реализация результатов исследований осуществлялась на всех этапах работ путем опубликования и представления производственных и научных отчетов по заданиям Мингео СССР,

Государственного комитета по геологии и использованию недр. В том или ином объеме результаты исследований вошли в 4 производственных отчета по комплексной геологической съемке масштаба 1 : 50 ООО в пределах Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса и ГДП-200 Баджало-Комсомольского геологического полигона, в 2 научных отчета, касающихся исследований палеозойских гранитоидов Забайкалья, а также в 4 учебных пособия, посвященных магматическим ассоциациям океанических и континентальных регионов и их рудоносности. Результаты работ по ГДП-200 Баджало-Комсомольского геологического полигона в настоящее время переданы в ПГО "Далыеология" для опубликования в объяснительной записке к Госгеолкарте-200 Баджало-Комсомольского района.

Апробация. Отдельные выводы и основные положения работы представлялись и докладывались на международном совещании "Тектоника и металлогения зон активизации (структур Дива)" (Благовещенск, 1991), на годичной сессии Ученого совета ВСЕГЕИ в 1991 г., на заседаниях НТС ПГО "Дальгеология" и "Севвосггеология" в 1989 г., на первом всероссийском геологическом совещании "Магматизм и геодинамика" (Уфа, 1995), научных чтениях, посвященных памяти проф. И.Ф.Трусовой "Проблемы магматической и метаморфической петрологии" (Москва, 1996), международном совещании "Закономерности эволюции земной коры" (Санкт-Петербург, 1996), на всемирном геологическом конгрессе "Volcanic avtivity and the environment" (Пуэрто Валларта, Мексика, январь 1997).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 27 работ, в том числе 4 монографии (учебных пособия). Результаты исследований вошли в 4 производственных и 2 научных отчета.

Структура и объем работы. Работа состоит из двух томов. Первый том (текстовая часть) включает введение, 5 глав, заключение, список литературы 310 наименований, список рисунков и таблиц, предметный указатель, 168 рисунков, 50 таблиц. Текстовая часть изложена на 300 машинописных страницах. Второй том (приложения) включает таблицы оригинальных химических анализов пород и минералов.

»**

Исследования были начаты в Центральной геофизической экспедиции ПГО "Севвостгеология", продолжены в Центральной опытно-методической экспедиции и отделе Геологии и полезных ископаемых восточных районов Всесоюзного научно-исследовательского геологического института (ВСЕГЕИ) и завершены в Санкт-Петербургском государственном университете. Я глубоко признателен своим соратникам по работе В.А.Кожуховскому, Б.К.Михайлову, М.В.Федорову, И.Н.Тихомирову, А.В.Путинцеву, Е.М.Заблоцкому, в течение ряда лет активно способствовавшим выполнению исследований, а также всем сотрудникам, участвовавшим в полевых и камеральных работах и выполнении аналитических исследований. Особую благодарность хочется выразить сотрудникам ВСЕГЕИ С.А.Решетовой за предоставленные материалы по гранитоид-ным комплексам Тувы, А.Г.Рублеву, предоставившему материалы по исследованию возраста и стронциевых изотопных систем в гранитоидах Алтае-Саянской области и Забайка-

лья и А.В.Путинцеву, совместно с которым было начато исследование минералогии грани-тоидов, а также Т.Г.Петрову и А.А.Прияткину за ценные советы и дискуссии. Я благодарен также своим друзьям А.Ю.Михайлову и П.Р.Шумилову, без помощи которых в области компьютерной техники и программного обеспечения данные исследования вряд ли были бы осуществлены.

РАСКРЫТИЕ И ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

1. Все швестково-щелочные и субщелочные гршштоидные комплексы могут быть разделены на ряд типовых природных ассоциаций, для выделения которых необходимо учитывать следующие признаки.

а) геологические: возрастное и геолого-структурное положение гранитоидов, взаимоотношения пород различного состава.

б) петрографические: видовой и количественный состав породообразующих и акцессорных минералов.

в) петрогеохимические: характер распределения щелочей, кальция и алюминия, степень окисленносги железа в гранитоидах различной основности; характер эволюции состава пород при переходе от ранних фаз к поздним.

г) минералого-геохимические: состав породообразующих минералов, главным образом железо-магнезиальных силикатов.

В совокупности ряд из них определяет характер размещения - кристаллизации расплавов, тогда как другие - состав и характер плавления субстратов.

Исследования Ю.А.Кузнецова (1964, 1989), Л.В.Таусона (1977), Г.Б.Ферштатера и Н.С.Бородиной (1975), В.С.Попова (1993), Б.Чаппела и А.Уайта (1974), В.Коллинза и др. (1982), ДжЛамейра и П.Боудена (1982), С.Ишихары (1977), В.Питчера (1987), Попова, 1993, Ю.Б.Марина и В.ГЛазаренкова (1992), и ряда других исследователей позволили разработать различные классификации гранитоидов. В основу части из них положен генетический признак (Чаппел, Уайт, 1974, 1992; Таусон, 1977). другие опираются лишь на вещественные характеристики пород (Марин, Лазаренков, 1992), третьи в качестве основы используют геотектоническое положение гранитоидов (Кузнецов, 1964), четвертые - какое-либо их свойство (Ишихара, 1977; Ферштатер, Бородина, 1975). Несомненно, что все они весьма полезны и необходимы для понимания процессов гранитообразования, типизации и интерпретации конкретных гранитоидных комплексов. Однако очевидно также и то, что петрогенетические классификации, как и классификации, в основу которых положен геотектонический признак, носят определенный субъективный характер. Действительно, например. сразу же после появления петрогенетической классификации Б.Чаппела и А.Уайта большая часть петрологов не согласилась с ними в том, что 1-граниты формируются только при парциальном плавлении первично магматических пород, и в настоящее время является общепринятым, что 1-граниты объединяют несколько петрогенетических типов. Тем не менее ограниченный и достаточно простой набор вещественных признаков Б- и I-

гранитов постоянно используется для типизации гранитоидов. При этом игнорируется тот факт, что последние далеко не всегда могут быть идентифицированы согласно предложенной классификации.

В широко применяемом отечественными геологами формационном анализе также существует ряд неопределенностей.. Это связано с тем, что и здесь используется ограниченный, хотя и несколько иной, набор вещественных характеристик, а при выделении формаций авторы пытаются учесть количественные соотношения пород. Результатом явилось неоправданное выделение огромного количества формационных типов гранитоидов. Кроме того авторы вносят в предлагаемые классификации, хотя и косвенно, свои генетические представления. Примером может служить выделение лейкогранит-аляскитовой и субще-лочно-лейкограниговой формаций. Они всегда сопровождаются более ранними гранитами и совместно с последними входят в единые более сложные формации.

Таким образом, при типизации магматических комплексов целесообразно учитывать независимые и объективные признаки, не вводя в классификации генетические и геотектонические представления. Таковыми являются геологические и разноплановые вещественные характеристики гранитоидов, большинство из которых в той или иной степени уже использовалось в ранее предложенных классификациях. Тем не менее комплексный подход дает возможность по новому подойти к решению проблемы. Необходимые для типизации гранитоидов характеристики могут быть подразделены на два типа. Часть из них, постоянно используемая при типизации (химический состав, общая и относительная щелочность, глиноземистость, редкоэлементный и изотопный состав, их эволюция и др.), определяется преимущественно условиями генерации и эволюции магм, тогда как другие, используемые в меньшей степени (геОлогб-сгруктурное положение!, взаимоотношения пород; структурно-текстурные особенности, степень окисленности железа; состав Железо-магнезиальных силикатов и др.), - условиями их становления (в том числе тектоническими) и кристаллизации. Учет второй группы признаков, указывающих на важные параметры кристаллизации расплавов (давление,' температура, водонасыщенность, окислительно-восстановительная обстановка и др.), в совокупности с первой, может дополнить и усовершенствовать типизацию гранитоидных комплексов, Большинство этих параметров достаточно слабо отражается в вещественном составе пород. Они могут быть определены с некоторой долей условности лишь в процессе специальных исследований. Исключение составляет такой параметр, как окислительно-восстановительная обстановка кристаллизации расплавов, которая сильно влияет на состав железо-магнезиальных силикатов и ряда акцессорных минералов (Осборн, 1962; Уонс, Югетер, 1965; Попов, 1984; Дубровский, 1984 и др.). Давно выявленное существование окисленных (магнетитовых) и восстановленных (ильменитовых) гранитоидных комплексов (Печерский, ¡964; Ишихара, 1977, Попов, 1984, Ферштатер и др., 1978; Такахаши, 1980 и др.) позволяет'использовать данный признак при их типизации.

2. Среди известково-щелочпых и субщелочных' гршиипоидпых комплексов выделяется два крупных класса: "магнепштовый" и "илъмаштовый", включающие комплексы различного состава.

Важным классификационным признаком является степень окисленности железа в грани-тоидах. Впервые на существование магнитных и немагнитных гранитов указал Д.М.Печерский (1964). Затем в 1977 г. магнегитовые и ильменитовые были выделены С.Ишихарой. В.С.Попов (1984) показал, что в пределах молибденовых и оловоносных провинций присутствуют различные по степени окисленности железа граниты. Они четко различаются также и по составу биотитов, которые для "магнетитовых" гранитов молибденовых провинций являются значительно более магнезиальными и низкоглиноземистыми. Установленную четкую приуроченность молибденового оруденения к магнетитовым, а оловянного - к ильменитовым гранитам В.С.Попов связал с окислительно-восстановительными условиями кристаллизации гранитных расплавов. На различную степень окисленности железа в гранитоидах молибденовых и оловорудных провинций указывали Б.Ф.Налетов (1981), Е.М.Шеремет и В.Д.Козлов (1981), С.Ишихара (1978). Эти данные находят подтверждение при изучении характера магнитных полей (Лишневский, 1982). Различная степень окисленности железа в гранитоидах в целом была замечена многими исследователями (Ферштатер и др., 1978; Коржинский, 1978; Кзаманский, Уонс, 1973; Дубровский, 1984; Чаппел, Уайт, 1992 и другие).

Разделение гранитоидов на магнетитовый и ильменитовый типы является принципиальным, так как степень окисленности железа зависит от окислительно-восстановительных условий кристаллизации расплавов и, возможно, с постмагматической историей становления гранитоидов (Ферштатер и др., 1978). В свою очередь окислительно-восстановительные условия определяются, по мнению ряда исследователей, тектонической обстановкой, в которой происходит кристаллизация (Печерский и др., 1975; Ишихара, 1984, Эгглер, Бернхем, 1973; Кзаманский, Уонс, 1973 и др.), тогда как другие предполагают, что эти условия инициированы источником магмообразования (Чаппел, Уайт, 1992). Как бы то ни было, наши исследования большого числа фанерозойских гранитоидных комплексов складчатого обрамления Сибирской платформы, а также анализ обширных литературных данных по этому и ряду других регионов показывают, что магнетитовый и ильменитовый типы гранитоидных комплексов существуют объективно, а определенные петрохимические и минералогические признаки позволяют однозначно их различить.

На рис.1 показано расположение магнетитовых и ильменитовых гранитоидных комплексов различного состава на территории Дальнего Востока и Северо-Востока. Как видно из данного рисунка, магнегитовые и ильменитовые гранитоидные комплексы образуют крупные области. Эти области иногда имеют обособленный характер, как, например, вул-кано-плутонические пояса, полностью сложенные магнетитовыми магматитами (в том числе и вулканитами), в других случаях накладываются друг на друга. Примером может служить Яно-Колымская складчатая область, где в конце юры-раннем мелу сформировались как ильменитовый (колымский), так и магнетитовый (басугуньинский) комплексы, а в раннем-позднем мелу - ильменитовые (янский, омсукчанский) комплексы. На рис.1 показано положение региональных магнитных аномалий (ДТ)а и главных рудных зон и районов. Как

Рис. 3 Схема размещения магнетитовых и ильмонитовых гранито-идных комплексов на территории Востока Росии

1-4-Гранитоидные комплексы: 1-2-еерхнеюрские-нижнемеловые: 1-магнетитовые: басугуньинский, уэмпяхский, каньонский, сибердикский, канчагайский, ичувиемский, раучуанский; 2-ильменитовые: колымский, хунгарийский; 3-4-нижне-верхнемеловые: 3-магнетитовые: кони-тайгоносский, мургапьский, танюрерский, вукваамский, тимки-виемский, велиткинайский, тауреранский, кавральянский провиденский, еролольский, охотский, сеймканский, ульбейский, верхнеудоминский, прибрежный, приморский; 4-ильменитовые: тенькинский, полоусненский, янский, омсукчансшй, ичаткинский, валь-кумейский, иультинский, баджальский, мяочанский, бачелазский, нижнеамурский; 5-7-рудоносныа зоны и районы: 5-с оловянным, олово-вольфрамовым, олово-полиметаллическим оруденением; 6-с золото-серебряным оруденением; 7-с золото-кварцевым и золото-сурьмяным оруденением; 8-области насыщенные немагнитными магматическими образованиями среднего-кислого состава; 9-области сильно насыщенные магнитоактивными магматическими образованиями среднего-кислого состава.

видно из рисунка, области, насыщенные и обедненные магнитоактивными магматическими образованиями среднего и кислого состава, в точности совпадают с распространением магнетитовых и ильменитовых гранитоидных комплексов соответственно. Очевидна также приуроченность существенно оловорудных зон и районов к областям развития ильменитовых гранитоидных комплексов, в то время как существенно золоторудные районы располагаются о областях развития магнетитовых гранитоидных комплексов.

К аналогичным выводам о существовании восстановленных и окисленных рудно-магматических систем пришел Л.Ф.Мишин с соавторами (Мишин, Петухова, 1990, Мишин, Романовский, 1992, Мишин, 1995). Исследования этих авторов показали, что соответствующей сопутствующим гранитоидам степенью окисленности железа обладают и комаг-матичные им'вулканиты. Различия магнетитовых и ильменитовых гранитоидных комплексов сводятся к следующему. I. Наличие значительных количеств магнетита (1500 -20 ООО г/т) в ассоциации со сфеном и ортитом в магнетитовых гранитоидах и практическое отсутствие таковых - в ильменитовых (100-200 г/т магнетита). Магнитная восприимчивость гранитоидов магнетитовых комплексов равна 300 - 1800 единиц СГС, при среднем значении 1000, ильменитовых - обычно не превышает 100 единиц СГС. 2. Величина коэффициента Ре3*/ (Ре3++Ре2+) для гранитоидов магнетитовых комплексов обычно превышает значение 0.3 и достигает 0.7-0.8, для ильменитовых гранитоидов она, как правило, равна 0.150.25 и нередко опускается до 0.1 и менее. Тем не менее ввиду проявления постмагматических процессов приведенные выше признаки не всегда позволяют однозначно разделить магнетитовые и ильменитовые гранитоиды. Более надежным критерием их различия является состав присутствующих в гранитоидах биотитов. 3. Биотиты из гранитоидов магнетитовых комплексов характеризуются низкой глиноземистостью и железистостью относительно биотитов из гранитоидов ильменитовых комплексов (Путинцев, Григорьев, 1993). Вариации глиноземистости и железистости (рис. 2) в биотитах из магнетитовых гранитоидов независимо от основности пород невелики (Ъ= 17-22%; Г=33-60%). Биотиты же из гранитоидов ильменитовых комплексов располагаются в области средней и высокой железистости и глиноземистости. При этом отмечается постоянный и весьма ощутимый рост обоих параметров при переходе от ранних наиболее основных фаз к поздним -лейкократовым.

Таким образом, разделение извесгково-щелочных и субщелочных интрузивных комплексов на два класса - ильменитовый и магнетитовый является принципиальным и может быть положено в основу их типизации. Принципиальность и необходимость их выделения определяется также тем, что с ними связаны различные типы полезных ископаемых (Попов, 1984, Мишин, Петухова, 1990, Мишин, Романовский, 1992, Мишин, 1995).

3. Образование "магнетитовых"и "ильменитовых" гранитоидных комплексов связало с условиями внедрешя и кристаллизации магм и, следовательно, с геодшшмической обстановкой формирования гршштоидов, в меньшей степени с другими факторами.

~ -о 'зо-я

Степень окнсленности железа в алюмо-силикатных расплавах зависит от многих причин. Так, максимальная степень его окисления характерна для расплавов с Д=1Я20/АЬ0^1 (Попов, 1984). Она зависит также от щелочности магм (Коржинский, 1978), их водонасыщен-ности и температуры кристаллизации (Ферштатер и др., 1978; Гилл, 1981), участия в буферных реакциях углерода (Миясиро, 1964, Уонс, 1981, Чаппея, Уайт, 1992) и тектонических условий, обусловливающих появление ильменитовых комплексов в условиях сжатия, препятствую-

Рис. 2 Дишрамма составов биотитов га .раниювдов обособлению воды в самосгоятель-

ювеспсово-щелочпых п с)ощелочных комплексов в

коорд!шатахжеле]11сгос1ь(0-глшнпсмис1ость(Ь). ную фазу, ее термической диссоциации и

1-3-фигурапгеиые точки и поля состанов биопггов удалению водорода из системы (Кзаманс-¡•раниговдных комплексов: I - магнегпгговых диорит-

■рашттовых (^приморский, 2-перхпсудомш1сюп1, 3- ки, Уонс, 1973; Дубровский, 1984).

басчиульскга), 4<инегортй5, 5-мь6а..оай1, 6- устанавливается достаточно жесткая охотсюш, 7-прибрежныи батолит Перу, 8-батолиг

Сьерра-Невада), монцошттчратгтовых (9-баргузин- зависимость составов биотитов от степени

скии, 10-коикудеро-мамаканский, 11-ннгамакитскиН, „

12-в.т.мканский), ^амосистгтчрашгсовых <13-зазнн- окисленности железа в гранитоидах (рис2).

скип, 1«рсш,сю1», 15-сютхольсюш), тоналкг-трон- Железистость и глиноземистость биотитов дьеюгговых (16-хр.Кюсга-Палау). и днориг-илашо-граютовых (17-таннуольскнй, 18-джидннский, 19-шоюшнсюш). ильменитовых: II- кор;щсритсодержащих высокоглшюземистых гранитов и 1раиодиоркгов; бяотиговых гранитов и |рало;оюр|иов (20-хунгарнГ1-схий, 21-колымский, 22-башгумбезский (Южный Памир), 23-Таилаида, 24-корнубийский батолит, 25-рудо-горский, 26-стило (Италия), 27-хатапанг (Суматра)); Ш- диорит-грагапговых (28-баджальский, 29-мяочан-скин, ЗО-татибннский, 31-бачелазскин, 32-янсюш, 33-омсукчанский, 34-иульттшааш). Г=[ре/(Ре+№^)]«100 Ь=[А1/(А1+81+1^+Ре)]. 100.

зависит от ряда интенсивных параметров и состава кристаллизующегося расплава. Как следует, из классической диаграммы Д.Уонса и Х.Югсгера (1.965), поля стабильности биотитов различной железис-тости, кристаллизующихся в ассоциации с магнетитом, ограничиваются субгоризонтальными кривыми. В этом случае железистость биотита мало зависит от температуры. При более низком парциальном давлении кислорода (ниже буфера РМО) магнетит неустойчив. В этих условиях поля стабильности биотитов различной железистости ограничиваются наклонными кривыми, и железистость биотитов определяется в первую очередь температурой. В связи с этим происходит интенсивный рост железистости биотитов из гранитоидов ильменитовых комплексов с ростом кислотности пород, то есть при уменьшении температур кристаллизации.

Полученные нами данные по термодинамическим условиям кристаллизации и петроге-незису гранитоидов свидетельствуют о том, что водонасыщенность, температура, щелочность расплавов, состав протолита оказывают незначительное влияние на окислительно-восстановительные условия их кристаллизации. Окислительно-восстановительный режим

кристаллизации в значительной степени определяется фугитивностью кислорода. Вслед за М.И.Дубровским (1984), мы предполагаем, что поставщиком кислорода в расплавы является вода, испытывающая термическую диссоциацию. По-видимому, одним из главных факторов, определяющих уровень фугитивносги кислорода в системе является скорость подъема расплава к поверхности. При значительной скорости подъема в условиях растяжения и, соответственно, быстрой декомпрессии происходит высвобождение воды в самостоятельную фазу даже при водоненасыщенности расплавов. Установленные высокие температуры большинства гранитоидных магм способствуют диссоциации воды, а условия растяжения -удалению водорода из системы, что определяет высокие значения фугитивносги кислорода. При медленном подъеме расплавов в условиях сжатия большая часть растворенной в них воды оказывается связанной в решетке водосодержащих минералов, ввиду чего фугитив-носгь кислорода поддерживается на низком уровне.

4. Среди "магнепштовых " и "ильметшювых " извеспжово-щслочпых и субщелочных гра-Iштоидпых комплексов выделяется восемь питое, различающихся по составу слагающих их пород.

Наши многолетние исследования фанерозойских гранитоидов востока России, а также анализ обширных литературных данных позволяют выделить в составе магнетитового и ильменитового классов ряд реально существующих и однозначно диагностируемых типов известково-щелочных и субщепочных гранитоидных комплексов.

Под магматическим комплексом, вслед за Ю.Б.Мариным и В.Г.Лазаренковым (1992), понимается "/дискретная совокупность или латерально-временной ряд магматических тел, близких по времени и месту образования, т.е. принадлежащих одной петрографической провинции и единому этапу магматической деятельности". Понятие тип магматических (гранитоидных) комплексов в целом отвечает понятию магматическая формация, которая по Ю.Б.Марину и В.ГЛазаренкову является "совокупностью близких по петрографическому составу магматических комплексов, образовавшихся в разных петрографических провинциях в единый или разные тектономагматические циклы".

Ильменитовые извеспеово-щелочные грашггоидиые комплексы

Среди ильменитовых выделяется три типа комплексов: высокоглипоземистый гранодио-рит-гранитовый (комплексы кордиеритсодержащих гранитоидов), нормальный (метаглино-земиапый) диорит-гранитовый и комплексы биопштовых гранитов и гранодиоритов.

Тип высокоглиноземистых кордиеритсодержащих гранодиоритов и гранитов

Этот тип гранитоидных комплексов выделяется практически всеми исследователями и является одним из своеобразнейших по своим вещественным характеристикам. Однако признаки высокоглиноземистых (5-типа) гранитов, приводимые Б.Чаппелом и А.Уайтом, не позволяют однозначно их диагностировать. В этой связи необходимым кажется введение некоторого дополнительного признака. На наш взгляд, таковым является постоянно отмечаемое всеми исследователями (Изох, 1965, Изох и др., 1967; Соболев, 1989; Загрузина,

1977; Ненахов и др., 1992, Ишихара и др., 1985 и многие другие) присутствие в этих гранитах своеобразного комплекса высокогллноземистых породообразующих и акцессорных минералов - мусковита, кордиерита, андалузита, силлиманита, корунда, граната, шпинели. Обычно этот признак рассматривается как второстепенный и не обязательный, мы же предлагаем использовать его как первоочередной.

Ярким представителем этого типа гранитоидных комплексов является изученный нами мезозойский колымский комплекс Яно-Колымской складчатой системы. Его аналоги - хун-гарийский и сандинский комплексы Сихотэ-Алинской складчатой системы, гранитоиды пояса батолитов Малайзии (Ишихара и др., 1985), башгумбезский комплекс Памира (Владимиров и др., 1987) и другие.

Массивами гранитоидов колымского комплекса, достигающими иногда размеров в несколько тыс. кмг, сложен Главный пояс колымских батолитов. Плутоны имеют простой состав и сложены, как правило, биотитовыми и двуслюдяными гранодиоритами, адамелли-тами и гранитами. Гранитоиды не сопровождаются комагматичными вулканитами. Главными петрогеохимическими их особенностями являются пересыщенность алюминием относительно щелочей и кальция, низкая степень окисленности железа, отношение Rb/Sr>l. Биотиты из гранитоидов колымского и аналогичных ему комплексов характеризуются высокой глиноземистостью и железистостью (рис.2).

Нормальный (метагпиноземистый) диорит-гранитовый тип

Данный тип известково-щелочных ильменитовых гранитоидных комплексов выделяется впервые. Ранее гранитоиды этого типа либо не различались с диорит(габбро)-гранитовыми комплексами магнетитового типа, либо относились к высокоглиноземистым.

Типичными представителями этих гранитоидов являются изученные нами мезозойские баджальский и мяочанский комплексы Хингано-Охотского вулкано-плутонического пояса. Аналогичные им по своим вещественным особенностям гранитоидные комплексы известны в пределах Сихотэ-Алинской складчатой системы (бачелазский, татибинский и др.),Яно-Колымской складчатой системы (янский, омсукчанский), Чукотской складчатой системы (иультинский) и другие.

Гранитоиды слагают крупные (до нескольких тысяч км2) плутоны сложного состава, становление которых происходило в 4-5 (иногда более) последовательных фаз с гомодром-ной последовательностью внедрения магматитов (от диоритов, редко габбро и габбро-диоритов, до лейкократовых гранитов).

Гранитоиды характеризуются рядом специфических черт. Так, темноцветные минералы в них представлены амфиболом, биотитом и пироксеном. Биотит-амфиболовая ассоциация является сквозной, и только в лейкократовых гранитах присутствует один биотит. В качестве акцессорных минералов наиболее характерны ильменит, гранат, апатит. Породы характеризуются низкими значениями коэффициента ASI (0.95-1.03). Отношение Rb/SrSl в гранитах; 1-3 - в лейкогранитах. Отношения Sr^/Sr86 низки (0.705). Биотиты из гранитоидов этого типа характеризуются значительно меньшими значениями глиноземистости сравни-

телыю с гранитоидами высокоглиноземистого типа (рис.2). Главные особенности химизма-умеренная глиноземистость и щелочность, низкая степень окисленности железа и преобладание калия над натрием в гранитах. Характерны идеальные геохимически когерентные тренды по ряду породообразующих и редких элементов (рис.4).

Тип биотитовых гранитов и граиодиоритов

По ряду вещественных характеристик эти гранитоиды очень близки высокоглиноземистому типу (А81>1.1; присутствие в некоторых массивах двуслюдяных разновидностей гранитов, иногда с андалузитом и корундом; низкая степень окисленности железа и магнитная восприимчивость). Вместе с тем, большая часть массивов сложена биотитовыми гранитами, не содержащими высокоглиноземистых минералов, а иногда и с небольшим количеством амфибола, чем они схожи с гранитами диорит-гранитовых комплексов. Эти особенности вещественного состава позволяют выделит ь их в отдельный тип.

Ярким представителем комплексов подобного типа является мезозойский комплекс биотитовых гранитов полуострова Таиланд (Ишихара и др., 1985).

Магнетотовые извеспсово-щелочные и субщелочные гранитоодные комплексы

Магнетитовые гранитоидные комплексы делятся на пять типов: диорит-гранитовый, то-напит-трондьемитовый и диорит-плагиогранитовый (известково-щелочные); граносиенит-гранитовый и моицонит-гранитовый (субщелочные).

Диорит-гранитовый тип

Типичными представителями этих комплексов являются изученные нами мезозойские охотский и сеймканский комплексы Охотско-Чуктского вулкано-плутонического пояса. Им аналогичны приморский и прибрежный комплексы Восточно-Сихотэ-Апинского вулкано-плутонического пояса, верхнеудоминский комплекс Сихотэ-Алиня, прибрежный батолит Перу, батолит Сьерра-Невада и другие.

Гранитоиды этого типа собственно и являются 1-гранитоидами по Б.Чаппелу и А.Уайту. Они слагают крупные (до нескольких тыс. км1) массивы (батолиты) в пределах окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов, присутствуют в энсиалических островных дугах (Японские острова), реже - в пределах коллизионных зон (Туркестано-Алай).

Плутоны охотского и сеймканского комплексов имеют сложный состав. Их становление происходило^в несколько (4-5) последовательных фаз с гомодромным порядком внедрения (от диоритов и габбро до лейкократовых гранитов).

Породы характеризуются амфибол-пироксен-биотитовой ассоциацией темноцветных минералов и магнетит-сфен-ортитовой — акцессорных, умеренной и низкой глиноземис-тостью, умеренной щелочностью, высокой степенью окисленности железа. Отношение 1Ш8г в гранитах 0.5-1.2, в лейкогранитов иногда больше. Отношения Бг^/Бг86 низки -0.705, в гранитах иногда до 0.710. Биотиты из гранитоидов данного типа характеризуются низкой глиноземистостью и железистостью (рис.2).

Тоналит-тропдъемитовый тип

В тоналит-трондьемитовых комплексах кислые производные представлены только трондьемитами. Массивы, размеры которых обычно невелики, имеют сложное строение. Выделяется 3-4 последовательные фазы с гомодромным порядком внедрения (от диоритов до трондьемитов). Характерна амфибол-пироксен-биотитовая ассоциация темноцветной части. Главные акцессорные минералы -магнетит и сфен. Породы характеризуются общей пониженной щелочностью, резким преобладанием №20 над К2О, низкой глиноземис-тостью, высокой степенью окисленности железа, низким отношением ЯЬ/Бг (0.1-0.3), низкими значениями первичных отношений Бг^/Бг86 (0.703-0.704). Биотиты из гранитоидов данного типа характеризуются низкой глиноземистостью и железистостью (рис.2).

Примерами могут служить кайнозойский комплекс гранитоидов хр.Юосю-Палау в Фил-липинском море (Маляренко, Леликов, 1994), сложенный рядом пород: кварцевыми диоритами, биотит-роговообманковыми тонапитами и гранодиоритами, трондьемитами и пла-гиогранитами, комплекс Уасилау-Яу-Яу на о. Новая Британия и Новая Гвинея, комплекс Спарта в Орегоне (Трондьемиты..., 1983; Ненахов и др., 1990) тоналит-гранодиоритовая серия Урала (Ферштатер, Бородина, 1975), плагиогранитовый комплекс Аиадырско-Карякской складчатой системы (Соболев, 1989) и другие.

Диорит-плагиогранитовый тип

Данные гранитоидные комплексы достаточно широко распространены и иногда слагают протяженные пояса. Они обнаруживают сходство как с гранитоидами комплексов тона-лит-трондьемитового, так и диорит-гранитового типов. Типичным представителем является изученный нами таннуольский комплекс Тувы. Аналогичны ему джидинский комплекс Забайкалья, некоторые комплексы Монголо-Охотской складчатой системы (зейско-депский, ингаглинский), Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса (нюклинская и ольская серии по Н.В Андреевой и Э.П.Изоху, 1990) и другие.

Гранитоиды таннуольского комплекса слагают часто крупные (до 10 000 км2) многофазные массивы с гомодромной последовательностью внедрения магматитов.. В составе комплекса выделяются: диориты, габбро-диориты и кварцевые диориты ранней фазы, кварцевые диориты, гранодиориты, плагиограниты, граниты главной фазы, лейкограниты и лей-коплагиограниты заключительной фазы. Диорит-плагиогранитовые комплексы отличаются от тоналит-трондьемитовых наличием среди кислых разновидностей пород нормального ряда - гранитов и лейкогранитов. Это сближает данные комплексы с диорит-гранитовыми.

Характерна амфибол-биотит-(пироксеновая) ассоциация темноцветных минералов. Главными акцессорными минералами являются магнетит и сфен. Пегрохимическими особенностями являются: пониженная общая щелочность при преобладании ЫагО над КгО для ряда разновидностей с одновременным присутствием пород нормального ряда, умеренная глиноземистость и высокая степень окисленности железа. Отношение ЯЬ/Зг< 1. Единые геохимически когерентные тренды не характерны. Биотиты из гранитоидов обладают низкой глиноземистостью и железистостью (рис.2).

Граносиенит-гранитовый тип

Типичными представителями подобных комплексов являются изученные нами палеозойские бреньский комплекс Тувы и зазинский комплекс Забайкалья.

В их состав входят субщелочные и нормальные граниты и лейкократовые граниты, реже граносиениты, слагающие крупные массивы (до нескольких тыс. км2), как правило трещинного типа. Строение массивов одно-двухфазное. При двухфазном строении лейкограниты являются более молодыми.

Главными петрографическими особенностями являются часто однополевошпатовый парагенезис, лейкократовый характер пород. Темноцветные минералы - роговая обманка и биотит, акцессорные - магнетит и сфен. Отличительными петрохимическими особенностями гранитоидов являются их повышенная общая щелочность при преобладании КгО над NazO, высокая степень окисленности железа (0.4-0.6) и высокая глиноземистость (коэффициент ASI иногда достигает значений 1.2-1.3). Отношение Rb/Sr>l. Биотиты гранитоидов низкоглиноземистые и низкожелезистые (рис.2).

Монцонит-гранитовый тип

Типичными представителями подобных комплексов являются изученные нами палеозойские витимканский, конкудеро-мамаканский, ингамакитский и баргузинский комплексы Забайкалья.

Этот тип гранитоидных комплексов может быть сопоставлен с гранитоидами латитово-го ряда по Л.В.Таусону. Гранитоиды обнаруживают сходство с породами монцонит-сиенитового, диорит-гранитового и граносиенит-гранитового типов комплексов. В их состав входят монцониты, монцодиориты, сиениты и кварцевые сиениты, иногда щелочные сиениты, гранодиориты, субщелочные кварцевые диориты, реже кварцевые диориты, субщелочные и нормальные граниты и лейкограниты при резком преобладании кислых пород.

Гранитоиды слагают часто крупные (несколько тысяч км2) массивы, образующие протяженные пояса (например, Тувино-Забайкальский плутоногенный пояс). Строение массивов различно. Одни из них могут быть сложены почти исключительно гранитами с очень небольшим количеством пород более основного состава, другие могут иметь очень сложное строение и включать различные по составу гранитоиды, связанные между собой в большинстве случаев постепенными переходами. В составе сложных массивов выделяется обычно не больше 2-3 фаз внедрения.

Характерна амфибол-биотитовая ассоциация темноцветных минералов. Главные акцессорные минералы - магнетит и сфен. Отличительной петрохимической чертой является повышенная общая щелочность при ведущей роли К.2О. Характерна высокая степень окисленности железа и умеренная глиноземистость. Отношение Rb/Sr больше 1 в гранитах и иногда значительно больше 1 в лейкогранитах. Первичные отношения Sr^/Sr*6 для пород наиболее основного и умеренно кислого состава около 0.704, для гранитов 0.706-0.712. Отмечается отсутствие единых геохимически когерентных трендов. Биотиты в этих гранитои-дах низкоглиноземистые и низкожелезистые (рис.2).

Расположение фанерозойских извесгково-шелочных и субщелочных гранитондных ком плексов на рассматриваемой территории показано на рис.3.

Рис. 3 Схема расположения известково-щелочных и субщелочных гранито-идных комплексов складчатого обрамления Сибирской платформы

1- Сибирский кратон; 2- докембрийские складчатые системы; 3- палеозойские складчатые системы; 4- мезозойские складчатые системы; 5- мезозойские окраинно-континентальные пояса; 6-12— грани-тоидные комплексы: б- тоналит-трондьемитовые и диорит-плагиогранитовые; 7-монцонит-гранитовый баргузинский комплекс; 8- монцонит-гранитовые и граносиенит-фанитовые комплексы; 9-комплексы кордиеритсодержащих высокогпиноземистых гранитов и гранодиоритов; 10- машетитовые диоримранитовые комплексы; 11- ильменитовые диорит-гранитовые комплексы; 12- границы геологических подразделений; 13- разломы.

5. Образование различных по составу известково-щелочных и субщелочных гршштоидных комплексов обусловлено, главным образом, процессами парциального плавления смешшиюго протолшпа различного состава, образованием смеси анатектического расплава и рестито-вых кристаллических фаз и последующей кристаллизациошюй дифференциацией этих "родотчалъных магм" при отделами реститовых и вновь образующихся кристаллов. Под-чинешюе значаще имеют процессы смешешы магм.

Известно, что гранитоидные комплексы известково-щелочного и субщелочного типов широко распространены в областях с континентальным типом земной коры, тогда как для океанических регионов и энсиматических островных дуг большие объемы их не характерны. Им свойственно, как правило, резкое преобладание умеренно кислых и кислых разновидностей пород при подчиненном количестве основных. Это наводит на мысль о том, что их источником является континентальная кора. Вместе с тем в составе большинства из них присутствуют диориты (монцодиориты) и даже габбро и габбро-диориты (монцониты), геолого-структурное положение и особенности вещественного состава которых не позволяют выделять их в отдельные комплексы. При этом во всех рассматриваемых комплексах отмечается гомодромная последовательность внедрения магматитов, а для некоторых из них характерны идеальные геохимически когерентные тренды по ряду породообразующих и редких элементов, близкие значения первичных отношений стронциевых изотопов и сходный характер распределения редкоземельных элементов. В этой связи можно предположить, что образование известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов связано со сложными процессами парциального плавления коры, дифференциации и смешения магм различного происхождения и состава. Характер распределения ряда породообразующих оксидов, редких и редкоземельных элементов для некоторых из изученных комплексов показан на рис.4,5,6. В табл.1 представлены результаты определения термодинамических условий кристаллизации расплавов по амфибол-биотитовым термобарометрам ЛЛ.Перчука^ (1976, 1970), учитывающим распределение М§, К, АГ" между сосуществующими биотитом и амфиболом. Температуры кристаллизации определялись также по морфологическим формам акцессорного циркона методом Дж.Пюпина (1980), по двуполево-шпатовому термобарометру М.И.Дубровского, а давления - по амфиболовым геобарометрам Дж.Хамманстрома и Е.Зена (1986), М.Джонсона и М.Рутерфорда (1988, 1989), М.Шмидта (1991). Результаты этих исследований указывают на относительно высокотемпературный и маловодный характер магм.

Приведенные на рис. 4,5,6 диаграммы показывают, что только для диоршп-гршштовых комплексов характерны четкие геохимически когерентные тренды по ряду породообразующих оксидов и редких элементов, что позволяет предположить действенность процессов кристаллизационной дифференциации при их формировании. С целью проверки данной гипотезы для баджальского диорит-гранитового комплекса Хингано-Охотского вул-кано-плутонического пояса была рассчитана трехстадийная (кварцевый диорит - грано-диорит; гранодиорит - гранит; гранит - лейкократовый гранит) количественная петрогене-тическая модель фракционирования по породообразующим оксидам и редким элементам. Расчеты показывают достаточно хорошую сходимость результатов с исходными данными (табл.2). Однако отсутствие сколько-нибудь значительных количеств основных пород в составе комплекса, а также вышеприведенные данные р распространенности гранитоидов в областях с континентальным типом коры не позволяют предполагать, что родоначальны-ми для данных комплексов были мантийные магмы. В связи с установленной маловод-

Табл. 1 Средние параметры состава сосуществующих биотитов и амфиболов (рассчитанные по формульным коэффициентам) в граннтоцдных комплексах и тсмодиламические условия их формирования.

Комплекс Порода Хм«« КаЛ1 хкю т°с Р*. РН20 ЮОг

охотский диорит 0.52 0.62 0.8 0.61 800 3 1 16

охотский КВ. ДИОрНГ 0.48 0.56 0.68 0.63 800 4 2 17

охотский граноднор1гг 0.48 0.57 0.74 0.61 750 3 2 17

охотский грашгг 0.45 0.55 0.33 0.62 800 3.5 1.5 16.5

охотский лейкмрашгг 0.48 0.57 0.17 0.63 750 4 3 17.25

бачслазский гранодиориг 0.51 0.39 0.29 0.58 800 1.5 0.75 15

бачслазский ■ранит 0.52 0.45 0.8 0.62 700 3.5 3 17.25

бачслазский лсГжограшгг 0.56 0.49 0.25 0.62 750 3.5 2 17

мяочапский днор1гг 0.52 0.38 0.3 0.54 >800 I 03 14

мяочанскнй КВ. Д|10р1ГГ 0.51 0.41 2 0.53 800 1 0.5 15

мяочапский ¡рашгг 0.51 0.36 _ 0.65 >800 6 1.5 17

вшимканский кв.монцод11орит 0.45 0.57 0.1 0.66 800 6 2 17

витимканскнй гратгг 0.61 0.65 1.1 0.61 700 3 I 16.5

штшканскнй ленкофашгг 0.64 0.50 0.20 0.62 550 4 _ _

таниуольский диориг 0.5 0.62 4 0.61 800 2 0.75 16

таннуольский гранодиориг 0.48 0.57 1 0.59 800 2 0.75 16

таииуольский 1ра1пгг 0.50 0.53 0.3 0.6 680 2 2 17

таниуольский плапюграшгт 0.48 0.6 2.5 0.59 800 2 0.75 16

Примечание: Хм,=М^(М8+Ре+Мп+Т1); Кл^Хл^ВУХл^АтГ; Хль"=Лрт/(АГ'1+Ре+К^+Мп+'П);

^КгО^' а=К/(К+Ыа) в формульных единицах. Давлешю а кбар.

ностью и высокотемпературностью расплавов, мы предполагаем, что наиболее реальным механизмом формирования родоначальных магм является дегидратационное плавление нижнекорового протолита. Согласно экспериментальным данным (Патино Доус, 1994), такой протолит может сосгять из смеси пород базальтового (возможно, амфиболитов) и пелитового или (и) гранодиоритового (тоналитового) составов (возможно, тоналитовых или биотитовых гнейсов). Возможно также, что плавление пелитового протолита происходило в результате внедрения на нижнекоровый уровень базальтовых расплавов. Смешение образовавшихся магм с базальтовыми обусловливало появление "родоначальных" расплавов диоритового состава, представлявших собой смесь расплавной и реститовых фаз. Последующая дифференциация с отделением реститовых и вновь образующихся кристаллических фаз обусловили формирование всего разнообразия пород комплекса.

Характер распределения породообразующих оксидов и редких элементов в гранитоидах мощонит-граттювого витимканского комплекса (рис.5) свидетельствует о том, что вся

к2о

эю2

50 55 60 65 70 75 80 • баджальский комплекс ш мяочанский комплекс

300 250 200 150 100 50 О

I ■ ■ ' ■ I ■ ■ ■ ■ Н ™ I .... I .... I

50 55 60 65 70 75 80 8Ю»

• баджальский комплекс в мяочанский комплекс

5 N¡>>0

1

о

50 55 60 65 70 75 80®'°' I баджшъский юмпленс ■ мяочанский юмплею

400 300 200 100 о

50 55 60 65 70 75 ВО31^

• бвдгальсм« кмтпас ■ мятгнэшгсмщек:

10

1

1_а Са Рг N<1 Бт Ей Б(1 ТЬ Оу Ег Тт УЬ |л

Рис. 4. Характер распределение некоторых породообразующих оксидов, редких и редкоземельных элементов в гранитоидах мяочанского и баджаль-ского комплексов

Совр-

Рис. 5 Характер распределение некоторых породообразующих оксидов и редких элеме!ггов в граш!-тоидах витимканского комплекса. 1-Амаидаксыш массив; 2-Огаринекий массив; З-Марсктаискии массив.

70 ЭЮ, 75

250 200 150 100 50 0

600

•

500 $г * . • •

400 •

300 • •

• • •

200 •

100 % •

• •

0

75 5|°! 80

О диорит

• гранодиорит

о плагмогранит

-■ л ейхоплагхофв та-

~ \ * ле й*о гранит -

Рис. 6 Характер распределения некоторых породообразующих оксидов, редких и редкоземельных элементов в гранитоидах таннуольского комплекса. Залитые значки - Дургеновский массив; неза-литые - комплекс в целом.

1а Се Рг N¡1 Эт Ей ОН ТЬ Оу Ег Тт У6 1-й

Табл. 2 Расчет баланса масс в трсхстадшшой модели фракционной кристаллизации грашгго-идов баджальского комплекса

1 стадия: II стадия: III стадия:

кварцевый диорит - гранодиорит гранодиорит- гранит гранит - лейкогранит

исходным расплав исходный расплав исходный расплав

Элемент набл рассч ошибка набл рассч ошибка набл рассч ошибка

вЮ г,

масс.% 60.97 61.10 -0.13 66.18 66.17 0.01 71.14 71.11 0.03

ТЮг 0.67 0.40 0.27 0.48 0.57 -0.09 0.49 0.36 0.13

МгО, 16.04 16.00 0.04 15.67 15.60 0.07 13.65 13.76 -0.11

ЯеО/ 6.45 6.44 0.01 4.20 4.33 -0.13 3.46 3.22 0.24

МпО 0.11 0.07 0.04 0.07 0.08 -0.01 0.07 0.05 0.02

МдО 3.10 3.03 0.07 1.69 1.40 0.29 0.81 1.25 -0.44

Са О 5.53 5.50 0.03 4.0В 4.10 -0.02 2.33 2.19 0.14

Мз20 3.03 2.85 0.18 2.99 3.00 -0.01 3.31 3.29 0.02

к2о 2.76 2.54 0.22 3.50 3.34 0.16 3.73 4.05 -0.32

РгО* 0.17 0.12 0.05 0.16 0.09 0.07 0.12 0.01 0.11

Сумма квадратов

остатков (г2): 0.182 0.145 0.416

Степень

дифференциации (Н 26 20 23

Пропорции минералов в кристалпизате:

Амфибол 17.4 23.1

Плагиоклаз 38.0 63.4 57.7

Кпинопироксен 28.0 - -

Гранат 34.0 - -

Биотит - 19.2 19.2

гранодиорит гранит лейкогранит

Элемент набл рассч набл рассч набл рассч с апа-

ЯЬ.г/т 141 135 209 161 206 244 титом

Бг 257 275 193 177 93 115

Ва 740 800 565 625 321 467

Сг 39 66 11 24 8 7

N1 - - 11 12 6 14

V - - 43 63 13 20

и 31 31 32 36 17.7 39 21

Се 60 50 63 71 38 77 44

N<1 22 24 20 23 17 20 16

Бт 5.1 5.1 5.1 4.9 3.6 4.5 3.1

Ей 1.1 1.2 0.74 0.9 0.31 0.57 0.23

УЬ 2.5 0.4 4 2.3 2.1 3.4 1.7

1.и 0.3 0.02 0.26 0.3 0.18 0.24 0.17

гамма пород не могла образоваться путем кристаллизационной дифференциации единой родоначальной магмы. Однако, как видно из приведенных диаграмм, образование грани-тоидов нормального ряда может быть связано с дифференциацией диоритовых расплавов, тогда как субщелочных разновидностей - монцонитовых. Кроме того существуют и некоторые промежуточные разновидности гранитоидов, которые могли бы образоваться при смешении этих контрастных по составу магм.

Как показали расчеты, формирование известково-щелочных разновидностей гранитои-дов комплекса вполне удовлетворительно описывается процессом дифференциации магм, отвечающим по составу кварцевым диоритам. При расчете дифференциации расплавов монцонитового состава получена значительная ошибка вычислений, которая не позволяет предполагать, что данный процесс был ведущим при образовании сиенитов. Моделирование процессов формирования промежуточных по составу пород показывает, что кварцевые монцодиориты могли образоваться при смешении 90% гранодиоритового и 10% монцонитового расплавов.

Предполагается, что образование магм диоритового или кварцево-диоритового состава, связано с процессом дегидратационного плавления метапелит-тоналитового протолита. Подъем расплава совместно с реститовыми фазами обеспечит формирование последовательных дифференциатов от кварцевых диоритов до лейкогранитов. Одновременное внедрение расплавов щелочных габброидов обусловливает появление высокощеяочных пород и гранитоидов промежуточного состава при смешении магм. На гетерогенность источников магмообразования для монцонитоидов с одной стороны и гранитоидов - с другой указывают и данные по изучению стронциевых изотопных систем. По данным А.Г. Рублева и др. (1979), Г.А.Муриной и др. (1978), отношение "Sr/^Sr для кварцевых монцонитов Чи-выркуйского массива составляет 0.704 - 0.705, в для гранитов - 0.706 - 0.708.

Образование гранитоидов гршюсиашт-граншповых комплексов в связи с отсутствием в их составе предшествующих более мафических пород, очевидно, связано с процессом парциального плавления корового субстрата. Высокие температуры расплавов и их водонена-сыщенность указывают на процесс дегидратационного плавления. Согласно экспериментальные данным (Скирлай и др., 1993) плавление тоналитовых гнейсов и метапелитов приводит к появлению кислых высокоглиноземистых и высококалиевых расплавов. Отсутствие в составе гранитов высокоглиноземистых минералов и низкие значения первичных отношений стронциевых изотопов предполагают плагиогнейсовый состав протолита.

Для диорит-люгиогршшпювых комплексов не отмечается единых геохимически когерентных трендов (рис.6). Возможно, образование пород нормального ряда с одной стороны и пониженной калиевой щелочности - с другой связано с различными характером процессов дифференциации родоначальных диоритовых магм. Расчеты моделей фракционирования для гранитоидов таннуольского комплекса показали, что этот процесс плохо согласуется с данными об эволюции химического и редкоэлементного состава пород. Предполагается, что образование гранитоидов таннуольского комплекса связано с процессом парциальногЬ плавления резко неоднородного по составу протолита. Эксперименты показывают (Вольф, Уайли, 1993, Рушмер, 1991 и др.), что дегидратационное парциальное плавление амфиболитов приводит к появлению пюшиштовых и трондьемшповых расплавов. Формирование остальных гранитоидов вероятно связано с плавлением плагиогейсо-вых и метапелитовых протолитов (ввиду присутствия относительно высококалиевых гранитоидов). Однако смешение магм и раздельное плавление протолитов обеспечивало огромное разнообразие составов расплавов.

Практически все исследователи согласны с тем, что высокоглиноземистые граниты образуются в результате парциального плавления метаосадочных пород. Это подтверждается наличием в этих гранитах метапелитовых ксенолитов с андалузитом, кордиеритом, силлиманитом, гранатом (Владимиров и др., 1987). Однако, вопреки недавнему мнению (Винклер, 1979) о том, что парциальное плавление корового субстрата в отсутствии свободной воды не имеет большого пегрогенетического значения, последние экспериментальные исследования (например, Клеменс, Вельзеуф, 1987), а также данные о высокотемпера-турности и маловодности расплавов (Владимиров и др., 1987), ответственных за образование высокоглиноземистых гранитов, показывают, что их формирование происходило при дегидратационном плавлении метапелитов.

Таким образом ведущим при образовании гранитоидов известково-щелочного и субщелочного типов, по-видимому, был процесс дегидратационного парциального плавления корового протолита различного (в том числе комплексного) состава с последующей дифференциацией образованных расплавов при отделении реститовых и вновь образованных кристаллических фаз. Подчиненное значение имели процессы смешения магм.

6. Известково-щелочиыс и субщелочные гршштоидиые комплексы формируются в различных геодшшмических обстановках: островодуж/тй, окраитю-кошпииешпалыюй, коллизиоший и внутршштшой, при этом определяющее влияние на воз1шкающий тип породных ассоциаций оказывает состав существующей в этих условиях земгюй коры. В связи с этим возникает глобальная зависимость между составом грагштоидных комплексов и геодшишинеской обстановкой их формирования.

Согласно папеогеодинамическим реконструкциям (Беличенко и др., 1994; Гордиенко, 1987; Берзин и др., 1994; Парфенов, 1984; Натальин и др., 1994; Натальин, Фор, 1991; На-тальин, 1991; Борукаев, Натальин, 1994; Тильман, Натапов, 1989 и др.) фанерозойская история геологического развития рассматриваемого региона связана с эволюцией трех океанических бассейнов: Палеоазиатского, Монголо-Охотского и Палеопацифики. В истории развития каждого из них выделяются демиссионная, осгроводужная и коллизионная стадии. Широкое развитие известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов характерно для двух последних. Кроме того, очень интенсивно проявлен гранитоидный магматизм в периоды тектоно-магматической активизации. Геологические данные показывают, что существует глобальная зависимость состава гранитоидов от геодинамической обстановки их формирования. Так, для островодужной обстановки более, чем для других, характерны тоналит-трондьемитовые комплексы, в областях тектоно-магматической активизации формируются субщелочные монцонит-гранитовые и граносиенит-гранитовые комплексы, для окраинно-континентальной обстановки более характерны магнетитовые, реже ильменитовые диорит-гранитовые комплексы, а в коллизионной обстановке чаще, чем в других, формируются комплексы высокоглиноземистых гранитов и диорит-гранитовые комплексы ильменитового типа. Однако названные типы комплексов могут формироваться иногда и в других геодинамических обстановках.

Причины указанных закономерностей, по видимому, кроются в том, что существует определенная зависимость состава протолита и формирующихся мантийных магм от геодинамической обстановки. Иными словами, влияние геодинамических обстановок на состав гранитоидных комплексов определяется по преимуществу составом протолитов, свойственных этим геодинамическим обстановкам, а также типом формирующихся мантийных магм. Так, образование тоналитов и плагиогранитов связано с парциальным плавлением амфиболитового протолита или протолита, представленного породами основного состава. Такие субстраты наиболее характерны для осгроводужной обстановки (океаническая кора). С другой стороны, присутствие подобных гранитоидов в других геодинамических режимах свидетельствует только о том, что плавлению подвергался протолит соответствующего состава. Хорошим примером таких комплексов может служить береинский комплекс Монголо-Охотской складчатой системы, образование которого явно не связано с осгроводужной обстановкой, а происходило по крайней мере в коллизионную стадию развития территории или даже во внутриплитной обстановке.

Высокоглиноземисгые граниты образуются при плавлении метапелитового протолита, что обусловливает их появление в местах его широкого развития, независимо от геодинамической обстановки. При этом необходимым условием является химическая изоляция коры и отсутствие взаимодействия образующихся расплавов с мантийными магмами. Это условие реализуется достаточно редко. Наиболее благоприятными для образования таких комплексов являются области пассивных континентальных палеоокраин с большими мощностями метатерригенных отложений, не содержащих вулканогенных пород среднего и основного состава, и коллизионная геодинамическая обстановка. Наращивание мощности коры при коллизионных процессах может привести, во-первых, к изоляции метатерригенных толщ, а во-вторых, к их парциальному плавлению по диссипативному механизму (Попов, 1977). Хорошим примером такого типа комплексов является колымский комплекс Яно-Колымской системы.

Для появления диорит-гранитовых комплексов наиболее благоприятны окраинно-континентальные регионы и энсиалические островные дуги, так как их образование, вероятно, происходит в результате плавления смешанного амфиболит-метапелитового протолита или при взаимодействии образованных при парциальном плавлении метапелитов магм с базальтовыми расплавами. Именно такие составы протолитов и мантийных магм можно ожидать в окраинно-континентальных обстановках и в пределах энсиалических островных дуг. •

Образование монцонит-гранитовых комплексов связано, очевидно, с дегидратационным плавлением тоналитового (± метапелитового) протолита и взаимодействием образовавшихся магм со щелочнобазальтовыми расплавами. Известно, что появление щелочных разновидностей базальтов наиболее характерно для внутриплитных обстановок. По-видимому, здесь же присутствует древняя тоналитовая кора (протокора). Парциальное плавление последней (± метапелиты) продуцирует высококалиевые и высокоглиноземистые

расплавы (Скирлай и др., 1993), которые при взаимодействии с щелочнобазальтовыми магмами формируют монцонит-гранитовые комплексы.

Образование диорит-плагиогранитовых комплексов связано, вероятно, с очень сложными процессами парциального плавления комплексного протолита. При этом, судя по составу пород и их взаимоотношениям, плавлению подвергались различные (изолированные друг от друга) области коры, неодинаковые по своему составу. Присутствие столь сложного протолита в области магмогенерации может быть обусловлено начальной стадией коллизии, в процессе которой происходит аккреция микроконтинентальных блоков и островных дуг различного типа.

Появление не свойственных данной геодинамической обстановке гранитоидных комплексов обусловлено тем, что в одной и той же геодинамической обстановке могут присутствовать различные протолиты.

Заключение

Представленные в работе данные показывают, что известково-щелочные и субщелочные гранитоиды распадаются на два крупных класса "магнетитовый'1 и "ильменитовый", в составе которых выделяются следующие комплексы: диорит-гранитовые, монцонит-гранитовые, диорит-плагиогранитовые, тоналит-трондьемитовые, граносиенит-гранито-вые (магнетитовые); диорит-гранитовые, комплексы высокоглиноземистых (кордиерит-содержащих) гранитов и гранодиоритов, комплексы биотитовых гранитов и гранодиори-тов (ильменитовые). Различия в степени окисленности железа и составе железо-магнезиальных силикатов гранитоидов обусловлены в большей степени условиями становления массивов и кристаллизации магм, тогда как вещественные различия гранитоидных комплексов определяются условиями генерации расплавов.

Исследования показали, что выделенные гранитоидные комплексы формируются в результате парциального плавления различных по составу протолитов: высокоглиноземистые - метапелитовых; тоналит-трондьемитовые - амфиболитовых; граносиенит-гранито-вые - плагиогнейсовых; диорит-гранитовые - смешанных амфиболит (андезит, андезиба-зальт)-метапелитовых (с примерно равными пропорциями этих пород), комплексы биотитовых гранитов возникают при плавлении смешанного метапелит-амфиболитового протолита с резким преобладанием первого; диорит-плагиогранитовые комплексы, напротив, образуются при плавлении преобладающих амфиболитов в ассоциации с метапелитами и, возможно, плагиогнейсами; наконец, монцонит-гранитовые комплексы обязаны своим происхождением плавлению плагиогнейс-пелитового протолита и взаимодействию образовавшихся расплавов с расплавами щелочных базальтоидов. Формирование разнообразных пород, входящих в состав выделенных комплексов обусловлено последующей дифференциацией "родоначальных расплавов" при фракционировании реститовых и вновь образованных кристаллических фаз и с процессами смешения магм.

Изучение геодинамических обстановок формирования и петрогенезиса известково-щелочных и субщелочных гранитоидных комплексов показывает, что разнообразные их

типы могут формироваться в различных геодинамических обстановках, а состав определяется составом протолита, подвергающегося плавлению и составом мантийных магм, взаимодействующих с образованными расплавами. При этом существует глобальная зависимость состава гранитоидных комплексов от геодинамической обстановки, обусловленная определенной зависимостью от последней состава протолита и мантийных расплавов.

Основные публикация

1. Интрузивные формации Кивалгинской очаговой структуры (Примагаданский отрезок Охотско-Чукотского вулканогенного пояса) // Магматизм и металлогения Дальнего Востока. Владивосток, 1982. С. 44-46. (соавторы Б.К.Михайлов, Г.Н.Буренкова)

2. Новые данные о возрасте точерской свиты (Витимское плоскогорье) // Биостратиграфия геолкарте-50, Иркутск, 1986. С. 49-50. (соавторы М.В.Федоров, И.Н.Тихомиров, Н.М.Петросян, В.В.Старченко).

3. Геохимические типы поздднепалеозойских гранитоидов Витимского плоскогорья // Доклады АН СССР, т. 296, № 1, 1987. С. 182-185. (соавтор М.В.Федоров)

4. Расчленение и корреляция средне-позднепалеозойских интрузий западного сектора БАМ для целей крупномасштабного геологического картирования // Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л., 1987. С. 153-156. (соавторы М.В.Федоров, И.Н.Тихомиров)

5. Гранитоиды эпохи позднепалеозойской активизации Витимского плоскогорья И Изв. АН СССР, Сер. геол. № 4, 1989. С. 35-43. (соавтор М.В.Федоров)

6. Разработать и внедрить схему расчленения и корреляции палеозойских гранитоидных комплексов северной части Байкальской горной области с оценкой металлогенического потенциала // Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л., 1989. С. 47-50. (соавторы М.В.Федоров, И.Н.Тихомиров)

7. К вопросу о происхождении орогенных гранитоидных серий II Доклады АН СССР, т. 321, № 1,1991. С. 167-170.

8. Контрастные типы гранитоидных серий активных конитнентальных окраин Дальнего Востока СССР//Тектоника и магматизм. Ч. 1,1991. С. 127-129. (соавтор А.В.Путинцев).

9. Совершенствование методики изучения орогенно-магматических образований Баджало-Комсомольского полигона на основе структурных и петрологических методов исследования для целей крупномасштабного прогноза // Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л., 1991. С. 61-66. (соавторы Н.И.Степанов, А.В.Путинцев).

10. Генезис гранитоидов как индикатор геодинамических режимов активной континентальной окраины. // Гранитоиды складчатых областей. СПб. 1993. С. 61-71. (соавтор А.В.Путинцев)

11. Состав биотитов из гранитов и петрогенетическая типизация орогенных гранитоидных серий. // Записки ВМО, Ч. СХХН, № 4,1993. С. 18-33. (соавтор А.В.Путинцев).

12. Производственные опытно-мегодические работы по методике реконструкций палеогео-динамических обстановок проявления и типизации гранитоидных серий орогенных зон для целей обеспечения ГСР-50/200 (на примере мезокайнозойского магматизма Дальнего Ео-

стока)// Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л., 1994. С. 39-40. (соавторы А.В.Пугинцев, Е.Б.Григорьева, Н.А.Останькович, Е.Я.Длуголенская).

13. Магматические ассоциации и рудоносность средиино-океанических хребтов и океанических островных дуг. СПб, 1994.68 с. (соавторы Н.Ф.Шинкарев, Л.В.Григорьева)

14. Происхождение орогенных диорит-гранитовых комплексов Сихотэ-Алинской складчатой системы // Магматизм и геодинамика. Кн. 2. Уфа, 1995. С. 51-52.

15. Взаимосвязь эффузивного и интрузивного магматизма (на примере баджальской вулка-но-плутон и ческой ассоциации северо-западного Сихотэ-Алиня) // Вестник СПбГУ, сер. 7, вып. 4 (Ns 28), 1995. С. 18-25.

16. Вулканы, вулканические процессы и вулканиты. СПб, из-во СПбГУ, 1995.95 с.

17. Мезозойские и кайнозойские островодужные граиитоидные комплексы Дальнего Востока // Магматизм и геодинамика. Кн. 1. Уфа, 1995. С. 235-236. (соавтор Н.Ф.Шинкарев)

18. Магматические ассоциации и рудоносность активных континентальных окраин и зон коллизии. СПб, 1995. 120 с. (соавторы Н.Ф.Шинкарев, Л.В.Григорьева)

19. Особенности вещественного состава позднемезозойских гранитоидов Баджальского и Комсомольского рудных районов, их петрогенезис и связь с оруденением II Региональная геология и металлогения. JS* 6,1996. С. 117-129.

20. Известково-щелочные фанерозойские интрузивные серии складчатого обрамления Сибирской платформы, их происхождение и геодинамическая позиция. // Закономерности эволюции земной коры. Т. 2, СПб, 1996. С. 63.

21.Новые данные по геохимии оловоносных диорит-гранитовых серий северного Сихотэ-Алиня и их петро генетическая интерпретация //Доклады РАН, т. 35, № 2, 1996. С. 245-248.

22. Проблемы типизации и геодинамической интерпретации гранитоидов известково-щелочных серий // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. М., 1996. С. 7-8.

23. Взаимосвязь субщелочных и известково-щелочных гранитоидов в комплексах сложного состава (на примере витимканского комплекса Байкальской горной области) // Закономерности эволюции земной коры. Т. 2, СПб, 1996. С. 64. (соавторы Ю.А.Караваева, А.В.Нейман)

24.Магматические образования Баджальской вулкано-тектонической структуры и связь эффузивного и интрузивного магматизма II Проблемы магматической и метаморфической петрологии. М., 1996. С. 8-9. (соавтор К.А.Пшеничный)

25. Количественные модели образования Баджальской вулкано-плутонической ассоциации II Закономерности эволюции земной коры. Т. 2, СПб, 1996. С. 65. (соавтор К А.Пшеничный).

26. Магматические ассоциации и рудоносность горячих пятен Земли. СПб, 1996. 100 с. (соавторы Н.Ф.Шинкарев, Л.В.Григорьева)

27. Quantitative model of volcanic and plutonic rock formation in Badjal structure, Khabarovsk area, Russia // Volcanic activity and the environment. Puerto Vallarta, Mexico, January, 1997. P. 125. (C.A.Pshenichny).