Классификация магматических серий по тектоническим обстановкам

Лекция №3

Окраины плит

Внутриплитные

Субдукцион-

ные зоны

Океани-

ческие хребты

Океаничес-

кие

Континентальные

Океаничес-

кие острова

Рифты

Кратоны

Коллизион-ные зоны

Толеитовая

Известково-щелочная

Толеито-вая

Толеитовая

Щелочная

(бимодальная)

Бимодаль-ные

толеитовая и щелочная

Щелочная бимодальная

Известково-щелочная

 

 

Мультиэлементные диаграммы

Для базальтов обычно используются диаграммы двух типов, нормированные по примитивной мантии и NMORB. В любом случае элементы располагаются в порядке от высоко несовместимых к умеренно несовместимым и совместитым, от наиболее мобильных к наиболее инертным и в порядке групп: LILE, HFSE, LREE, MREE, HREE, переходные металлы (для мантийной нормировки). Такие диаграммы имеют преимущества перед другими типами диаграмм:

1. делают возможным прямое сравнение петрогенных и редких элементов с близкой совместимостью (например, K-La, K-Rb, P-Nd, Ti-Sm, Al-Sc),

2. выявляют связь HFSE и REE близкой совместимости (Nb(Ta)-La, Zr-Sm) и т.д.

3. позволяют анализировать распределение сразу широкого круга элементов.

LILE являются чувствительными к изменениям и поэтому обычно не используются на геохимических дискриминантных диаграммах. Мультиэлементные диаграммы также используются для оценки мобильности-немобильности отдельных элементов и групп элементов.

Всякой попытке интерпретации данных на мультиэлементной диаграмме должна предшествовать оценка степени перераспределения элементов при наложенных постмагматических процессах, а также за счет контаминации коровым материалом. Мерой степени мобильности элементов служит ионный потенциал Картледжа, равный отношению заряда к ионному радиусу. Элементы с умеренными величинами ионного потенциала относительно менее мобильны, чем с низким и высоким ионным потенциалом. Ионный потенциал HFSE и РЗЭ выше, чем у щелочных и щелочноземельных элементов, но ниже, чем у неметаллов. Общим правилом является, что Th, Nb, Ta, Zr, Hf, Ti менее мобильны, чем LREE. Инертность HFSE, Th, Ti сопоставима с HREE при низком до умеренного отношении вода/порода при гидротермальных процессах на морском дне или низкоградном региональном метаморфизме. Такие элементы как Cs, Rb, Ba, K, Na, Li весьма мобильны и образуют крайне неправильные распределения на мультиэлементных диаграммах, в отличие от плавных кривых для свежих MORB.

Коровая контаминация мантийных магм выявляется по одновременному обеднению Nb (Ta), P, Eu, Ti, и она сама может служить индикаторным признаком, поскольку не может наблюдаться для базальтов океанических бассейнов.

Базальты океанических хребтов - дивергентные границы плит

Характерны низкие содержания K₂O (<0,3%). Большинство являются оливин-нормативными с Mg=55-65. Большинство MORB обеднены LILE (K, Rb, Cs, Sr, Ba, U), LREE и имеют высокие ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и низкие ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,702-0,704), что согласуется с образованием из деплетированного мантийного источника. Содержания несовместимых элементов и изотопные отношения в MORB изменяются вдоль хребтов и от океана к океану. Отчасти это может объясняться различием в степени плавления, фракционной кристаллизацией или смешением, но главным образом определяется вариациями состава деплетированного источника, разной степенью его обогащения несовместимыми элементами. Подразделяются на: деплетированные NMORB, недеплетированные TMORB (переходные) и слабо обогащенные EMORB разности.

 Судя по экспериментальным данным, MORB образуются при 10-20% плавлении верхнемантийных источников на глубине 50-85 км, при этом образуются оливин-нормативные толеитовые магмы. Многие MORB являются толеитами или кварцнормативными толеитами, что обусловлено фракционной кристаллизацией вдоль оливин-плагиоклазовой котектики в малоглубинных камерах при низком давлении (< 10 кбар). Распределение редких элементов и изотопные отношения согласуются с такой моделью.

1. Являются ли MORB первичными выплавками из мантии или образуются в результате фракционирования первичных расплавов. Мантийный оливие имеет содержание форстерита 90-92%, расплав равновесный с нисм должен иметь атомное отношение Mg/(Mg+Fe2+) около 0,72. Средний Mg# MORB составляет 59, наиболее примитивные MORB имеют Mg#=70.

2. Важнейший процесс, контролирующий состав MORB, это фракционная кристаллизация. Основные кристаллизующиеся фазы это оливин, авгитовый клинопироксен, кальциевый плагиоклаз и шпинель. Скорость спрединга связана со скоростью пополнения магматической камеры. Базальты быстро спрединговых хребтов обычно более фракционированные (Mg#=53), чем медленно спрединговых (Mg#=57).

3. Второй фактор, который контролирует состав MORB это степень и глубина плавления. Чтобы исключить одновременное влияние фракционной кристаллизации, и вычленить только зависимость от процесса образования первичного расплава, принята процедура нормализации. MORB из каждого сегмента СОХ образуют индивидуальные тренды распределения петрогенных элементов относительно MgO, которые отражают процессы фракционной кристаллизации различных первичных расплавов. В целях сопоставления пород различных серий принято определять концентрации различных петрогенных элементов соответствующие содержанию MgO=8%, то есть соответсвующие одной и той же степени фракционной кристаллизации. Клейном и Лангмюром было показано, что средние составы коррелируют с глубиной оси хребта. Сопоставление с экспериментальными данными по плавлению перидотитов показало, что для объяснения различий в составе расплавов необходимо привлекать изменение в давлении при образовании расплава и в степени плавления. Например, содержание Na²O контролируется только степенью плавления. Содержание FeO практически не зависит от степени плавления, а определяется давлением при образовании расплава. Содержание FeO увеличивается с ростом давления и мало изменяется при фракционной кристаллизации.

4. Ключевым фактором, определяющим состав расплавов, вероятно, является мантийная температура, так как оно контролирует и степень плавления, и среднюю глубину плавления. Малоглубинные сегменты СОХ перекрывют относительно горячую мантию. Горячая мантия пересекает солидус на больших глубинах и подвергается ьольшей степени плавления. Горячая мантия менее плотная и более плавучая, поэтому хребты над горячей мантией более приподняты. Холодная мантия будет плавиться на меньшей глубине и степень плавления меньше. По данным Клейна и Лангмюра для объяснения вариаций в составе MORB необходимы вариации в степени плавления 8-20% и в давлении от 5 до 16 кбар, различия в температуре должны составлять около 250^оС.

Внутриплитные магмы включают базальты дна (океанических плато, симаунтов и океанических островов), континентальных рифтов и кратонов.

Проявлены в двух главных тектонических обстановках: океанические острова и континентальные рифты. На океанических островах присутствуют и толеитовые, и щелочные вулканиты, но первые значительно преобладают. В обеих сериях базальты преобладают над средними и кислыми породами. Могут наблюдаться вариации состава магм во времени, например, Гавайско-Императорская цепь островов, ранние вулканиты представлены оливиновыми толеитами, за ними в большом объеме следуют железистые кварцевые толеиты, и завершают вулканизм малые объемы щелочных базальтов и их дифференциатов.

В целом характеризуются широкими вариациями петрогенных элементов, но большинство имеет относительно низкий Mg (40-60) и низкие содержания Ni, что предполагает большую степень кристаллизационного фракционирования оливина и пироксенов, чем для MORB. Варьирующие и высокие SiO₂ и K₂O могут для некоторых платобазальтов частично отражать контаминацию пород континентальной коры.

Океанические плато и симаунты

Океанические плато это большие магматические провинции во внутриокеанической обстановке. Они могут быть результатом взаимодействия плюма со спрединговым центром (как в случае Исландии) или просто действия плюма (примером является плато Онтонг-Ява, часть тихоокеанского суперплюма). Для базальтов плато Онтонг-Ява характерно недеплетированное распределение РЗЭ и субгоризонтальный спектр на мультиэлементной диграмме, нормированной по примитивной мантии, за исключением щелочных и щелочноземельных металлов, что указывает на недеплетированный мантийный источник. Для плато Кергулен характерны недеплетированные до сильно обогащенных распределения редких элементов. С привлечением данных изотопной геохимии установлено, что магмы, ассоциирующие с деятельностью плюмов во внутриокеанической обстановке представлены производными разнообразных: недеплетированных или обогащенных мантийных резервуаров или их смесью. Симаунты, представляющие собой маленькие подводные вулканические центры, рассматриваются как производные малоглубинных плюмов. Для них также характерны вариации от деплетированных, через недеплетированные до обогащенных мантийных резервуаров.

Базальты океанических островов, также как и континентальных рифтов обогащены LILE, LREE, HFSE в сравнении с MORB. Наиболее отчетливо обогащенность Nb (Ta) проявлена на мультиэлементных диаграммах, нормированных по NMORB, а также всеми этими группами при нормировании по примитивной мантии. При этом характерны отчетливо проявленные минимумы на K, P. Изотопные отношения Sr: 0,702-0,706 для OIB и 0,703-0,710 для CRB (континентальные рифтовые базальты). Все это указывает на обогащенные мантийные источники для внутриплитных базальтов.

Внутриплитные базальты, обогащенные LILE, LREE, HFSE требуют одного или более источников, обогащенных несовместимыми элементами относительно источника NMORB. Для внутриплитных вулканитов предполагаются большие глубины образования и меньшие объемы магм. В зависимости от степени плавления образуются толеиты (>25%) или щелочные базальты (<15%), очень малые степени плавления могут объяснить сильное обогащение несовместимыми элементами щелочных базальтов.

Субдукционно-связанные магмы

В отличие от WPB и MORB, островодужные базальты обычно кварц-нормативные. Они характеризуются SiO₂ (45-53%), Al₂O₃ (16-20%) и имеют низкий TiO₂ (1%). Величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для океанических дуг 0,702-0,705; для окраинно-континентальных - 0,703-0,710., что отражает различный вклад континентального корового материала. Наиболее типичная черта островодужных базальтов это обедненность Nb (Ta) относительно LILE и LREE. Среди них выделяются толеитовые (IAB) и известково-щелочные базальты (CABI, CABM). Первые типичны для незрелых океанических островных дуг и обладают умеренным обогащением LILE, слабой Nb-Ta аномалией и нефракционированным распределением РЗЭ и HFSE относительно NMORB. Они также отличаются от NMORB по низкому содержанию Ni и Cr. CABI и CABM (окраинно-континентальные (энсиалические) дуги и активные континентальные окраины) имеют большее обогащение LILE и увеличивающуюся Nb-Ta аномалию, а также все более отчетливое фракционирование LREE относительно HREE (повышенное La/Yb). Андезиты и более кислые вулканиты имеют распределения редких элементов подобные ассоциирующим с ними базальтам, но с влиянием процессов фракционной кристаллизации, то есть ростом содержания некогерентнных элементов

Имеются два основных источника определяющих состав островодужных магм: мантийный клин и субдукционный компонент. Мантийный клин может быть деплетированным, недеплетированным или обогащенным относительно MORB. Это отчетливо определяется по наклону левой части линии, проходящей через HREE, MREE, Zr, Hf, Nb (если только эти элементы ведут себя консервативно, то есть не перераспределяются в процессах плавления субдуцирующей базальтовой плиты). Таким образом, в формировании субдукционно-связанных магм могут принимать участие разнообразные мантийные источники, но преимущественно DM и EMII.

В качестве субдукционного компонента выступают водные флюиды и/или расплавы, отделяющиеся от субдуцирующего слэба. В зависимости от поведения в процессах дегидратации и/или частичного плавления слэба элементы делятся на консервативные и неконсервативные, в соответствии с их ионным радиусом и величинами коэффициентов распределения мантия/расплав или мантия/флюид. При дегидратации слэба Nb, Zr, Hf, Ti и HREE ведут себя консервативно и, следовательно, лежат на линии, определяющей состав мантийного клина. Высоко или умеренно неконсервативные элементы (Cs, Rb, Ba, K, Pb, Sr, U, Th, LREE) обогащают мантийный клин за счет воздействия флюидов из дегидратирующегося слэба, что определяет аномалии над базовой линией. Если термальные условия приводят к плавлению слэба, тогда Nb, Zr, Hf могут стать неконсервативными и дают положительные аномалии над базовой линией, экстраполированной от Ti.

Островодужные вулканиты имеют некоторые черты петрогенезиса отличные от MORB. Низкие содержания TiO₂ и быстрое снижение CaO/Al₂O₃ при уменьшении Mg предполагают фракционирование оливина, клинопироксена и магнетита в мало-среднеглубинных камерах, тогда как для MORB главными фракционирующими фазами являются оливин и плагиоклаз. В пользу фракционирования магнетита свидетельствует то, что островодужные толеиты не обнаруживают сильно обогащения железом, характерного для MORB. Фракционная кристаллизация приводит к образованию дифференцированных породных серий от основных до кислых, генетическая связь которых подтверждается сходством в распределении несовместимых элементов и изотопных отношениях. Давнюю проблему представляет тесная ассоциация толеитовых и известково-щелочных вулканитов в пределах одной островодужной системы. Это возможно, так как мафические конечные члены этих серий геохимически практически неотличимы, и обе серии могут иметь один и тот же мантийный источник, а различие между сериями проявляется по более эволюционировавшим членам и обусловлено оно особенностями фракционной кристаллизации. Толеитовая серия кристаллизуется на малых глубинах в относительно сухих условиях и при высоких температурах, минорная кристаллизация магнетита приводит к тренду с умеренным обогащением железом. Редкость средних и кислых членов серии может быть следствием быстрой транспортировки магмы на поверхность. С другой стороны, известково-щелочные магмы, по-видимому, фракционируют в более глубинных камерах и при большем содержании Н₂О, о чем свидетельствует присутствие водных фенокристов, кристаллизация магнетита подавляет обогащение железом. Таким образом, различия в глубине кристаллизации и содержании Н₂О могут приводить к существованию двух магматических серий в островодужных системах.

Кроме того, состав островодужных магм, особенно в отношении LILE и LREE, зависит от того, попадают ли в область плавления субдуцированные пелагические или континентальные терригенные осадки и в каком количестве. Оценка вклада этих компонентов может быть сделана на основании аномалий Eu и Ce в осадках. Отсутствие Eu аномалии в основных и средних вулканитах предполагает максимальный вклад континентальных терригенных осадков, с характерным Eu минимумом, на уровне 10%. Так как пелагические осадки имеют отчетливую Ce аномалию, их вклад в источник вулканитов не может превышать 1%. В тоже время изотопные данные по Sr, Pb, Nd допускают больший вклад терригенных осадков в островодужные магмы. Данные по радиогенному ¹⁰Be, накапливающихся в морской воде и затем пелагических осадках, также свидетельствуют о малом вкладе пелагических осадков в источник субдукционных вулканитов. В целом, геохимические и изотопные данные указывают не различный, но малый до пренебрежимо малого, вклад субдуцированных осадков в островодужные магмы.

Пространственные и временные вариации составов в островных дугах

Геохимические исследования показывают, что магматические породы островных дуг варьируют по составу в пространстве и во времени. Уже давно установлено, что некоторые островодужные вулканиты обнаруживают рост LILE и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr с увеличением глубины до зоны субдукции (или расстояния от трога). Это изменение составов известно как полярность островных дуг, она хорошо проявлена и установлена для Японских островов. Из-за того, что многие или возможно большинство дуг не обнаруживают полярности составов, линейная зависимость между LILE и глубиной субдукционной зоны не может быть использована для определения полярности древних субдукционных зон, если она не подтверждена другими данными. Островодужные вулканиты могут проявлять латеральные вариации изменения составов вдоль дуги, как, например, в случае дуги Сунда-Банда, где установлено прогрессивное увеличение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Геохимические исследования предполагают, что дуга может быть разделена на четыре сегмента, границы которых коррелируют с тектоническим положением..

Некоторые океанические дуги, по-видимому, обнаруживают геохимическую эволюцию во времени. Лучшим примером является дуга Фиджи, где наиболее ранние вулканиты относительно деплетированы LILE, а более поздние имеют умеренное обогащение LILE и сильное обеднение субдукционным компонентом. Большинство океанических дуг не проявляют такой простой эволюции.

Задуговые бассейны

Задуговые базальты описаны, главным образом, из окраинных бассейнов Тихого океана. Они развиваются в различных тектонических обстановках от внутриокеанических (Марианская дуга) до континентальных (Южно-Китайское море). Типичным является вулканический пояс Рокас Вердес в Южных Андах, который не редко рассматривается как модель формирования архейских ЗКП. Наиболее ранние базальты, образующиеся при континентальном утонении представлены обогащенными LILE разностями, тогда как поздние аналогичны образовавшимся из NMORB источников.

В целом, базальты задуговых бассейнов имеют тенденцию обладать составами промежуточными между NMORB-подобными и островодужными толеитами, а также присутствуют и эти конечные члены. Высокое содержание Н₂О подавляет фракционирование плагиоклаза, что приводит к увеличению содержания Al₂O₃ и сдерживает накопление Fe₂O₃ и TiO₂. Соответственно, хотя Fe₂O₃ и TiO₂ относительно MgO образуют тренды очень похожие на MORB, тренды часто смешены к более низким содержанием Fe₂O₃ и TiO₂, подобно островодужным базальтам.

 Детальные исследования таких типичных задуговых бассейнов, как бассейн Лау и другие привели к представлению о том, что нет такого особого типа магм, как задуговые. В этой обстановке образуются MORB, островодужные базальты и все переходные между ними разности. Кроме того, все различные типы магм могут извергаться практически одновременно в задуговой обстановке и могут перемежаться. Например, из хребта Валу Фа из двух проявлений базальты обнаруживают деплетирование LREE одновременно с обогащением щелочными элементами и обладают Sr-Nd, Pb-Pb, Sr-Pb изотопными характеристиками, которые перекрывают типичные для пород дуги Тонга и MORB.

 

Лекция N 5

ГЕОХИМИЯ ГРАНИТОИДОВ

Все современные геохимические и петрологические классификации гранитоидов предполагают существование трех типов гранитоидов, образующихся за счет разных источников.

Три главные петрогенетические группы гранитоидов включают:

1. коровые гранитоиды,

2. гибридные гранитоиды смешанного, корово-мантийного происхождения,

3. «мантийные» гранитоиды.

Коровые гранитоиды образуются путем плавления корового сиалического материала вследствие утолщения континентальной коры в орогенических поясах. Верхняя мантия может давать материал в гибридные гранитоиды и, несомненно, является источником тепла необходимого для плавления основания коры, она также дает толчок к различным процессам взаимодействия между коровым и мантийным компонентами. Собственно мантийные гранитоиды образуются главным образом при крайнем фракционировании верхнемантийных расплавов, а также путем плавления метабазитов.

Химизм главных элементов отражает петрогенезис трех контрастных групп гранитоидов. На основании классификации Шенда, коровые гранитоиды являются известково-щелочными и пералюминиевыми, гранитоиды смешанного происхождения - известково-щелочными метаалюминиевыми, тогда как мантийные гранитоиды - преимущественно щелочные или толеитовые (метаалюминиевые).

Б.Барбарин попытался сопоставить различные классификации гранитоидов, что отражено в следующей таблице.

Широко известной за рубежом является классификация Чаппела и Уайта, продолженная и дополненная Коллинзом и Валеном. В ней выделяется 4 типа гранитоидов: S-, I-, M-, A-граниты. Более 20 лет назад (1974 г.) Чаппел и Уайт ввели понятия о S- и I-гранитах, основываясь на том, что состав гранитов отражает материал их источника. Последующие классификации также в основном придерживаются этого принципа.

· S- (sedimentary) –продукты плавления метаосадочных субстратов,

· I - (igneous) – продукты плавления метамагматических субстратов,

· M - (mantle) – дифференциаты толеит-базальтовых магм,

· А - (anorogenic) –продукты плавления нижнекоровых гранулитов или дифференциаты щелочно-базальтоидных магм.

Различие в составе источников S- и I-гранитов устанавливаются по их геохимии, минералогии и составу включений. Различие источников предполагает и различие уровней генерации расплавов: S -–супракрустальный верхнекоровый уровень, I – инфракрустальный более глубинный и не редко более мафический. В геохимическом отношении S и I-граниты имеют близкие содержания большинства петрогненных и редких элементов, но есть и существенные различия. S –граниты относительно обеднены CaO, Na₂O, Sr, но имеют более высокие концентрации K₂O и Rb, чем I-граниты. Эти различия обусловлены тем, что источник S-гранитов прошел стадию выветривания и осадочной дифференциации. К M–типу относятся граниты, являющиеся конечным дифференциатом толеит-базальтовой магмы или продуктом плавления метатолеитового источника. Они широко известны под названием океанических плагиогранитов и характерны для современных зон СОХ и древних офиолитов. Понятие А-гранитов было введено Эби. Им показано, что они варьируют по составу от субщелочных кварцевых сиенитов до щелочных гранитов с щелочными темноцветами, резко обогащены некогерентными элементами, особенно HFSE. По условиям образования могут быть разделены на две группы. Первая, характерная для океанических островов и континентальных рифтов, представляет собой продукт дифференциации щелочно-базальтовой магмы. Вторая, включает внутриплитные плутоны, не связанные непосредственно с рифтогенезом, а приуроченные к горячим точкам. Происхождение этой группы связывают с плавлением нижних частей континентальной коры под влиянием дополнительного источника тепла. Экспериментально показано, что при плавлении тоналитовых гнейсов при Р~10 кбар образуется обогащенный фтором расплав по петрогенным компонентам сходный с А-гранитами и гранулитовый (пироксенсодержащий) рестит.

Редкоэлементный состав и другие характеристики гранитоидов.

Тип гранитов

M

I

S

A

Состав

Плагиограниты

Преобладают тоналиты и гранодиориты

Лейкограниты

Высококалие-вые граниты и сиениты

Характерные минералы

Hb, Bi, Cpx

Hb, Bi, Mgt, Sph

Bi, Cord, Mu, Gar, Ilm, Mon

Bi, Mgt, alk Amph

Ксенолиты

не характерны

Мафические

Метаосадочные реститы

не характерны

A/CNK

<0,6

0,5-1,1

>1,1

0,9-1,1

Тектонические обстановки

СОХ, задуговые бассейны

Островные дуги, коллизионные

Коллизионные

Континент. рифты, анорогенные

Источник

NMORB

IAB, CAB, граувакки

Метаосадки

OIB, нижняя коры

CaO

 

3.78

2.49

 

Na2O

 

2.95

2.20

 

K2O

1.26

3.4

3.96

4.65

Sr

Rb

17.5

Ba

Th

Nb

1.3

Ce

Zr

Ti

0.49

0.43

0.48

0.26

Y

K/Rb

Rb/Sr

0.06

0.61

1.81

3.52

Ce+Zr+Y

Наиболее известной у нас в стране является геохимическая классификация Л.В.Таусона, которая учитывает генетические особенности гранитоидов и особо была нацелена на выявление связи гранитоидов с оруденением.

Л.В.Таусоном рассматривается три пути образования гранитных магм:

1. палингенное плавление вещества континентальной коры (доминируют),

2. дифференциация магм основного или среднего состава, имеющих мантийное происхождение,

3. ультраметаморфизм и гранитизация пород кристаллического основания континентальной коры.

Среди гранитоидов, образующихся при палингенном плавлении коровых субстратов выделяются четыре типа:

1. палингенные известково-щелочные гранитоиды.

2. плюмазитовые редкометалльные лейкограниты.

3. палингенные щелочные гранитоиды.

4. редкометалльные щелочные граниты.

Выделение основано на двух генетических принципах:

1) подразделение на известково-щелочную и щелочную серии обусловлено различием в степени метаморфизма корового магмообразующего субстрата: первые формируются за счет слабометаморфизованных осадочных пород, а вторые – более высокометаморфизованных субстратов;

2) проявление дифференциации первичных палингенных магм в абиссальных условиях и внедрение в виде гипабиссальных интрузий: известково-щелочные магма – плюмазитовые редкометалльные граниты, щелочные – щелочные редкометалльные граниты.

Граниты мантийного происхождения (производные базальтоидных магм) делятся на:

1. плагиограниты толеитового ряда,

2. гранитоиды андезитового ряда,

3. гранитоиды латитового (монцонитового) ряда,

4. агпаитовые редкометалльные граниты.

Каждый из типов является производным соответствующих мантийных магм: толеитовых, андезитовых, латитовых и щелочных оливин-базальтовых.

Ультраметаморфические, преимущественно автохтонные, образуются при селективном плавлении глубокометаморфизованного сиалического материала в глубинных зонах континентальной коры, в составе отчетливо проявлена связь с субстратом.

Эле-мент

Толеитовые

Анде-зито-вые

Лати-товые

Агпаитовые редко-металльные

Палингенные известщелоч.

Плю-мази

товые редко-метал.

Палингенные щелочные

Редко-металльные щелоч-ные

Ультраметаморфические

K

0.26

2.0

3.5

3.6

3.3

3.9

4.1

3.8

4.6

F

0.015

0.07

0.08

0.2

0.08

0.27

0.05

0.09

0.018

Li

Rb

Sr

Ba

Sn

2.8

Nb

2.4

 

 

 

Ta

0.4

0.4

 

18.5

2.9

1.4

 

 

Zr

 

 

K/Rb

Ba/Rb

5.5

0.15

0.4

F(Li+Rb)

(Sr+Ba)

От мантийных гранитов к коровым устанавливается рост содержания некогерентных элементов, такая же тенденция отмечается с ростом щелочности расплавов. Для субщелочных латитовых гранитоидов характерно обогащение Ba и Sr. Для коровых типов увеличение содержания некогерентных элементов связано и со степенью дифференциации первичных расплавов. Л.В.Таусоном по сути не выделяются гранитоиды смешанного происхождения, из выделенных им типов в эту категорию попадают андезитовые, латитовые и некоторая часть палингенных гранитов нормальной и повышенной щелочности.

Лекция

Геодинамические обстановки образования гранитоидов

Океанические спрединговые обстановки

Преимущественно плагиогранитоиды М-типа, они являются метаалюминиевыми и относятся к толеитовой серии. Характеризуются минимальными концентрациями некогерентных редких элементов, положительными значениями εNd и низкими отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Островные дуги

Ядерные части островодужных систем сложены гранитными батолитами, что установлено в глубоко эродированных дугах. Такие батолиты, состоящие из многочисленных плутонов, изменяются по составу от диоритов до гранитов, часто доминируют гранодиориты и тоналиты. Островодужные граниты варьируют по тектоническому положению от океанических до континентальных и по составу от толеитовых через доминирующие известково-щелочные до шошонитовых (латитовых). Одни крайние члены характерны для примитивных океанических дуг, другие для активных континентальных окраин.

Сильно варьируют по химизму главных элементов. Островодужные граниты относятся преимущественно к I или M-типу и включают метаалюминиевые до слабо пералюминиевых. Граниты M-типа (плагиограниты) встречаются во многих офиолитах и вероятно образуются в незрелых океанических дугах. Они образуются при фракционной кристаллизации толеитовых базальтовых магм или при плавлении метабазитов. I- граниты обычно метаглиноземистые с преобладанием тоналитов или гранодиоритов, они являются типичными для большинства субдукционных систем. Островодужные граниты обогащены LILE и обнаруживают заметную Ta-Nb аномалию. В большинстве гранитов также проявлены отрицательные Sr, P и Ti аномалии.

Очень высокие изотопные отношения Sr, Pb и низкие Nd в некоторых кислых вулканитах и гранитных батолитах окраинно-континентальных дуг и активных окраин, типа Анд, позволяют предполагать, что эти магмы образовались либо при парциальном плавлении континентальной коры, либо при большой степени контаминации веществом значительно более древней континентальной коры. Несовместимые элементы, особенно LILE, которыми сильно обогащены эти породы, свидетельствуют о том, что главный компонент их источника коровый.

Субдукционная компонента (обедненность Тa-Nb относительно LILE) в островодужных кислых породах должна быть унаследована от их источников. Поскольку континентальная кора имеет субдукционную компоненту, ей должны обладать и образующиеся из нее магмы.

Внутриплитные обстановки

Кислые породы в этих обстановках представлены так называемыми анорогенными (А-типа) гранитами. В сравнении с гранитами океанических хребтов и островных дуг (M и I- типы), внутриплитные граниты обогащены РЗЭ и HFSE и не обнаруживают субдукционной компоненты на мультиэлементных спектрах. Они также, как правило, имеют высокое первичное ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и резко обеднены Sr, P, Ti в сравнении с большинством других гранитов.

Редкоэлементный и изотопный состав А-гранитов согласуется с образованием путем плавления коровых источников или, в некоторых случаях, путем фракционной кристаллизации внутриплитных базальтов. В любом случае их внутриплитная компонента свидетельствует о том, что они являются производными обогащенных мантийных источников. Их резкое обеднение Sr, P, Ti может быть связано с фракционной кристаллизацией с удалением полевых шпатов (Sr), апатита (Р) и магнетит-ильменита (Ti).

Коллизионные обстановки

 В коллизионных поясах магматические породы представлены, главным образом, известково-щелочными гранитными плутонами. Коллизионные граниты включают пред-, син- и постколлизионные типы. Пред- и постколлизионные это главным образом I-граниты. Пост-коллизионные граниты резко секущие, а по составу преимущественно тоналиты до гранодиоритов. Синколлизионные обычно лейкограниты, проявляющие преимущественно черты S-гранитов. В частности, они обычно перглиноземистые и нередко содержат мусковит с или без биотита, может присутствовать также турмалин. Содержание SiO₂ в лейкогранитах обычно превышает 70%. Они образуются на коровых уровнях, там, где формируются анатектические мигматиты.

Коллизионные граниты обычно обнаруживают обеднение Nb и Ta при нормировании по MORB. Отличительными для большинства коллизионных гранитов являются распределения Rb, Ta, Hf, Y, Yb, Nb. Островодужные граниты деплетированы Та и Nb, коллизионные - относительно обеднены Hf, а внутриплитные - имеют относительно низкие содержания Rb и высокие Hf, Y, Yb, Nb. Кроме того, коллизионные граниты имеют очень высокое ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (до 0,8) и высокие величины ¹⁸О, что указывает на коровое происхождение.

Предколлизионные граниты I-типа, вероятно, формируются при фракционной кристаллизации основных магм, образованных из мантии до коллизии. Распределение изотопов и редких элементов в синколлизионных гранитах указывает, что они являются, главным образом, продуктами парциального плавления метаосадочных субстратов коры. Образующиеся расплавы, обогащены Rb, F, B (иногда Та), которые переносятся флюидной фазой, и обеднены Y, HREE и HFSE, которые остаются в рестите от плавления. Пост-коллизионные граниты по изотопным и геохимическим характеристикам сходны с предколлизионными.

Дискриминантные диаграммы для гранитоидов

Через 10 лет после Чаппела и Уайта Дж.Пирс с соавторами рассмотрели связь между химическим составом и тектоническим положением гранитов. Ими было показано на обширном эмпирическом материале, что граниты различных геодинамических обстановок имеют различные редкоэлементные характеристики. В тоже время основным фактором, определяющим состав гранитоидов, является состав их источника, а не тектоническая обстановка. Соответственно, предложенные ими диаграммы дают скорее области составов источников и тектонические условия их образования, а не геодинамические режимы гранитообразования. Но, по их мнению, для синколлизионных, островодужных, внутриплитных гранитоидов и плагиогранитов океанических хребтов источники и тектонические режимы обнаруживают явную корреляцию между собой. Пирс определял граниты в широком смысле “как плутонические породы, содержащие более 5% кварца”. Он выделял типы гранитов океанических хребтов, островных дуг, внутриплитные и коллизионные, каждая категория подразделяется и далее. Предварительное исследование распределения редких элементов относительно SiO₂ выявило, что Y, Yb, Rb, Ba, K, Nb, Ta, Ce, Sm, Zr, Hf являются наиболее эффективными для разделения гранитов из различных геодинамических обстановок. Эти компоненты были использованы Пирсом в двух сериях дискриминационных диаграмм для классификации их тектонических обстановок.

Диаграммы основанные на вариациях Rb-Y-Nb и Rb-Yb-Ta

Из этого ряда элементов Rb, Y (Yb), Nb (Ta) были выбраны, как наиболее эффективные дискриминаторы между главными типами гранитоидов: океанических хребтов (ORG), внутриплитными (WPG), вулканических дуг (VAG) и синколлизионными (syn-COLG). Пост-орогенные граниты и одна из групп гранитов океанических хребтов - супрасубдукционных зон, преддуговых бассейнов - дают более сомнительный результат. Посторогенные граниты не могут быть отделены от островодужных и синколлизионных гранитов на этих диаграммах, но они могут быть определены на диаграмме Hf-Rb-Ta. Супрасубдукционные граниты успешно могут быть выделены только тогда, когда имеются геологические свидетельства океанической обстановки. Затем они могут быть идентифицированы на диаграмме Nb-Y по их более низкому содержанию Y.

Диаграммы Rb - (Y+Nb) и Rb - (Yb+Ta)

Диаграмма Rb - (Y+Nb) наиболее эффективна для разделения син-коллизионных и островодужных гранитов. На ней отчетливо выделяются также внутриплитные граниты и породы океанических хребтов. Аналогична ей диаграмма Rb - (Yb+Ta).

Диаграммы,основанные на вариациях Hf-Rb-Ta

Модификация этой диаграммы для расширения поля коллизионных гранитов использует координаты: Hf, Rb*30, Ta*3, и позволяет сделать эту группу отчетливо выделяемой, а также подразделяет ее на пост- и синколлизионный типы. Наряду с ними выделяются поля островодужных и внутриплитных гранитов.

Мера зрелости дуги для островодужных гранитов

Броан установил, что с увеличением зрелости, островодужные граниты обогащаются Rb, Th, U, Ta, Nb, Hf, Y и обедняются Ba, Sr, P, Zr, Ti. Показано, что на бивариантной диаграмме Rb/Zr относительно Nb или Y проявляется положительная корреляция с ростом этих величин с увеличением зрелости островной дуги.

Дискуссия

Как и все дискриминационные диаграммы, диаграммы для гранитов не могут быть использованы без анализа мобильности элементов и влияния фракционной кристаллизации. Например, Rb, используемый в ряде диаграмм, является очень мобильным под влиянием гидротермальных флюидов. Rb может быть использован потому, что эффект мобильности менее проявлен в породах гранитоидного состава, чем в основных, и граниты обычно менее изменены. Однако, примеры мобильности Rb известны, в этих случаях очевидны ошибочные результаты. Пирс рассмотрел эффект фракционной кристаллизации в гранитах и показал, что результат аккумуляции плагиоклаза может смещать граниты из внутриплитного и океанического полей в островодужное на Nb-Y и Rb-(Y+Nb) диаграммах. Аналогично, островодужные и коллизионные граниты могут смещаться в поля внутриплитных и океанических гранитов вследствие аккумуляции ферромагнезиальных и минорных фаз.

Детальный анализ возможности применения основной дискриминантной диаграммы Пирса выполнен Форстером, Тишендорфом и Трамблом на основании расширенной базы данных.

Граниты океанических хребтов (спрединговых зон)

Среди них они вслед за Пирсом выделяют две группы:

А) несвязанные с зонами субдукции (нормальных и аномальных хребтов),

Б) связанные с субдукцией (супрасубдукционные зоны, задуговый спрединг).

Хорошо выделяются и отчетливо размещаются в поле ORG океанические граниты офиолитовых комплексов только не связанные с зонами субдукции (первая группа). Вторая группа практически неотличима от островодужных и размещается в поле VAG. «Настоящие» океанические граниты, формируются путем дифференциации расплавов типа MORB, и поэтому их составы ограничены низким содержанием Rb и относительно высоким Y+Nb. Для связанных с субдукцией характерно пониженное Y+Nb и повышенный и варьирующий Rb. Пониженный Nb унаследован от источника, так как островодужные базальты обеднены этим компонентом, а высокий и варьирующий Rb обусловлен влиянием континентальной коры.

Островные дуги

Гранитоиды океанических дуг все без исключения располагаются в поле VAG в нижней его части, в переходных дугах породы обладают повышенными концентрациями Rb и приближаются к границе с COLG, однако, ни один из образцов не попадает в поле WPG. Наибольшее разнообразие наблюдается в континентальных дугах. Сложность этой обстановки определяется развитием наряду с субдукционным магматизмом, магматизма связанного с коллизией дуга-дуга или дуга-континент. Магматизм охватывает огромные пространства в различных по составу коровых сегментах. Происходит наложение в пространстве и во времени, перекрытие островодужного, задугового, рифтогенного и коллизионного магматизма. Хотя большинство располагается в поле VAG, имеются перекрытия с WPG и COLG. Собственно субдукционные граниты располагаются без исключения в поле VAG, но с удалением вглубь континента происходит смешение к границе с COLG. Такие граниты обнаруживают свойства S-гранитов за счет вовлечение в плавление метаосадочных субстратов. Отчасти это может быть связано с влиянием дифференциации, этот эффект может быть минимизирован при использовании наименее дифференцированных разностей, близких к первичным расплавам. Но в значительной части перекрытие может быть обусловлено характером источника, так смешение в поле COLG связано с плавлением коровых пелитовых субстратов. Это яркий пример ведущей роли источника, а не тектонической обстановки.

Значительную проблему представляет распознавание обстановок задугового растяжения. Если раскрывающийся бассейн накладывается на древние островодужные породы, граниты обнаруживают свойства VAG (унаследование состава источника). Если растяжение происходит на удалении от дуги на континенте, происходит смешение гранитов в поле WPG, а при пелитовом источнике – COLG.

Внутриплитные обстановки

Внутриплитные гранитоиды, формирующиеся в океанических обстановках, приурочены к полю WPG. Те, что располагаются на континентальной коре, могут размещаться в различных полях. Граниты, ассоциирующие с платобазальтовыми плюмовыми провинциями или с главным рифтингом, и значительно оторванные от основных орогенических событий, проявляют свойства WPG. В этом случае дифференциация не приводит к искажениям, так как они не пересекают границы полей. Гранитоиды, образующиеся в обстановках растяжения и тесно ассоциирующие в пространстве или во времени с конвергентными окраинами могут попадать в поля WPG и VAG, или редко – COLG, в зависимости от природы источника. В этом случае вероятно пересечение границ полей при дифференциации. Для этих обстановок вероятны ошибочные интерпретации при использовании только геохимических данных.

Коллизионные обстановки

В обстановках континентальной коллизии формируется определенный тип гранитоидов, а именно высоко эволюционировавшие, пералюминиевые граниты с высоким содержанием Rb и других литофильных элементов и умеренным содержанием HFSE, таких как Nb и Y. Менее эволюционировавшие граниты также многочисленны и обычно попадают в поле VAG. В тоже время высокоэволюционировавшие пералюминиевые граниты не ограничены только коллизионными обстановками, но могут формироваться и на активных окраинах при наличии соответствующих источников.

Синколлизионные граниты могут быть приурочены к полю VAG, вследствие менее зрелых пород источника (унаследование островодужных свойств источника) или низкого уровня дифференциации. Более редки признаки WPG, потому что это требует вклада мантийного компонента, что затруднено при коровом утолщении. В тоже время переутолщенная кора не стабильна, и поэтому в постколлизионной обстановке при гравитационном коллапсе возможно проникновение мантийных расплавов, следовательно и связанные с ними граниты приобретают свойства WPG. Вместе с тем, постколлизионные щелочные и высоко калиевые известково-щелочные I-граниты могут иметь и свойства VAG и COLG.

В целом интерпретации для коллизионных обстановок сложны и не однозначны, необходима дополнительная информация о стадии коллизионного процесса, наличии в источнике островодужных пород и др. Только геохимические данные не редко дают ошибочные результаты.

Лекция N 7

Геохимия пегматитового процесса

Первая наиболее детальная классификация пегматитов принадлежит А.Е.Ферсману, в ней пегматиты разделены в соответствии с температурами образования на геофазы. Ферсман полагал, что пегматиты образуются из особого пегматитового расплава, представляющего собой остаток от кристаллизации гранитной магмы, который обогащен летучими и редкими литофильными элементами.

Классификация пегматитов по А.Е.Ферсману

Фаза

Темпера-

тура

Тип пегматитов

Стадия

A

 

>800

 

Магматическая

B

 

 

 

C

Пегматитовая

Iобычные

II с редкими элементами

Пегматитовая

D

Пегматиодная

III борофтористые

 

E

 

 

IV фторберилиевые

Пневматолитовая

F

Надкритическая

V натрово-литиевые

 

G

 

 

VIмарганцево-фосфатные

 

H

Высокая терма

VII фторалюминиевые

(криолитовые)

Гидротермальная

 

Исследованиями 40-60-х годов показано, что в гранитных пегматитах любого состава начало кристаллизации характеризуется близкими температурами порядка 550-600оС; в ранних минералах обнаружены стекловатые расплавные включения, свидетельствующие о магматическом состоянии минералообразующей среды, а заключительные фазы процесса приходятся на Т около 300оС. Таким образом, существенных различий по температуре образования между разными типами пегматитов не устанавливается.

В тоже время выявилась отчетливая корреляция между типом минерализации пегматитов и фацией (фациальной серией) метаморфизма вмещающих пород, то есть связь типов пегматитов с давлением и глубиной. Первая классификация, построенная на этом принципе, была разработана А.И.Гинзбургом и Г.Г.Родионовым.

Глубина

Тип пегматитов

> 8 км

Редкоземельные (ортитовые, монацитовые)

5-8 км

слюдоносные

4-5 км

редкометалльные

2-4 км

хрусталеносные

 

Величины глубин были получены по данным геологического картирования. Это стало началом формационного подхода к классификации пегматитов.

Позднее было показано, что формирование пегматитов происходит при избыточном относительно литостатического внутреннем давлении. И по современным данным главный фактор специализации пегматитов и основа для выделения их типов это давление. Оценки давления сделаны по термобарогеохимическим данным (по включениям жидкой углекислоты).

Классификация пегматитов по Б.М.Шмакину, В.М.Макагону.

Группа формация

Р, кбар

Минерагенические формации

Фации метаморфизма

Высоких давлений

5-8

Уран-редкоземельные

Слюдоносные:

мусковитовые

редкометалльно-мусковитовые

Гранулитовая

Амфиболитовая (дистен-силлиманитовая

Эпидот-амфиболитовая и амфиболитовая (наложение типов)

Умеренных давлений

2-5

Редкометалльные:

сподуменовые

петалитовые

Амфиболитовая и эпидот-амфиболитовая (андалузит-силлиманитовая

Низких давлений

1-2

Миароловые

Ниобий-иттриевые

Зеленосланцевая

наложенный щелочной метасоматоз в условиях низких давлений

От первой формации к третьей понижается роль метаморфического фактора и повышается - магматического.

За ранним этапом формирования первичных минеральных парагенезисов пегматитов следует послемагматический метасоматический этап. В большинстве случаев послемагматические преобразования в пегматитах вызваны наложенными растворами. Процессы последовательно замещения первичных парагенезисов определяются режимом щелочно-кислотности растворов, и их последовательность соответствует волне кислотности-щелочности, предложенной Д.С.Коржинским. По минеральным ассоциациям выделяются стадии и соответствующие зоны в пегматитах:

Стадии послемагматического замещения

Зона в пегматитовых телах

Ранняя щелочная

Апографическая микроклиновая

Кислотная:

возрастающей кислотности

максимальной кислотности

 

Кварц-мусковитовый комплекс

Кварцевое ядро

Поздняя щелочная

Участки альбитизации и растворения кварца

 

Ранней щелочной стадии соответствуют наиболее ранние процессы биотитизации и микроклинизации, происходит замещение плагиоклаза микроклином, перекристаллизация ранних калишпатов, образование или собирательная перекристаллизация биотита. Стадия возрастания кислотности обычно проявляется в гидролизе полевых шпатов с образованием кварц-мусковитового агрегата или кварц-мусковит-плагиоклазового замещающего комплекса. Переход к этой стадии сопровождается развитием акцессорной минерализации, при этом источником фемических компонентов и редких элементов является биотит. На стадии максимальной кислотности все ранее образованные ассоциации подвергаются замещению кварцем, сначала замещается микроклин и биотит, а затем мусковит и плагиоклаз. Поздняя щелочная стадия характеризуется развитием кварц-альбитового агрегата.

В составе пегматитовых жил разных формаций различна роль первичных парагенезисов и замещающих комплексов. Для уран-редкоземельных пегматитов высоко давления процессы постмагматического замещения не характерны. В слюдоносных пегматитах широко проявлены кварц-мусковитовое и кварцевое замещение. Наиболее характерные процессы это мусковитизация биотита и гидролиз (кварц-мусковитовое замещение) полевых шпатов. Альбитизация проявлена слабо. В редкометалльных пегматитах умеренных давлений широко распространены кварц-мусковит-альбитовый и кварц-альбитовый замещающие комплексы. В формациях низких давлений наиболее развит процесс альбитизации.

Распределение элементов-примесей в пегматитах и их минералах определяется главным образом геохимической связью с петрогенными аналогами. Но структура минерала-хозяина создает лишь возможность для вхождения примеси, которая используется в зависимости от термодинамической обстановки и концентрации элементов в минералообразующей среде. В зависимости от этих факторов каждая последующая перекристаллизация приводит либо к повышению концентрации элементов примесей в минералах, либо, напротив, к самоочищению минералов. Содержания рассеянных элементов в пегматитах в целом зависят от количества в них минералов-носителей и концентраторов.

Геохимия пегматитов различных типов

Редкоземельные пегматиты

При образовании важна роль углекислоты и фтора, предпочтительно концентрируют трехвалентные катионы – РЗЭ (в форме акцессорных минералов) и двухвалентные катионы.

Мусковитовые пегматиты

Ход метаморфических процессов, в том числе формирование пегматитов, в значительной мере определяется содержанием летучих компонентов в исходных породах. Наиболее важными летучими являются углекислота и вода, что способствует широкому развитию в ПГ слюд. Среди них выделяются первично магматические - плагиоклаз-микроклиновые и первично метаморфические - биотит-плагиоклазовые. От первых ко вторым снижается содержание К2О и растет Na2O. В зонах мусковитизации первых содержание К2О уменьшается (вынос при гидролизе кпш), а последних - увеличивается (захват выносимого К слюдой).

Одни элементы содержатся в мусковитовых ПГ в избытке в сравнении с вмещающими породами, они предположительно привносятся извне в зону гранито- и пегматитообразования, это K, Ba, Sr, Rb, Cs. Контактовые ореолы инъекционных магматических жил обогащены ими. Другие элементы, напротив, в более высоких концентрациях присутствуют во вмещающих породах - это РЗЭ, Li, Zn, Nb, F, Cl. Заимствование этих элементов из вмещающих пород происходит на позднем, послемагматическом этапе, когда идет активный обмен компонентами ПГ с вмещающими породами (обогащение этими элементами поздних генераций биотита, мусковита, поздних акцессориев).

Для Li минералов концентратором и носителем является биотит. Для Rb и Cs - концентратором является биотит, в зонах поздней альбитизации - мусковит, а носителем служит кпш, при его отсутствии биотит или мусковит. В процессе мусковитизации Rb и Cs переходят из кпш в мусковит, и валовое их содержание в ПГ снижается, но вокруг жил формируются положительные аномалии Rb и Cs, приуроченные к участкам микроклинизации и мусковитизации вмещающих пород).

Характерны очень высокие концентрации Ba и Sr, значительно превышающие таковые других типов гранитоидов. Основные концентраторы и носители для Ва - калиевые минералы: кпш, мусковит, биотит, для Sr - плагиоклаз. но возможные высокие концентрации и в кпш. В калиевых минералах Ba и Sr замещают К, в в кальциевых - Са. Главная черта - резкое снижение их концентраций в поздних генерациях всех минералов по сравнению с ранними. В кпш снижение до 10-30 раз, в плагиоклазе - 2-10 раз. Выносимые Ba и Sr входят в минералы послемагматических мусковит-плагиоклазовых жил, создают положительные аномалии в экзоконтактовых ореолах. Но поведение в ореолах зависит от концентрации во вмещающих породах.

РЗЭ содержатся в малых количествах, особенно HREE и Y. Главная их часть сосредоточена в акцессорных минералах: ортите, монаците, ксенотиме, а также апатите и гранате. В незамещенных ПГ РЗЭ рассеяны в породообразующих минералах. На ранней щелочной стадии содержание РЗЭ растет за счет развития биотита, и роста концентраций в нем РЗЭ. На стадии возрастания кислотности концентрации La, Ce в биотите и кпш уменьшаются, а Y возрастают. В зонах мусковитизации главная часть РЗЭ связана с акцессориями. Содержание РЗЭ в ПГ коррелирует с содержанием во вмещающих породах, но в большинстве случаев ПГ относительно обеднены РЗЭ. В сравнении с другими типами ПГ они обеднены Sn, Be.

Редкометалльно-мусковитовые пегматиты

Не имеют в отличие от мусковитовых ПГ крупных зон кварц-мусковитового замещения наложенного характера, и соответственно масштабы экзоконтактовых изменений меньше. От редкометалльных ПГ отличаются полным отсутствием первичной литиевой минерализации, значительно более низким содержанием P, F, редких щелочей, Ta, Nb.

Более однородны по содержанию петрогенных элементов, так как это всегда инъекционные тела с преобладанием автометасоматических замещений.

Содержания редких щелочей: Li, Rb, Cs превосходят средние в гранитах и мусковитовых ПГ. В минералах поздних генераций содержания щелочей увеличиваются. Мусковит второй генерации содержит в 3 раза больше Rb и в 15 раз больше Cs. В целом рост концентрации Cs опережает рост Rb, и Rb/Cs уменьшается. На стадии возрастания кислотности с понижением Т возрастает возможность изоморфного вхождения Rb и Cs на позиции К в кпш и мусковите. Это автометасоматическое перераспределение без существенного обмена с вмещающими породами и без выноса в ореолы.

Для Ba и Sr содержания уменьшаются к поздним генерациям минералов. Содержания этих элементов в минералах в целом ниже, чем в мусковитовых ПГ, а Ве - выше.

Из летучих компонентов главную роль играют вода и углекислота, иногда Р, концентрации других обычно очень низки.

Редкометалльные пегматиты

Отличительная черта сподуменовых и петалитовых редкометалльных ПГ это высокие концентрации редких щелочей (Li, Rb, Cs), Ta, Nb, Be, Sn, напротив содержания Ba очень низки.

Среди сподуменовых ПГ выделяются собственно литиевые и тантал-цезий-литиевые. Максимальные концентрации Li характерны для позднемагматического альбит-кварц-сподумен-микроклинового комплекса, главный носитель Li это сподумен, и концентрация Li коррелирует с содержанием этого минерала. Концентрируют Li и другие минералы - монтебразит, лепидолит.

Максимальные концентрации Rb и Cs также как и Li приурочены к альбит-кварц-сподумен-микроклиновому комплексу, особенно высоки они в комплексных ПГ, где появляется собственный минерал Cs - поллуцит.

Замещение микроклина и сподумена альбит-кварц-сподумен-микроклинового ПГ на послемагматическом этапе с образованием кварц-мусковит-альбитового комплекса приводит к выносу редких щелочей за пределы пегматитовых тел с их фиксацией в зонах экзоконтактовых изменений с замещением первичного амфибола - гольмквиститом и биотитом, а первичного биотита - вторичным биотитом и мусковитом. Так формируются геохимические ореолы редких щелочей в экзоконтактах жил.

Таким образом, в процессе кристаллизации и магматической дифференциации происходит накопление редких щелочей, а при последующем послемагматическом замещении наблюдается вынос их из ПГ с образованием мощных зон экзоконтактовых ореолов.

Тантал и ниобий концентрируются в главным образом в колумбит-танталите, в отличие от редких щелочей максимальные их концентрации достигаются в позднем кварц-мусковит-альбитовом комплексе. Олово преимущественно концентрируется в раннем сподумен-кварц-альбитовом комплексе, минералом концентратором и носителем является касситерит.

Сподуменовые ПГ характеризуются в целом низким содержанием летучих компонентов и высокой ролью СО2 при их формировании, содержание F во флюидной фазе возрастало на завершающем этапе кристаллизации комплексных ПГ, при послемагматическом замещении возрастала роль воды и Cl.

Содержания Ba в микроклине сподуменовых ПГ низки в сравнении с ПГ высокого давления. Вместе с тем они повышены в сравнении с типичными для безрудных ПГ, являющихся дифференциатами массивов гранодиорит-гранитной формации, следовательно, сподуменовые ПГ не могут являться продуктами дифференциации этих гранитоидов.

Для петалитовых ПГ главными летучими компонентами в процессе формирования являются вода и F, значительную роль могли играть P, B, CO₂. Для этого процесса характерно широкое развитие ликвационных явлений, определяющих условия концентрирования редких щелочей и тантала. Ликвация пегматитового расплава обусловливает высокую неоднородность распределения элементов, контрастное обогащение отдельных участков редкими щелочами, Ta, Sn, вплоть до формирования анхимономинеральных зон и участков.

Миароловые пегматиты

Главной геохимической чертой миароловых пегматитов является достаточно высокое суммарное содержание калия и натрия с обязательным преобладанием калия. Эта же особенность свойственна и гранитам, с которыми связаны миароловые ПГ. По-видимому, именно высокая калиевость ПГ обеспечивает повышенную щелочность остаточных растворов и их высокую растворяющую способность на заключительных стадиях послемагматического процесса.

По содержаниям малых элементов занимают промежуточное положение между мусковитовыми и редкометалльными ПГ и близки к редкометалльно-мусковитовым. Но характерны колебания содержания элементов, поскольку вторичные миаролы могут образоваться в ПГ любой специализации.

Из летучих компонентов в миароловых ПГ главное значение имеют вода и фтор. Концентрация углекислоты весьма не постоянная, также как и бора.

Таким образом, в пегматитах высоких давлений важную роль, наряду со щелочами, играют двух- и трехвалентные катионы, а среди летучих - СО2 при пониженном содержании Н2О в редкоземельных ПГ и повышенном в мусковитовых ПГ. Геохимической особенность ПГ умеренных давлений является концентрирование редких щелочей и металлов высокой валентности - Sn, Ta, Nb, а также высокие содержания СО2 или F и Н2О во флюидной фазе. Для миароловых ПГ определяющим фактором является накопление летучих в процессе кристаллизации или воздействие наложенных водно-солевых флюидов с фтором, углекислотой, бором.

Геохимические критерии поисков и индикаторы специализации пегматитов

Для выявления пегматитовых полей и отдельных жил используются ореолы рассеяния редких элементов, которые имеют значительно большие размеры, чем сами пегматитовые тела. Характер ореолов рассеяния различен для пегматитов разной формационной принадлежности. Наиболее хорошо изучены ореолы рассеяния промышленно значимых мусковитовых и редкометалльных пегматитов.

1) Инъекционные тела мусковитовых пегматитов сопровождаются более ранними зонами микроклинизации, для которых характерны положительные 2-4 кратные аномалии Rb, Ba, Pb. В зонах мусковитизации относительно накапливаются Cs, Li, Rb, REE, F, B. Поздние зоны окварцевания сопровождаются отрицательными аномалиями (в 2-6 раз ниже фона).

Важным критерием при поисках является изменение дисперсий содержаний. Повышение дисперсии обусловлено многократным перераспределением элементов в ореолах, чередованием зон накопления и зон выноса.

2) Редкометалльные пегматиты по составу резко отличаются от вмещающих пород. Наиболее надежными индикаторами для их ореолов являются положительные аномалии редких щелочей – Li, Rb, Cs, особенно характерен Li. Аномалии не сопровождаются появлением новых минералов-концентраторов, а обусловлены изоморфным вхождением щелочных элементов в амфибол (Li) и слюды (Li, Rb, Cs).

Среди геохимических индикаторов специализации пегматитов, т.е. их формационной принадлежности, наиболее важным и универсальным является содержание Ва в калишпате и мусковите. Максимальные его концентрации характерны для минералов мусковитовых пегматитов, которые и в целом обогащены этим элементом. Содержания Ва снижаются в минералах редкометалльно-мусковитовых и еще сильнее редкометалльных пегматитов. Напротив, концентрации Rb в калишпате и мусковите растут от мусковитовых пегматитов к редкометалльно-мусковитовым и редкометалльным. Соответственно очень контрастно изменяется Ba/Rb отношение в кпш: в ряду от мусковитовых пегматитов к редкометалльно-мусковитовым и редкометалльным, Ba/Rb составляет 14-27; 0,25-0,75; 0,006-0,02. Это отношение отражает и степень перекристаллизации и замещения первичных парагенезисов послемагматическими, так как оно отчетливо снижается из-за падения концентраций Ва и роста Rb в более поздних генерациях минералов. Следовательно, для выявления специализации пегматитов следует использовать минералы одного и того же этапа формирования пегматитов.

Для слюдоносных пегматитов дополнительным критерием является обогащенность Ве. И в целом, в них по сравнению с другими типами пегматитов повышены содержания в минералах (кпш, биотит, мусковит) двухвалентных катионов (Ba, Sr, Pb) и понижены – одновалентных (Rb, Cs).