59. Геохімія основних магматичних порід

Основну магму (mafic) за походженням пов’язують з виплавками з мантії.

Для основних порід характерна, як і для ультраосновних, концентрація Ni, Cr, Co, Mg, Mn. Специфічною ознакою є достатньо часта концентрація Sc, Ca, V, Cu, Ti, Sb, P, Zn, Cd. Найменш характерними для основних порід є B, K, Rb, Cl, Cs, Th, Tl, U, Ta, Be.

Серед основних порід домінують вулканіти, а плутонічні породи (габро, анортозити тощо поширені меншою мірою).

За вмістом характерних елементів та величиною коефіцієнту K=(Ba+Sr)/(V+Cr) Л.В. Таусон виділив 3 основні групи базальтів:

Таблиця 11.4 - Геохімічні типи базальтів (за Л.В.Таусоном)

Геохімічний тип		Na	K	Rb	Ba	Sr	Ni	Co	V	Cr	K=(Ba+Sr)/(V+Cr)
		%			10-4% мас.
Толеїтовий		2,0	0,2	2	15	110	100	30	350	300	0,2
Андезитовий		2,7	1,3	30	270	385	18	24	125	55	2,8
Латитовий		2,7	2,5	30	1470	1220	40	22	185	70	10,5

За точкою зору Л.С.Бородіна при фракційній диференціації основних магм є чинним принцип когерентності, тобто узгодженої (пов’язаної) зміни вмістів петрогенних та рідкісних літофільних елементів - Y, Zr, Nb, La, Ce, Ba, Rb тощо.

З диференціацією основної магми пов’язані Cu-Ni родовища (Норільськ), титано-магнетитові (з ванадієм) родовища Уралу тощо.

Для оцінки концентраційної здатності мінералів часто використовують, крім коефіцієнту розподілу, запропонований Моксхемом (Р.Моксхем) коефіцієнт накопичення елементів в мінералах (R), який дорівнює середньому кларкові концентрації досліджуваної групи елементів в даному мінералі. Величина R (її конкретна величина залежить від кількості елементів в групі, при використанні ж цього параметру в обов’язковому порядку вказують за якими елементами він обраховувався, або хоча б вказують їх кількість) зростає в ряду плагіоклази (0,46) - піроксени (1,39) - олівіни (1,68). В загальному випадку коефіцієнт накопичення в ультраосновних породах (~3,4 за 12 елементами) значно вищий за коефіцієнти накопичення в основних породах (~1,18 за 29 елементами) та гранітах (~1,14 за 28 елементами) - дані Д.Шоу.

Тобто за величиною коефіцієнту накопичення ми можемо зробити висновок щодо значно вищої, порівняно з іншими породами, ізоморфної ємності ультраосновних порід. (не слід забувати що домішки можуть бути не тільки ізоморфними, а й у вигляді самостійних мінеральних фаз - що ми часто й спостерігаємо в гранітах).

60. Геохімія гранітоїдів

Основна маса гранітоїдів генерується з речовини земної кори в результаті різноманітних процесів палінгенезу та гранітизації. Саме через це їх геохімічні особливості значною мірою залежать від специфіки складу порід літосфери в межах конкретних регіонів і від тектонічного режиму верхніх горизонтів земної кори.

Процес гранітизації за Д.С. Коржинським це інфільтраційний процес, в ході якого трансмагматичні розчини викликають розплавлення породи. За Ф.А. Лєтніковим з трансмагматичними розчинами привноситься певна кількість калію і кремнію, решта ж породоутворюючих елементів входить до складу гнейсів та інших порід, які піддаються процесам гранітизації.

У відповідності до цього більшістю дослідників виділяється щонайменше три генетично та мінералого-геохімічно відмінних групи гранітоїдів: 1) палінгенні, в тому числі типово інтрузивних; 2) автохтонні, які є продуктами гранітизації; 3) диференціати гібридних основних магм.

Представники першої групи відрізняються від інших типів підвищеними вмістами елементів-домішок: Nb, Ta, Li, Rb, Cs, Be, Sn, W, Zn, TR, Mn. Для них же характерні найвищі вмісти і відносно рівномірний розподіл мінералів рідкісних та рудних елементів (Ta, Nb, W, Mo, Sn, Li). Відповідно, більшість родовищ літофільних рідкісних елементів пов’язані саме з інтрузивними палінгенними гранітоїдами.

Гранітоїди габрової формації збіднені рідкісними елементами, зокрема рубідієм і мають значно вищу величину калій-рубідієвого відношення. Водночас в них значно вищі вмісти заліза, магнію, титану й кальцію, що виражається і в підвищених вмістах магнетиту, ільменіту, піриту (за дуже низьких вмістів мінералів рідкісних елементів. В ряді випадків виявлені контактово-метасоматичні залізорудні родовища, а рудопрояви рідкісних літофілів невідомі.

Автохтонні гранітоїди займають проміжне положення між цими двома контрастними групами. Акцесорні мінерали в них розповсюджені вкрай нерівномірно і незакономірно. Найбільш характерними є мінерали Ca, TR, Th, Zr, що може бути пояснено як результат мікроклінізації багатих плагіоклазом парагнейсових товщ.

Набір характерних для різних генетичних типів співвідношень і їх величини безумовно залежать від вмісту петрогенних елементів (а значить в загальному випадку не є наскрізними для різних типів порід). Для лейкократових гранітів, наприклад, при виділенні палінгенних, ультраметаморфічних та інших типів добре зарекомендували себе коефіцієнти: K/Rb і F ((Li+Rb)/(Sr+Ba)).

Геохімічна неоднорідність окремих масивів може бути викликана цілою низкою причин, одною з найцікавіших з яких в металогенічному відношенні є так звана еманаційна диференціація (потік фтору, бору та інших летких елементів, а також пов’язаних з ними лужних та рудних елементів спрямований до апікальних частин масивів). Саме таким процесом А.А. Беус та Д.А. Мінєєв пояснюють мікроклінизацію, альбітизацію, грейзенізацію, збагачення літієвими слюдами, берилом, тантало-ніобатами, топазом, цирконієвими та рідкісноземельними мінералами апікальних частин деяких гранітних масивів. Подібні породи називають також апогранітами, глибина їх формування вважається не більшою за 1-3 км, а джерелом рідкісних елементів можуть бути як магма, так і глибинні розчини.

Незалежно від генезису кислі породи мають ряд спільних геохімічних рис: в них накопичуються непарні елементи, іони з валентністю 1 і 3 (Na⁺, K⁺, Rb⁺, Cs⁺, Cl^-, F^-, Al³⁺ тощо); характерними є великі радіуси іонів та низькі порівняно з мінералами основної магми значення енергії граток мінералів. За рядом кларків концентрацій часто характеризують "гранітофільність" елементів: La> Tl> Be> Cl> U> Th> (K, Cs)> Rb> C> (Pb, Li, B)> (Sn, F)> Zr> Y> W> (Na, Bi)> Si> (Ga, N, Au)> In> O> (Ge, Se, Nb, Mo, Te, I, Hf)> (Hg, Al)> (As, Sr)> S> Br> P> Zn> Ag> Mn> Fe> Ca> Sb> Ti> V> Cu (Sc, Mg, Cr) > Co> Ni.

Враховуючи нерівномірність розподілу магнетиту в гранітах, а також часту приуроченість його до біотиту та амфіболу слід погодитись з точкою зору В.В.Ляховича, що носієм і концентратором більшості рідкісних та рудних елементів в гранітоїдах є біотит.

Своєрідною компенсацією недостатньої ізоморфної ємності гранітоїдів є "мінеральне розсіяння" (мікровключення власних мінералів), яке характерне для мінералів U, Th, TR, Zn, Ti, Fe, Sn. Так, зокрема більша частина олова в слюдах знаходиться у формі мікровключень каситериту (а не у вигляді ізоморфних заміщень).

Дуже часто, при оцінці геохімічної спеціалізації гранітоїдів виділяють оловоносні, вольфрамоносні, рідкіснометалеві, тощо. Зокрема рідкіснометалеві (за Козловим В.Д, КК стронцію і барію у всіх групах 0,3-0,9):

• Субрідкіснометалеві обмежено рудоносні (КК - Sn=1,5-3,5; W=1-3,5; Pb,B=1-2; Li,Rb=1-1,5; F=0,1-1,5)

• Субрідкіснометалеві рудоносні (КК - Sn=2-6; B=2-5; W=1,5-2,5; Rb=1-2,5; Li,Pb=1-2; F=0,8-1,5)

• Рідкіснометалеві (рудоносні) з низьким вмістом фтору (КК - Sn=2-5; Li=2-3,5; B,W=1,5-4; Be,Pb=1-4; Rb=1-3; F=1-2,5)

• Рідкіснометалеві (рудоносні) з високим вмістом фтору (КК - Sn=3-5; F=2-4; Li=1,8-4; Be=1,8-3,5; W=1,5-3; Rb=1,5-2,5; Pb=1-2,5; B=1-2)

• Ультрарідкіснометалеві (рудоносні) (КК - Sn=4,5-20; Li=4-20; F,W=2-20; Rb=2-10; B=1-20; Be=1-10; Pb=1-3)

Субрідкіснометалеві граніти поділяються в залежності від рівня накопичення бору (в обмежено рудоносних він значно нижчий).

Рідкіснометалеві (рудоносні) з низьким вмістом фтору (КК£2) граніти є самими чисельними з рудоносних інтрузій.

Ультрарідкіснометалеві граніти є постійно рудоносними і супроводжуються концентрованим зруденінням.