
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 Р10 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 |
282 |
247 |
120 |
48 |
Rb |
17.5 |
151 |
217 |
169 |
Ba |
263 |
538 |
468 |
352 |
Th |
1 |
18 |
18 |
23 |
Nb |
1.3 |
11 |
12 |
37 |
Ce |
16 |
64 |
64 |
137 |
Zr |
108 |
151 |
165 |
528 |
Ti |
0.49 |
0.43 |
0.48 |
0.26 |
Y |
22 |
28 |
32 |
75 |
K/Rb |
598 |
187 |
151 |
229 |
Rb/Sr |
0.06 |
0.61 |
1.81 |
3.52 |
Ce+Zr+Y |
146 |
243 |
261 |
740 |
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 |
5 |
18 |
21 |
105 |
50 |
180 |
27 |
52 |
11 |
Rb |
4 |
100 |
125 |
270 |
175 |
440 |
140 |
270 |
140 |
Sr |
140 |
260 |
700 |
12 |
330 |
70 |
650 |
170 |
280 |
Ba |
60 |
550 |
1700 |
40 |
830 |
175 |
1550 |
500 |
2800 |
Sn |
3 |
2 |
5 |
18 |
6 |
22 |
4 |
6 |
2.8 |
Nb |
2.4 |
8 |
|
320 |
19 |
33 |
22 |
|
|
Ta |
0.4 |
0.4 |
|
18.5 |
2.9 |
7 |
1.4 |
|
|
Zr |
89 |
115 |
|
2170 |
190 |
140 |
410 |
|
90 |
K/Rb |
1080 |
200 |
280 |
133 |
200 |
90 |
300 |
140 |
330 |
Ba/Rb |
22 |
5.5 |
14 |
0.15 |
5 |
0.4 |
11 |
19 |
20 |
F(Li+Rb) (Sr+Ba) |
6 |
100 |
50 |
15000 |
155 |
6800 |
40 |
430 |
80 |
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 d18О, 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.