parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

матических образований. Современный магматизм коллизионного типа изучен недостаточно, и пока не имеется возможности дать достоверную систематику петрохимических трендов данного процесса.

12.3. Петрохимическая диагностика геодинамических обстановок

Петрохимическая диагностика разнотипных геодинамических обстановок базируется на построении различных диаграмм, использующих соотношения содержащихся в породах петрогенных и малых элементов. При этом основное внимание специалисты уделяют наиболее распространенным породам – базальтам и гранитоидам.

Геодинамические типы базальтоидов. В качестве базальтов при-

нимаются породы с содержанием SiO2 от 45 до 52,5 % и суммой СаО + MgO = 12 – 20 %. Дж. Пирс, автор наиболее употребительных диаграмм, разделяет базальты на 6 типов (рис. 12.1):

-базальты океанических асейсмических вулканических островов;

-базальтыконтинентальных, главнымобразом, рифтогенных структур;

-базальты океанического ложа;

-базальты толеитовые энсиматических островных дуг, расположенные вблизи глубоководного океанического желоба;

-базальты известково-щелочные энсиалических дуг и тыловых частей энсиматических дуг;

-шошониты на конвергентных границах литосферных плит – в тылах энсиалических островных дуг и в зонах континентальной коллизии.

Для шести эталонных выборок были получены три линейные дискриминантные функции:

F1 = + 0,0088 SiO2 – 0,0774 TiO2 + 0,0102 Al2О3 + 0,0066 FeO –

– 0,0017 MgO – 0,0143 СаО – 0,0155 Na2O – 0,0007 К2О;

F2 = – 0,0130 SiO2 – 0,0185 ТiO2 – 0,0129 Al2O3 – 0,0134 FeO –

– 0,0300 МgO – 0,0204 СаО – 0,0481 Na2O + 0,0715 К2О;

F3 = – 0,0221 SiO2 – 0,0532 TiO2 – 0,0361 Al2O3 – 0,0016 FeO –

– 0,310 MgO – 0,0237 СаО – 0,0614 Na2O – 0,0289 K2O

На этой диаграмме (рис. 12.1) не удаётся расчленить базальты океанических островов и континентальных рифтов, что свидетельствует об отсутствии зависимости состава базальтоидных лав от типа земной коры.

Задачу разделения океанических и континентальных базальтов ре-

шает тройная диаграмма TiO2–K2O–P2O5 (Pearcea et al., 1975). Эта диа-

грамма эффективна для нещелочных примитивных базальтов; использование её для фракционированных пород приводит к ошибкам. Подходящими могут считаться анализы, в которых сумма щелочей на тройной диаграмме (Fe2O3+FeO)–MgO–(Na2O + K2O) не превышает 20 %. Деля-

щая линия на этой диаграмме ограничивает 93 % базальтов океанических хребтов и океанического ложа и более 80 % континентальных базальтов.

Геодинамические типы гранитоидов. Для классификации грани-

тоидов по минеральному составу наиболее широко используется диаграмма А.Штрекайзена, основанная на количественном соотношении салических минералов(плагиоклаз – Р, калишпат – А и кварц – Q), приведённых к 100 %. (рис. 12.2)

Q

БА

В

A P

Рис. 12.2. Классификационная диаграмма гранитоидов, по А. Штрекайзену (1976). Поля гранитоидов: 1 – кварцевого диорита, 2 – кварцевого монцодиорита, 3 – кварцевого монцонита, 4 – кварцевого сиенита, 5 – кварцевого щелочного (или щёлочно-полевошпатового) сиенита, 6 – плагиогранита (тоналита и трондъемита) 7 – гранодиорита, 8 – адамеллита, 9 – собственно гранита, 10 – щелочного (или щёлочно-полевошпатового) гранита. А, Б, В – «глобальные» гранитоидные ассоциации: А – натровая известково-щелочная или габбро- диорит-плагиогранитная, Б – калиево-натровая известково-щелочная или габбро-диорит-гранодиорит-гранитная, В – щёлочно-известковая (субщелочная) или габбро-монцонит-гранитная

Для характеристике геодинамических обстановок среди гранитоидных пород выделяются гранитоиды офиолитов, энсиматических и энсиалических островных дуг, активных континентальных окраин, коллизионные и анорогенные гранитоиды (табл. 12.1), характеристика которых приводится по материалам В.М. Ненахова и др. (1992)

Гранитоиды (плагиограниты) офиолитов (граниты О-типа) фор-

мируются в геодинамической обстановке спрединга. Они обычно в виде небольших тел штокообразной или пластовой формы приурочены к верхним горизонтам кумулятивных габбро в расслоенных комплексах, иногда в виде даек проникают в ультрабазитовую и базальтовую части офиолитовой триады. По Р. Колману (1979), плагиограниты встречаются только в офиолитовом аллохтоне и никогда не проникают в породы автохтона. В виде обломков и включений подобные плагиограниты встречаются в серпентинитовых и терригенных меланжах. Породы имеют простой состав и сложены кварцем и зональным олигоклазандезином. (кварцевые диориты, тоналиты) или альбитом (трондьемиты), часто в виде графического гранофира. Мафические минералы представлены клинопироксеном, который обычно наблюдается в реликтах, амфиболом, реже биотитом в более меланократовых разновидностях. Это обычно акцессорные магнетит, ильменит, сфен, апатит, изредка ортит. В качестве новообразованного минерала отмечен кроссит, рассматриваемый как продукт голубосланцевого метаморфизма.

Плагиограниты обнаружены в мезокайнозойских, палеозойских и, даже нижнепротерозойских офиолитах (комплекс Йормуа в Финляндии).

Наличие плагиогранитов О-типа, обладающих специфическими структурно-текстурными и вещественными признаками, является надёжным индикатором принадлежности базит-ультрабазитовых комплексов к океанической палеокоре.

Плагиограниты офиолитовых комплексов разделяются на две группы, обозначенные как О1 и О2. В первую из них попадают плагиограниты, имеющие наибольшее сходство с кислыми породами со дна океана в районах СОХ (плагиограниты офиолитов Корсики, Западных Альп, Юго-Восточной Финляндии и др.). Плагиограниты О1 встречаются в ассоциации с феррогаббро, ферродиоритами и обнаруживают отчётливый толеитовый тренд дифференциации. Они отличаются предельно низкими концентрациями К, а также Rb и B, низкими содержаниями СаО и нередко очень высоким Na2O, кроме того, характеризуются повышенными концентрациями Y, Zr, иногда также Nb и Tn.

Во вторую группу попадают плагиограниты офиолитовых комплексов, инициированных субдукцией и сформированных в преддуговых бассейнах Троодос, Сумаиль, Вуринос и др. Плагиограниты О2 характеризуются значительно более низкими содержаниями Na2O и более высокими СаО, обычно не обнаруживают геохимической специализации и несут признаки известково-щелочной серии.

Обе группы гранитов О-типа хорошо разделяются по содержанию РЗЭ. В плагиогранитах О1 обнаруживаются высокие концентрации как лёгких, так и особенно тяжёлых РЗЭ при слабо выраженном их фракционировании с некоторым обогащением элементами цериевой группы и нередко отрицательной европиевой аномалией. В плагиогранитах О2 концентрации РЗЭ в 3 – 5 раз более низкие, но при этом отмечается их заметное фракционирование с обогащением тяжёлыми лантаноидами.

Принадлежность плагиогранитов к О-типу может быть подтверждена дискриминационными диаграммами Пирса – Харриса – Тиндли: Nb – Y, Rb – (Nb+Y), Ta – Yb, Rb – (Yb+Ta), которые позволяют различать кро-

ме гранитов зон спрединга также граниты островных дуг, коллизионных зон и континентальных плит. Наиболее часто используется диа-

грамма Rb – (Nb+Y) (рис. 12.3).

100

10

10 100

Рис. 12.3. Дискриминационная диаграмма Пирса – Харриса – Тиндля (1976). Гранитоиды: СОХ – сре- динно-океанических хребтов, ОД – островных дуг и активных континентальных окраин, К – коллизионные, ВП – внутриплитные

Гранитоиды энсиматических островных дуг или граниты М-типа

по А. Уайту (1978). Считается, что эти плагиограниты имеют мантийное происхождение и являются индикаторами субдукции в океане. Они характеризуются широким спектром составов (тоналиты-трондьемиты) и часто входят в дифференцированные габбро-плагиогранитные серии. В их составе присутствуют зональный плагиоклаз (до лабродора в центре), кварц, амфибол с корродированными включениями пироксена, биотит. Количество темноцветных минералов достигает 25 – 30 % в кварцевых диоритах – тоналитах и снижается до первых процентов в трондьемитах. Калиевый полевой шпат в большинстве комплексов содержится в ничтожных количествах или отсутствует. Наряду с равнозернистыми встречаются порфировидные структуры, особенно в мелких телах, сложенных обычно кварцевыми плагиопорфирами.

М-плагиограниты слагают обычно небольшие тела площадью до нескольких десятков квадратных километров. Они иногда простого строения, но чаще зональные, дифференцированные с закономерной последовательностью формирования от габбро и диоритов к кварцевым дио- ритам-тоналитам и трондьемитам. Вмещающие породы обычно представлены островодужными базальтами и низкокалиевыми андезитами, а также их туфами.В контактовой зоне обычно развиваются высокотемпературные роговообманковые роговики.

М-плагиограниты характеризуются крайне низкими концентрациями Na2O, очень высокими СаО (до 7,5 % в дацитах дуги Тонга-Кермадек) и несколько повышенными К2О. Концентрация многих литофильных элементов находится в них на подкларковом уровне. Первичное отношение изотопов стронция в них всегда меньше 0,704. По классификации М.Пикока они относятся к известковой серии.

По особенностям распределения РЗЭ среди плагиогранитов и кислых вулканитов современных энсиматических островных дуг при низких в целом содержаниях лантаноидов выделяются две группы. Первые отличаются практически недифференцированным хондритовым характером распределения РЗЭ с отрицательной Eu-аномалией (дациты Марианской дуги и Тонга-Кермадек). Считается, что этот тип распределения присущ М-плагиогранитам, возникшим при частичном плавлении амфиболитовой океанической коры с плагиоклазом в качестве остаточной фазы (т.е. на глубинах не более 50 км). Во-вторых наблюдается фракционирование РЗЭ, что позволяет рассматривать их и как продукты дифференциации базальтовой или андезитовой (бонинитовой) маг-

мы и как производные частичного плавления в мантии или океанической коре в зоне субдукции. На диаграмме Rb-(Nb+Y) (рис. 12.3) М- граниты попадают в самую нижнюю часть поля островодужных гранитов. С гранитами М-типа ассоциируют медно-порфировые и меднозолоторудные месторождения и проявления.

Плагиограниты О- и М-типа на основе геохимических данных выделил Л.В.Таусон (1977) как плагиограниты «толеитового ряда» (О-тип) и «плагиограниты андезитового ряда» (М-тип). Он подчеркнул, что главноре различие между ними заключается в значительно более низком содержании в «толеитовых плагиогранитах» К и Rb. Вместе с тем следует указать, что между офиолитовыми плагиогранитами типа О2 и островодужными плагиогранитами имеется большое сходство по редкоземельной геохимии, и их не всегда возможно различать на диаграмме Rb- (Nb+Y). По-видимому, их петрогеохимическая общность отражает близкие условия магмогенерации в зоне Беньофа.

Гранитоиды энсиалических островных дуг и активных конти-

нентальных окраин образуют протяжённые цепи батолитовых тел, сложенных самыми распространёнными в природе гранитами I- и S- типов.

По мнению большинства исследователей, I-граниты связаны с субдукцией океанических плит под континентальные, а S-граниты – с коллизией континентальных плит. Обычно в складчатых поясах I-граниты предшествуют S-гранитам, но нередко в орогенических поясах активных континентальных окраин параллельно цепям, сложенным батолитами I-гранитов, размещены массивы гранитов S-типа. Первые были выделены С.Исихарой в Японии и сопредельных регионах Юго-Восточ- ной Азии под названием «магнетитовые», а вторые – «ильменитовые» граниты.

В коллизионных зонах также обнаруживаются гранитоидные комплексы I-типа, а в некоторых из них (Туркестано-Алай) они даже преобладают и оказываются более поздними по отношению к S-гранитам.

Cчитается, что S-граниты являются сугубо коровыми образованиями, возникшими в ходе анатексиса парапород (S-sedimentary) преимущественно глинистого состава. I-граниты (I-igneons) связываются с частичным плавлением островодужных изверженных пород основного или среднего состава.

S-граниты отличаются сравнительно узким диапазоном составов и не обнаруживают связей с основными – средними породами. Они мало-

кальциевые, при резком преобладании калия над натрием, пересыщены глинозёмом и корунднормативны. Темноцветные минералы S-гранитов представлены только слюдами, среди акцессориев типичны альмандин, кордиерит, турмалин, ильменит. Повышенная калиевость согласуется с надкларковыми концентрациями Rb, а также U, Li, Сs, Sn, особенно в лейкократовых разностях.

I-граниты тесно ассоциируют с диоритами и габброидами. Они гетерогенны и могут быть продуктами частичного плавления амфиболитовых или тоналитовых коровых субстратов, могут быть образованы при дифференциации родоначальных магм основного и среднего составов, зарождающихся в разных условиях и из разных мантийных источников. Плутонические серии с гранитоидами I-типа могут представлять собой гибридные производные коровых и мантийных магм. Вещественные характеристики таких гранитов отличаются неустойчивыми параметрами. Гранитоиды I-типа широко развиты в островодужных обстановках и в пределах активных континентальных окраин. В первом случае они входят в состав известково-щелочных ассоциаций и их образование контролируется процессами кристаллизационной дифференциации. Соответственно, I-граниты активных континентальных окраин и расположенных вблизи них островных дуг могут быть разделены на четыре группы: 1)»примитивные» низкощелочные гранитоиды известковой серии, приближающиеся к М-гранитам и отличающиеся низкими концентрациями крупноионных и многозарядных литофилов; 2) «нормальные» граниты I-типа известково-щелочной серии с повышенными концентрациями крупноионных литофилов и низкими величинами отношений типа (Tn, Nb)/ (К, Rb); 3) субщелочные гранитоиды (щелочно-известко- вые) зрелых магматических дуг с высокими концентрациями как крупноионных, так и многозарядных редких элементов и высокими величинами отношений вторых к первым; 4) анорогенные щелочные граниты, размещённые в тылу континентальных дуг, с наивысшими концентра-

циями Nb, Ta, Y, Zr, РЗЭ и др.

В целом, граниты I-типа относятся к нормальному ряду пород, характеризуются нормальным или повышенным содержанием СаО, относительно низким отношением К2O/Na2O и обычно содержат нормативный диопсид. Типоморфными минералами I-гранитов являются роговая обманка, сфен, магнетит. Содержание большинства микроэлементов очень близки к кларковым.

Индикаторным при разделении I- и S-гранитов является соотношение алюминия со щелочами и кальцием, т. е. уровень глинозёмистости. Геохимическое различие между двумя типами гранитов заключается в более высоких содержаниях в I-гранитах сидерофильных элементов (Cr, Ni, Co), а также более высокая степень окисленности железа. Чётко различаются S- и I-граниты по значению первичного отношения изотопов Sr: в S-гранитах оно обычно более 0,708, а в I-гранитах – менее 0,708.

Различия по редкоземельной геохимии между двумя типами гранитов не очень значительны. В тех и других гранитах РЗЭ сильно фракционированы, обогащены лёгкими лантаноидами и имеют отрицательную аномалию по Eu. Вместе с тем, существует принципиальное, индикаторное различие в акцессорной редкоземельной минерализации. Главным редкоземельным минералом I-гранитов является ортит, а S-гранитов – монацит.

На диаграммах Ta – Yb, Nb – Y, Rb – (Ta+Yb), Rb – (Nb+Y) граниты энсиалических островных дуг и активных континентальных окраин не разделяются и попадают в поле «граниты вулканических дуг», располагаясь несколько выше поля гранитов М-типа.

S- и I-граниты различаются металлогенической специализацией. С лейкократовыми интрузиями S-гранитов сопряжены месторождения U, Sn, W, а также редкометалльные пегматиты. С батолитами I-грани- тов ассоциированы месторождения Cu, Mo, W. Au, Ag и полиметаллов.

Коллизионные гранитоиды представлены преимущественно гранитами S-типа, но известны случаи значительного рзвития в ходе континентальной коллизии гранитоидных ассоциаций I-типа близких петрографически к ассоциациям островных дуг и активных окраин. Отмечена приуроченность S-гранитов к зоне высокоградиентного метаморфизма и ультраметаморфизма низких – умеренных давлений, которые отличаются широкими масштабами мигматизации. Интрузивные граниты S-типа обычно завершают цикл корово-анатектического гранитообразования в складчатых поясах. Им предшествуют этапы мигматизации и формирования автохтонных гранитных массивов, в результате чего образуется сложный комплекс метамагматических пород от микроклинплагиоклазовых гранитоидов на ранних стадиях процесса до плагиомикроклиновых на более поздних стадиях. Петрогеохимическая эволюция в данном случае контролируется сложным сочетанием процессов палингенеза, метасоматоза и кристаллизационного фракционирования.

270В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Вскладчатых поясах в тесной пространственной ассоциации с синколлизионными могут оказаться доколлизионные гранитоиды предшествующего островодужного этапа, а также постколлизионные анорогенные граниты.

Возникает задача идентификации гранитов I-типа, возникших до и в ходе коллизии, для чего эффективной оказалась диаграмма Rb – Hf – Ta.

Специфика коллизионного магматизма определяется особым тепловым режимом, обусловленным процессами «скольжения» крупных фрагментов земной коры друг относительно друга, в результате чего может проявиться ультраметаморфизм в клине осадочных пород. При этом может происходить скачкообразное высвобождение летучих компонентов (галогены, бор, вода), понижающих температуру плавления и способствующих увеличению подвижности Rb, Cz, Li, U, которые устремляются в область магмогенерации. Именно этими элементами обычно обогащены синколлизионные S-граниты. С ними могут быть связаны пегматитовые проявления олова, бериллия, лития и цезия, а также пъезооптическое и камнецветное сырьё, локализованные во вмещающих толщах месторождения ртути и сурьмы.

С гранитоидами I-типа могут быть связаны крупные месторождения меди, золота, молибдена и полиметаллов По Л.В. Таусону (1977), они относятся к геохимическому типу гранитоидов андезитового ряда, которые являются потенциально рудоносными и генерируют золотошеелитовые, золото-серебрянные, полиметаллические, медно-колчедан- ные и медно-молибденовые месторождения. В Туркестано-Алае с такими гранитоидами связано медно-золоторудное, золото-мышьяковое, се- ребро-полиметаллическое и скарново-шеелитовое промышленное оруденение (Ненахов и др., 1992).

Анорогенные гранитоиды, или гранитоиды А-типа, образуются в условиях стабилизированной континентальной коры. Они отличаются наиболее устойчивыми особенностями химического состава, почти не зависящими от цветного индекса пород и содержания в них SiO. Для них характерны очень высокая относительная железистость, редко опускающаяся ниже 0,8, высокое содержание щелочей со значением коэффициента агпаитности близкого к 1,0 или даже выше 1,0, а также низкое содержание СаО.

Геохимическая специализация А-гранитов проявляется в надкларковых содержаниях Zr, Y, Li, лёгких РЗЭ, Nb, Та, F и высоком значении индикаторного отношения Ga/Al. На дискриминационной диаграмме