Петролого-геохимическая систематика магматических пород

Такая систематика основана на эмпирически установленных особенностях распределения и уровнях накопления редких элементов в магматических породах. Установлено, что содержания и соотношения редких элементов контрастно изменяются не только при переходе от семейства с одним уровнем кремнекислотности к другому, но и в пределах каждого семейства при изменении общей щелочности или принадлежности к той или иной серии (толеитовой, известково-щелочной, щелочной), они также разнятся для пород близкого петрохимического состава, но имеющих различное происхождение. В целом, в основу геохимической классификации магматических пород положен генетический принцип. Наиболее явно и последовательно это выражено в определении Л.В. Таусона: “Геохимический тип магматических пород это группа пород, характеризующихся общностью способа и условий образования материнских маг, что находит отражение в их приуроченности к определенным геодинамическим обстановкам, а также в сходстве химического, редкоэлементного и минерального состава”.

Для вулканитов, прежде всего основных, наиболее удобным является типизация по геодинамическим обстановкам, так как для них более отчетливо проявлена связь редкоэлементного состава с геодинамическими условиями образования.

Наиболее общий принцип и первый этап систематизации базитов это определение их принадлежности к серии (толеитовой, известково-щелочной, щелочной), а также выявление характера ассоциации (дифференцированной или бимодальной).

Вулканиты толеитовой серии образуются из магм, насыщенных кремнеземом, среди нормативных минералов всегда присутствует гиперстен, для них характерно интенсивное обогащение железом поздних дифференциатов (тренд Феннера). Представлены в основном базальтами, но отмечаются и андезиты и более кислые разновидности. Распространены в срединно-океанических хребтах, на дне океанов, в островных дугах, в континентальных рифтовых зонах, в областях внутриплитового магматизма, в древних офиолитовых комплексах.

Для вулканических пород известково-щелочной серии характерны отсутствие тренда накопления железа (тренд Боуэна), повышенная глиноземистость (до 16-18%). Преобладают андезиты и андезито-базальты, присутствуют базальты и риолиты. Широко распространены в современных островных дугах, на активных континентальных окраинах андийского и калифорнийского типов и их древних аналогов.

Породы субщелочной серии характеризуются более высоким содержанием щелочей, (нет фельдшпатоидов). Развиты в областях внутриплитового магматизма (океанические острова, траппы), в континентальных рифтах и на активных окраинах континентов, в тылу островных дуг.

К породам щелочной серии относятся вулканиты с суммарной щелочностью 6-7% и более, содержащие щелочные темноцветные минералы и фельдшпатоиды (нефелин, лейцит). Развиты в континентальных рифтовых зонах, в областях проявления внутриплитового магматизма, в зрелых островных дугах. Обогащены некогерентными элементами –Rb, Ba, Sr, Zr, Nb, REE.

Для базальтов обычно используются мультиэлементные диаграммы трех типов, нормированные по хондриту, примитивной мантии и NMORB. В любом случае элементы располагаются в порядке от высоко несовместимых к умеренно несовместимым и совместитым, от наиболее мобильных к наиболее неподвижным и в порядке групп: LILE, HFSE, LREE, MREE, HREE, переходные металлы (для мантийной нормировки). Такие диаграммы имеют преимущества перед табличными данными, двойными и тройными диаграммами:

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, 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 Nb, Ta, Zr, Hf, Ti менее мобильны, чем LREE, и их инертность 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.

Рассмотрим некоторые геохимические типы базальтов:

1) Базальты океанических хребтов (N-MORB)

Характерны низкие содержания K2O (<0,3%). Содержание Ni, Co определяется магнезиальностью пород и связано с фракционированием Ol (оливин), cодержание V, Sc - c фракционированием Cpx (клинопироксен). Большинство MORB обеднены LILE (K, Rb, Cs, Sr, Ba, U, LREE) и имеют высокие 143Nd/144Nd (0.5130-0.5133) и низкие 87Sr/86Sr (0,7024-0,7030), что согласуется с образованием из деплетированного мантийного источника.

На основании распределения редких элементов и изотопных отношений в базальтах и комплементарных к ним реститов принята следующая модель образования:

N-MORB образуются при полибарическом фракционном плавлении поднимающегося деплетированного мантийного диапира. Плавление возможно начинается в гранатовой фации (50-85км) и заканчивается в шпинелевой. Степень плавления ~ 15-19%, при этом образуются пикритовые магмы толеитовой серии. Изливаются магмы основного состава, что связано с фракционированием оливина в малоглубинных камерах при низком давлении (< 10 кбар).

2)Базальты океанических островов (OIB)

Бывают толеитовые (нормальной щелочности) и щелочные, в разной степени обогащены Ti, K и обеднены Al относительно N-MORB.

Обогащены LILE –Cs, Rb, K, Ba, Sr, REE, HFSE в сравнении с MORB. Щелочные базальты больше обогащены всеми этими элементами, что свидетельствует о меньшей степени плавления того же источника, причем дифференцированный характер тяжелых редких земель – в рестите гранат. Изотопные отношения стронция - 0,702-0,706, изотопные отношения ниодима - 0,5130-0,5123. Геохимические, в том числе изотопные, характеристики указывают на образование из смешанных мантийных источников. Основной источник OIB – это смесь близкой к примитивной мантии и субдуцированной до границы нижней-верхней мантии океанической коры. Этот поднимающийся частично расплавленный обогащенный мантийный материал вызывает плавление вышележащей деплетированной мантии, и эта новая смесь является источником OIB. Разные соотношения этих источников дают наблюдаемые вариации в изотопных отношениях. В зависимости от степени плавления образуются толеиты (>25%) или щелочные базальты (<15%), очень малые степени плавления могут объяснить сильное обогащение несовместимыми элементами щелочных базальтов.

3) Островодужные базальты (IAB)

Они имеют низкий TiO2 (£1%). Наиболее типичная черта островодужных базальтов это обедненность Nb (Ta), Zr, Hf и Ti относительно LILE и REE, обогащенность LILE и обедненность REE относительно N-MORB. Среди них выделяются толеитовые и известково-щелочные базальты. Первые типичны для незрелых океанических островных дуг и обладают слабой Nb-Ta аномалией и нефракционированным распределением РЗЭ. Они также отличаются от MORB по низкому содержанию Ni и Cr. Известково-щелочные базальты (окраинно-континентальные дуги и активные континентальные окраины) имеют большее обогащение LILE, увеличивающуюся Nb-Ta аномалию, а также отчетливое положительное фракционирование LREE относительно HREE. Величины 87Sr/86Sr для океанических дуг 0,702-0,705; для окраинно-континентальных - 0,703-0,710, что отражает различный вклад континентального корового материала.

Формируются в субдукционных обстановках, поэтому имеется два основных источника, определяющих состав островодужных магм: мантийный клин и субдукционный компонент. В качестве субдукционного компонента выступают водные флюиды, отделяющиеся от субдуцирующей океанической коры (слэба). В зависимости от поведения в процессах дегидратации 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, их концентрации в базальтах определяются составом 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 их повышенные концентрации в базальтах.

ГРАНИТЫ

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

Три главные петрогенетические группы включают:

1. коровая группа,

2. гибридные гранитоиды смешанного, корово-мантийного происхождения,

3. мантийные или существенно мантийные гранитоиды.

Коровые гранитоиды образуются путем плавления корового 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 вероятно путем плавления метабазитов.

Химизм главных элементов отражает петрогенезис трех контрастных групп гранитоидов. На основании класификации 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.

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) – формируются в результате переплавления осадочного материала, прошедшего цикл выветривания на поверхности,

I- (igneous) – продукты плавления метамагматических субстратов, инфракрустальный более глубинный уровень генерации магм (соответственно более основной),

M- (mantle) –являются дифференциатами основных магм,

A- (anorogenic) – продукты плавления нижнекоровых гранулитов или дифференциаты щелочно-базальтовых магм (природа наиболее дискуссионна).

Граниты S-типа относительно I-типа: Отчетливое различие для этих двух типов установлено по соотношению глинозема и щелочей и кальция. Граниты S-типа являются перглиноземистыми (Al2O3/ (Na2O+K2O+CaO)м.к. – 1,01-1,99). Содержат богатые Al минералы – биотит, мусковит, кордиерит, гранат. Граниты I-типа метаглиноземистые (< 1) или слабо пералюминиевые (0.69 - 1,2), мафический минерал – роговая обманка.

Они отчетливо различаются по характеру включений: для S-гранитов это метаосадочные породы (Q+Sil+Cord+Gra), а для I-гранитов – метаглиноземистые минеральные ассоциации с роговой обманкой (Pl+Q+Hb+Cpx+Opx). Для двух последних типов включения не характерны. В геохимическом отношении S и I-граниты имеют близкие содержания большинства элементов, прежде всего SiO2, Al2O3, FeO, MgO, Ba, V, Cu. Но есть и различия, S-граниты относительно обеднены CaO, Na2O, Sr и имеют повышенные концентрации K2O, Rb, Zr, Cr, Ni. Все эти различия в целом обусловлены тем, что источник S-гранитов прошел стадию выветривания и осадконакопления. Граниты S-типа обеднены CaO, Na2O, Sr в связи с выносом этих элементов при переходе полевых шпатов в глинистые минералы в процессе выветривания.

Граниты S-типа - верхнекоровый уровень генерации магм. Образуются в коллизионных обстановках, представлены известково-щелочными гранитными плутонами. Синколлизионные граниты имеют очень высокое 87Sr/86Sr (до 0,8) и высокие величины 18О, что указывает на коровое происхождение. Распределение изотопов и редких элементов в синколлизионных гранитах указывает, что они являются, главным образом, продуктами парциального плавления коры, и в некоторых случаях, источниками являются осадки. Образующиеся расплавы, обогащены Rb, F, B (иногда Та), которые переносятся флюидной фазой, и обеднены Y, HREE и HFSE, которые остаются в рестите от плавления.

Граниты I-типа - инфракрустальный более глубинный уровень генерации магм (соответственно более основной). I- граниты обычно метаглиноземистые с преобладанием тоналитов или гранодиоритов, 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.

Гранитоиды М-типа представлены кварцевыми диоритами и тоналитами. Они являются конечными дифференциатами толеит-базальтовой магмы. Они характерны для современных рифтовых зон СОХ, встречаются в более древних офиолитах и, вероятно, образуются в незрелых океанических дугах. Имеют очень незначительный объем. Относительно гранитоидов других типов обеднены SiO2, K2O, Rb, Nb, обогащены MgO, CaO, характерно K2O/Na2O< 1. Содержат максим количество железомагнезиальных минералов.

А-граниты варьируют по составу от субщелочных кварцевых сиенитов до щелочных гранитов с щелочными темноцветами. Они характеризуются высоким содержанием суммы щелочей (Na2O+К2О), высоким значением отношения FeO*/ MgO, низкими содержаниями Al2O3, CaO, MgO, обогащены галогенами, особенно фтором, Zr, Nb, Y, Zn, REE, обеднены Sr, Sc, V, Eu. Они также, как правило, имеют высокое первичное 87Sr/86Sr и резко обеднены Sr, P, Ti в сравнении с большинством других гранитов. Их резкое обеднение Sr, P, Ti может быть связано с фракционной кристаллизацией с удалением полевых шпатов (Sr), апатита (Р) и магнетит-ильменита (Ti).

По условиям и процессам образования они могут быть разделены на два типа. Первый, характерный для океанических островов и континентальных рифтов, это продукт дифференциации щелочно-базальтовой магмы. Второй включает внутриплитные плутоны, не связанные непосредственно с рифтогенезом, а приуроченный к горячим точкам. Происхождение его связано с плавлением нижних частей континентальной коры под влиянием дополнительного источника тепла.

Эта классификация основана на изучении фанерозойских гранитоидов (можно распространить на протерозой). Среди архейских преобладают натровые тоналиты-трондьемиты-гранодиориты. Имеют специфический состав.

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 (состоят из Pl, кпш, кварца, биотита, иногда двуслюдяные с гранатом и турмалином). Наиболее распространены. По составу близки к кларкам для гранитоидов. Образуются преимущественно в областях фанерозойской складчатости в условиях различных геодинамических обстановок (Области внутриплитового магматизма, континентальные рифтовые зоны, активные континентальные окраины калифорнийского типа).

2. палингенные щелочные гранитоиды – сменяют гранитоиды известково-щелочного ряда в длительно развивающихся складчатых поясах. В результате плавления высокометаморфизованного корового субстрата с основными и карбонатными породами. Поздние дифференциаты либо граносиениты (обогащены Zr, Nb, редкими землями), либо – лейкограниты потенциально рудоносные на W и молибден. Обеднены летучими по сравнению с 1. Повышенные концентрации Ba, Sr.

3. плюмазитовые редкометальные лейкограниты (состоят из Pl, кпш, кварца, акцессории – флюорит, топаз, циркон, монацит, кассетерит, ильменит). Резко обогащены Li, Rb, Sn, W, Nb, Ta, Be, водой и летучими (F, СL) компонентами. – литий-фтористые граниты. Резко снижены концентрации Ba Sr. Пространственно связаны с крупными массивами известково-щелочных гранитов, то есть, по-видимому, являются поздними дифференциатами глубинных очагов палингенных гранитных магм известково-щелочного ряда.

4. редкометальные щелочные граниты (по содержаниям микроэлементов близки плюмазитовым гранитам, более высокие содержания Ва, Sr – похожие геодинамические обстановки формирования). Месторождения Mo, W.

Выделение основано на двух генетических принципах:

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

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

Граниты мантийного происхождения делятся на:

1. Плагиограниты толеитового ряда - кислые производные толеитовой магмы (бедны K, летучими, литофильными элементами – Rb, Li, Be, Nb, Ta, Pb, элементами группы железа, относительно высокий Ba, Sr). Присутствуют в офиолитовых комплексах.

2. Гранитоиды андезитового ряда – кислые производные андезитобазальтовой магмы. Формируются в островодужных обстановках, на континентальной окраине, содержание литофильных элементов несколько выше, чем в 1.

3. Гранитоиды латитового (субщелочного) ряда - кислые производные трахиандезитовой магмы, формирующейся на активных континентальных окраинах и в континентальных рифтовых зонах. Массивы сиенит-диоритового, габбро-монцонитового состава, парагенезис клинопироксен- кпш. Высокое содержание Ba, Sr. Концентрации остальных элементов близки к кларкам (Rb ниже).

4. Агпаитовые редкометальные граниты (щелочной ряд) - повышенное содержание редкоземельных элементов, Y, Zr, Hf, Nb, Ta, низкий Ba, Sr. В поздних дифференциатах – повышенные концентрации F, Li, Rb.

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

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

Состав резко отличается от других типов – низкий уровень летучих (воды и фтора), высокий Ba, минимальные количества элементов группы железа (V, Cr, Ni, Co).

От мантийных гранитов к коровым устанавливается рост содержания некогерентных элементов, такая же тенденция отмечается с ростом щелочности, а для субщелочных латитовых гранитоидов характерно обогащение Ba и Sr. Для коровых типов увеличение содержания некогерентных элементов связано и со степенью дифференциации первичных расплавов.