Лекции по геохимии элементов

Подождите немного. Документ загружается.

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

101

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.

Параметр Автор Происхождение

Коровое Смешанное Мантийное

Шенд Пералюминиевые

Al/CаNаKа>1,1

Метаалюминиевые

A/CNK£1,1

Перщелоч-

ные

A<NK

Петрохи-

мия

Ламейер,

Боуден

Лейкограниты Известково-

щелочные

граниты

Толеи-

товые

Щелоч-

ные

Петрохи-

мия

Чаппел,

Уайт,

Коллинз,

Вален

S-тип I-тип M-тип А-тип

Геохимия Таусон Плюм

азито

вые

лейко-

грани-

ты

Ультра-

метаморфич

еские

Палингенные

граниты

(нормальные и

субщелочные)

Толеито

-вые

плагиог

раниты

Агпаито

-вые

лейкогр

аниты

Геохимия Пирс Коллизионные

син- и посттектонические

Вулкани-

ческих дуг

ORG Внутри

плитны

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.

102

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 d18О, 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

103

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,

104

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

105

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).

Эле-

мент

Толе

итов

ые

Анде-

зито-

вые

Лати

товы

Агпаи

товы

редко-

мета

лльны

Палин

генны

извест

щелоч

Плю-

мази

товы

редко-

мета

л.

Палин

генны

щелоч

-ные

Редко

мета

лльны

щелоч

-ные

Ультр

амета

морфи

ческие

106

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

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.

ГЕОХИМИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА

Метаморфизм – это твердофазное изменение минерального состава и структур

горных пород под влиянием меняющихся температуры и давления. Собственно

метаморфические породы образуются в интервале от 300 до 900-1000

С и давлениях от

1до 18 кбар.

Метаморфизм подразделяют на несколько типов, из которых наиболее важными

являются,:

107

1. Региональный, охватывающий большие объемы горных пород. Его главными

факторами являются литостатическое давление и Т, увеличивающаяся в

соответствии с величиной регионального геотермического градиента.

2. Контактовый, связанный с дополнительными источниками тепла и флюидов в

виде крупных итрузивных тел.

Минеральный состав метаморфических пород обусловлен, с одной стороны,

исходным химическим составом протолита (вещества, которое претерпело

метаморфизм), а с другой, условиями метаморфизма, прежде всего Т и Р, в меньшей

степени давлением и составом флюида. Т и Р не только всецело определяют

характер метаморфических реакций и стабильность тех или иных минеральных

фаз, но и степень достижения равновесия. При прогрессивном метаморфизме рост

Т, а также циркуляция летучих ускоряют реакции и рост зерен, регрессивный

метаморфизм, протекающий на фоне снижения Т, при недостатке летучих

приводит к неполному протеканию реакций или даже совсем не вызывает

изменений.

С самого начала изучения метаморфизма пород существовало два мнения:

1) метаморфизм при полном преобразовании минерального состава и структуры

породы не изменяет существенно ее химический состав, то есть протекает

изохимически;

2) при метаморфизме происходит интенсивное изменение химического состава

породы, то есть процесс метаморфизма аллохимический.

Геохимия регионального меитаморфизма.

Чтобы однозначно доказать изохимичность преобразования пород требуется знать

состав неметаморфизованных эквивалентов – протолитов метапород, который в

большинстве случаев не известен. Тем не менее, существуют редкие зональные

метаморфические комплексы, в которых метаморфическая зональность располагается

вкрест простирания слоистой метаморфической толщи. Поэтому удается проследить и

изучить химический состав породных слоев толщи, метаморфизм которой

последовательно нарастает. В таких зональных комплексах мы можем наблюдать одну и

ту же исходную породу от практически не метаморфизованной или слабо

метаморфизованной до метаморфизованной вплоть до амфиболитовой фации.

Примером таких детальных исследований служит изучение зональных

метаморфических комплексов умеренных и высоких давлений хр. Хамар-Дабан и

108

Патомского нагорья, выполненные В.А.Макрыгиной и Б. Петровым. Ими рассмотрено

поведение широкого круга петрогенных и редких элементов, включая летучие (H

O, B, F,

P), редкие щелочные и щелочно-земельные элементы (Li, Rb, Cs, Ba, Sr), а также Pb, Zn,

Sn, Be, Co, Ni, V, Sc и РЗЭ, в породах различного исходного состава. В хамардабанской

серии метаморфическая толща включала метапелиты, метаграувакки, известковистые

метаалевролиты, метаморфизованные от биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой

фации до ортоклаз-силлиманитовой субфации амфиболитовой фации. Авторами

установлено, что на этапе регионального метаморфизма изменения в составе пород

не значимы, то есть и петрогенные и редкие элементы ведут себя инертно. Элементы

лишь перераспределяются из одних минералов в другие. Повышение Р, например,

препятствует вхождению РЗЭ в породообразующие минералы, что вызывает возрастание

количества акцессорных фаз, концентрирующих эти элементы, таких как ортит, апатит,

сфен. Переход элементов-примесей из сорбированного состояния в структуры силикатов

или перераспределение между породообразующими и акцессорными минералами и

обеспечивает при длительном течении метаморфизма практически изохимический его

характер. Изученные породы по содержанию редких элементов сильно различались

между собой и эти различия не менялись с ростом метаморфизма. Существенно

снижаются лишь содержания Н2О и В. Таким образом, была доказана изохимичность

метаморфизма для указанного ряда элементов.

Более сложным является получением доказательств изохимичности метаморфизма на

уровне гранулитовой фации. Как известно, гранулиты отсутствуют в зональных

метаморфических комплексах, в редких случаях выявлены переходы от

высокотемпературной субфации амфиболитовой фации к гранулитовой. Большинство

примеров метаморфических комплексов, включающих гранулитовую и амфиболитовую

фации, относится к повторному регрессивному метаморфизму гранулитов в условиях

амфиболитовой фации. Поэтому исследование поведения элементов при гранулитовом

метаморфизме базируется на общих сопоставлениях уровней накопления микроэлементов

в гранулитах и неметаморфизованных магматических и осадочных породах.

Гранулитовый метаморфизм архея на прогрессивном этапе также носит

изохимический характер. Его особенностью является низкое абсолютное количество

летучих компонентов и существенно углекислотный состав метаморфогенного флюида,

преобладание безводных минералов, относительная бедность пород Rb, U и обогащение

Ba, Co, Ni, Cr и V, обусловленные особенностью состава древних изверженных и

осадочных протолитов. Возможно, что U все-таки выносится при метаморфизме.

Таким образом, прогрессивный региональный метаморфизм протекает

изохимически. Это подразумевает, что протекают реакции дегидратации и

декарбонатизации, что сопровождается изменением содержания Н

О и СО

Геохимия контактового метаморфизма.

109

Прогрев вмещающих пород у контактов горячего интрузива приводит к появлению

метаморфических пород контактового метаморфизма – роговиков. Имеющиеся

геохимические работы показали, что породы при ороговиковании теряют летучие

компоненты без изменения содержания главных элементов. Но при кристаллизации

рудоносных интрузий ранний этап ороговикования пород и тепловой отгонки воды

сменяется поступлением из остывающей интрузии гидротермальных растворов, несущих

F, Cl и редкие металлы, приводя к образованию рудных жил. Но это уже не

метаморфическое, а метасоматическое изменение пород.

Использование геохимических данных для реконструкции условий формирования

метаморфических пород.

Так как прогрессивный метаморфизм имеет изохимический характер, это позволяет

восстановить природу протолита (исходной породы) даже для высокометаморфизованных

толщ. При региональном метаморфизме постепенно исчезают важнейшие признаки

первичной природы пород - меняется минеральный состав, текстуры и структуры. Для

выяснения природы протолита остается только химический состав метаморфических

пород. Существует много диаграмм, позволяющих это сделать. Например, тройная

диаграмма де Ля Роша SiO2 – TiO2 + ∑FeO + CaO – Al2O3. На диаграмме показаны поля

глин, аркозов, граувакк, карбонатных пород, а также линия магматических

дифференциатов от габбро до гранитов. Сравнение составов изучаемых метаморфических

пород на диаграмме с этими полями позволяет сделать вывод об их осадочной,

вулканогенной или осадочно – вулканогенной природе.

Диаграмма Юдовича в координатах Na2O+K2O – (Fe2O3+FeO+MgO)SiO2 служит для

разбраковки метатерригенных пород и метариолитов. Более простая, но удобная

диаграмма использует соотношение Al2O3/SiO2 – SiO2. Это отражает степень

выветривания пород: все осадочные породы от кварцитов до латеритовых кор

выветривания располагаются вдоль гиперболической кривой. Продукты вулканизма или

незрелые продукты их разрушения образуют тренды, отклоняющиеся от кривой осадков.

Далее, для реконструкции геодинамической природы образования метаморфической

толщи могут быть использованы диаграммы, обычные для магматических пород, если

метаморфиты имели магматическую природу, или для терригенных пород в противном

случае..

ГЕОХИМИЯ ОСАДОЧНОГО ПРОЦЕССА

110