Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок

Подождите немного. Документ загружается.

ческая

концепция

двухтомной

монографии

«Магматические

формации

СССР»

(1979).

Одновременно

во

ВСЕГЕИ

опубликованы

методиче

ские

рекомендации

«Петрохимические

исследоваиия

при

reoдинами

ческих

реконструкциях»

(1991),

включающие

себя

основы

reoдинамических

моделей

Marмo-

петрогенезиса,

том

числе

на

конвергентных

границах

плит

(коллизионных,

активных

континен

тальных

окраин).

Особый

интерес

книге,

кроме

теоретических

положений,

вызывает

интерпретация

вариаций

их

значимости

главных

петрогенных

окислов

(с.

19-22).

Например

Si0

может

использоваться

качестве

индикатора

положения

геоизотерм,

определяющих

глубину

магмогенерирующего

слоя,

Тi0

зависит

от

обводнения

среды,

поэтому

наименее

титанистыми

оказываются

высоководные

расплавы,

то

время

как

давление

способствует

переходу

титана

расплав

т.

д.

связи

различными

геохимическими

свойствами

инеодинаковой

петрогенетической

ролью

калия

натрия

привлечение

для

палеотектонических

реконструкций

суммы

щелочей

не

представляется

целесообразным.

Тем

не

менее

соответствии

Петрографическим

кодексом

процессе

петрологических

исследований

при

съемке

для

конкрет

ных

магматических

комплексов

по-прежнему

рекомендуется

качестве

главных

классификационных

составлять

диаграммы

сумма

щелочей-кремнезем

(Т

АS-диаграмма),

качестве

дополнитель

ных

диаграмму

0/Na

0-Si0

позволяющую

установить

принадлежность

комплекса

калиево-натриевому,

натриевому

или

калиевому

типам

(следует

напомнить,

что

приложения

Кодексу

содержат

обильный

справочный

материал,

том

числе

составы

наиболее

распространенных

видов

горных

пород).

Учитывая,

что

среди

коллизионных

магматитов

преобладают

средние

кислые

породы,

используют

петрохимические

системы,

анализирующие

салические

компоненты,

например,

диаграммы

0-СаО-К

или

А120

-Si0

-(Nа20+К

0),

то

же

время

учитывающие

важность

выявления

высокоглиноземистых

разновидностей

пород,

характерных

для

коллизионных

обстановок.

Общеизвестные

диа

граммы

AFM

FeO'

/MgO-Si0

(по

А.

Мияширо)

для

наших

пород,

как

правило,

не

выходящих

за

границы

известково-ще

лочных

серий,

оказываются

малоинформативными.

Представляет

определенный

интерес

диаграмма

Ti0

-FеО'

/MgO,

особенно

связи

тем,

что

среди

пород

коллизионных

обстановок

нередко

встречаются

базальты

рифтогенного

генезиса,

достаточно

отчет

ливо

диагностируемые

этих

координатах,

хорошо

отличающи

еся

от

вулканодужных

пород

нередко

попадающие

поле

базальтов

СОХ.

Интересны

диаграммы,

построенные

для

малых

петрогенных

элементов,

например,

такие

как

МпО)(

10-

Ti0

P20 s

)(10.

Возможности

большинства

перечисленных

графиков

будут

продемонстрированы

при

характеристике

наиболее

типичных

магматических

ассоциаций

коллизионной

геодина

мической

обстановки.

Для

решения

конкретных

задач

петрологического

изучения

магматитов

целей

среднемасштабной

геологической

съемки

авторы

не

считают

возможным

рекомендовать

сложные

матема

тические

методы,

требующие

серьезного

технического

оснащения,

программного

обеспечения,

также

навыков

подготовки

матери

алов

интерпретации

полученных

результатов.

Тем

не

менее

для

желающих

использовать

сложный

математический

аппарат

для

петрохимических

целей

книге

есть

ссылки

на

источники,

которые

могут

этом

помочь

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ

ПРИЗНАКИ

Минералогические

признаки

могут

успешно

использоваться

качестве

индикаторов

коллизионных

магматитов,

особенно

плуто

нических.

Одна

из

наиболее

распространенных

методик

петроге

нетической

геотектонической

типизации

гранитоидов

основана

на

изучении

кристалломорфологических

особенностей

акцессорных

цирконов

(J.

Р.

Pupin).

для

этих

целей

весьма

информативно

изучение

состава

«сквозных»

породообразующих

минералов

плу

тонических

формаций

серий.

Калиевый

полевой

шпат

является

одним

из

главных

порЬдо

образующих

минералов

гранитоидных

породах

оказывается

наиболее

информативным

при

решении

таких

петрогенетических

задач,

как

определение

глубинности

формирования

тел

темпе

ратуры

кристаллизации

магматических

расплавов.

Типоморфные

особенности калиевого

полевого

шпата

устанавливаются

только

при

детальном

исследовании

состава

структурного

состояния

(степени

упорядоченности).

предельно

упорядоченной

структуре

калиевого

полевого

шпата

весь

концентрируется

положении

(О);

полностью

разу

порядочен

ной

статистически

равномерно

распределен

по

всем

четырем

типам

Si-O

тетраэдров:

<О),

(т),

<О),

(т).

Процесс

упорядочения

протекает

рамках

как

моноклинной,

так

триклинной

симметрии

«Моноклинное

упорядочение»

приводит

симметричному

перераспределению

из

тетраэдрического

положен

ия

(0)

(т)

(0)

(т)

имеет

место

при

переходе

от

санидина

кортоклазу.

«Триклинное

упорядочение»

происходит

при

асимметричной

концентрации

позиции

(О)

при

условии,

что

содержание

(О)

(m).

Оно

имеет

место

при

переходе

от

триклинного

ортоклаза

максимальному

микроклину

(Т.

Barth).

Перераспределение

алюминия

по

позициям

(О)

(т),

отражающее

его

несбалансированное

количество

А!

(Т

О

m),

важно

знать

при

процессе

упорядочения

структуры

три

клинных

калиевых

полевых

шпатов.

Различия

KFsp

из

гранитоидных

пород

различной

формацион

ной

(и

сериальной)

принадлежности

определяются

по

степени

структурной

упорядоченности

()

или

A1T

•

Кроме

того,

кали

вые

полевые

шпаты,

характеризующиеся

одинаковыми

суммарными

значениями

Аl

(или

(),

могут

существенно

различаться

по

степени

триклинной

упорядоченности,

тогда

как

моноклинная

упорядоч

нность

оказывается

малоизменчивой.

Многомерный

статистический

анализ

состава

структурного

состояния

большой

совокупности

калиевых

пол

вых шпатов

показывает,

что

они

отличаются

только

по

своим

структурным

параметрам,

что

может

служить

дополнительным

диагностическим

признаком

при

определении

формационной

принадлежности

плу

тонических

пород.

Вторым

«сквозным

минералом

гранитоидов

является

биотит

Он

характеризуется

значительными

вариациями

состава

концен

трирует

целый

ряд

летучих,

редких

рудных

элементов.

Использование

этих

свойств

для

целей

корреляции

расчленения

оценки

потенциальной

рудоносности

гранитоидов

характерно

для

работ

Е.

Ушаковой

ю.

п.

Трошина,

В.

Козлова,

М.

г.

Руб,

А.

Е.

Силаева,

В.

Васина,

Спира

Термодина

мические

расч

ты

(А.

А.

Маракушев,

и.

Тарарин,

1965,

Ива

нов),

результаты

экспериментов

(о.

R. Wones,

Н.

Р.

Eugster)

позволяют

оценить

пределы

устойчивости

железомагнезиальных

слюд

различного

состава,

установить

зависимость

между

интен

сивностью

их

параметров

составом

расплава,

т.

е.

химический

состав

биотита

выступает

как

индикатор

физико-химических

условий гранитообразования

важный

классификационный

при

знак

при

петрогенетической

типизации

гранитоидных

серий

частности

для

разделения по месту

коллизионном

магматизме

гранитоидных

серий,

завершающихся

сходными

на

первый

взгляд

лейкократовыми

гранитами.

Отсылая

за

деталями

опубликованной

1993

г.

В.

Пу

тинцевым

С.

и.

Григорьевым

статье,

при

ведем

ряд

диагности

ческих

диаграмм.

Наиболее

выразительна

диаграмма

состава

биотитов

координатах

глиноземистость

L =

Al/

(Аl

+ Si +

lFe)

100

% *

железистость

f =

lFe/

(lFe

Mg)

100

(рис.

Она

позволяет

проанализировать

главные

тенденции

изменчивости

состава

биотитов

различных

типов

гранитоидных

серий.

Фигура

тивные

поля

высокоглиноземистых

гранитоидов

S-типа,

ильмени

товых

(lR)

магнетитовых

(l)

известково-щелочных

серий

занимают

обособленные,

почти

неперекрывающиеся

области.

Би

отиты

гранитоидов

S-типа

характеризуются

наиболее

высокими

значениями

глиноземистости,

возрастающей

от

гранодиорит-грани

товых

фаз

(L=

22-26

клейкогранитовым

(L=

28-33

Параллельно

растет

железистость

биотитов

от

50- 55 %

•

Ра

с ч е

едетс

мол

кулярных

КО

И'l

еС

ах

(11

...J

с>

..,

...

!!!

It)

C\I

;у'

(;)

о-

со

....

(;)

со

:.:

:s:

с.

о)

:s:

-J"

865

биотитовых

гранодиоритах

до

90-95

двуслю

дяных

леЙкогранитах.

Максимального

значения

оба

параметра

достигают

во

фтор-литиевых

гранитах

где

состав

триоктаэдрических

слюд

отвеча

ет

почти

чистому

сидерофиллитовому

миналу

или

отклоня

ется

области

литиевых

разност

ей

Указанные

тенденции

обусловлены

первую

очередь

плюма

зитовой

спецификой

материнских

расплавов

повышенной

глиноземистостью

кислотностью

при

сравнительно

НИЗКОй

щелочности,

также

высокой

флюидонасыщенностью

на

фоне

низкого

парциаль

ного

давления

кислорода.

Высокая

железистость

глиноз

мистость

биотитов

субщелочных

гранитов

фтор-литиевого

типа

обеспечиваются

главным

об

разом

благодаря

высокой

активности

фтора,

что

компенсирует

рост

щелочности

существенно

снижает

температуру

кристаллизации

расплавов

Диаметрально

противоположные

позиции

зани

мают

на

диаграмме

биотиты

гранитоидов

магнети

товых

серий

(l-тип),

их

фигураТИВRые

поля

располагаются

области

низких

значений

Вариации

глиноземистости

железистости

био

титах

гранитоидов

этого

типа

невелики

17-22,

33-60

%).

Сколько-нибуть

значимая

корреляция

между

ними

отсутствует

При

перехо

де

от

ранних

(более

основных

фаз)

поздним

(кислым)

железистость

биотитов

возраста

т в

поздних

лейкогранитовых

фазах

не

более

чем

на

10-15

Такая

специфика

опре

дел

яется

формиро

ванием

гранитоидов

этого

типа

из

неперенасыщен



ных

глиноземом

расплавов

обладающих

повышенной

натриевой

щелочностью.

Ассоциация

низкожел

зи

стого

биотита

магнетитом

свидетельствует

ВЫСОКОй

фугитивности

кислорода.

Фигуративные

поля

биотитов

известково-щелоч

ных

комплексов

IR-типа

располагаются

об

ла

сти

средней

высокой

железистости

(50-95

низкой

средней

глиноземистости

(17-26

Отмеча

ет

ся

их

частично

перекрытие

фиг

ратив



ными

полями

магнетитовых

серий,

вызванное

тем

что

биотиты

пород

повышенной

основности

ильме



нитовых

серий

по

железистости

сопоставимы

биотитами

гранит-лейкогранитовых

фаз

магнетито

вых

серий.

Общей

тенденцией

измен

ния

парамет

ров

состава

слюд

гранитоидов

;)того

типа

явля

тся

прогрессивный

рост

железистости

от

ранних

дио

рит-гранодиоритовых

фаз

50-60

гранит

ным

60-70

лейкогранитовым

70-

зз

%),

причем

общий

диапазон

вариаций

различных

сериях

несколько

отличается

друг

от

друга.

На

фоне

монотонно

возрастающей

железистости

намечаются

два

ТИl1а

трендов

изме

нения

глиноземистости.

Первый

«аннитовый»

характеризу

ется

сохранением

ее

уровня

пределах

18-22

независимо

от

величины

свойствен

большинству

массивов

серии

типа.

Второй

«сидерофиллитовый»

обусловлен

резким

ростом

па

раметра

биотитов

лейко-гранитовых

фаз

некоторых

массивов

Охарактеризованные

закономерности

состава

биотитов

гранитоидов

IR-типа

обусловлены

их

формированием

из

маловодных

высокотемпературных

неперенасыщенных

глиноземом

известково

щелочных

расплавов

нормальной

щелочности

кристаллизовавших

ся

условиях

низкого

парциального

давления

кислорода.

Появ

ление

сидерофиллитовой

тенденции

связано,

по-видимому,

тем,

что

поздние

фазы

ряда

массивов

формировались

условиях

более

глубокой

эманационной

дифференциации

на

заключительных

этапах

достигали

высокого

насыщения

остаточными

флюидами

(в

первую

очередь

фтором),

что

послужило

причиной

кристалли

зации

более

высокоглиноземистых

слюд,

приближающихся

по

составу

сидерофиллиту

Наряду

глиноземистостью

железистостью

важнейшим

параметром

состава

биотита

является

титанистость

Сопоставление

содержания

Ti0

общей

железистости

показывает,

что

гранитоидах

IR-

S-типов

эти

параметры

связаны

отрицательной

зависимостью.

биотитах

магнетитовых

известково-щелочных

серий

-типа

титанистость

связана

положительной

корреляционной

зависимостью

общей

железистостью

биотитов

имеет

слабопро

явленную

тенденцию

росту

при

переходе

от

более

основных

пород

кислым.

Важнейший

летучий

компонент

железомагнезиальных

слюд

фтор.

Его

концентрации

варьируют

значительных

пределах

достигают

нескольких

процентов.

биотитах

высокоглиноземистых

серий

S-типа

устанавливается

линейная

зависимость

этих

пара

метров.

Содержания

фтора

закономерно

увеличиваются

ростом

железистости

биотитов,

достигая

максимума

лейкократовых

двуслюдяных

гр

анитах.

Сходная

тенденция

свойственна

грани

тоидам

IR-типа,

однако

здесь

отмечается

менее

жесткая

корреля

ция

между

этими

параметрами.

Наибольший

рост

концентрации

фтора

отмечается

гранитных

фазах

комплексов

по

сравнению

ранними

диорит-гранодиоритовыми.

Дальнейший

рост

железистости

биотитов

при

переходе

поздним

лейкогранитовым

фазам

уже

не

сопровождается

резким

повышением

их

фтористости,

которая

сохраняется

на

примерно

постоянном

уровне

не

достигает

столь

высоких

значений,

как

лейкогранитах

S-типа.

Несколько

иной

характер

носят

закономерности

распределения

фтора

биотитах

магнетитовых

серий

I-типа.

Тенденция

увеличения

фтористости

биотитов

гранит-лейкогранитовых

фаз

относительно

более

основ

ных

проявлена

здесь

значительно

меньшей

степени

самих

ТАJ)ЛlЩЛ

ГЛАВНЫЕ ПРИЗНАКИ

БИОТИТОВ

РАЗЛИЧНЫХ

ТИПОВ

ГРАНИТОИДНЫХ

СЕРИЙ

ТИJlЫ

[

рани

тоид

Гли[ю

зс

ми

Фтористость

Железистость

Титанистость

ных

серий

СlОС

Высоког

ЛИl/озе-

Наиболее

высокая,

особенно

Железистость

связана

отрица

мистый

S-тип

ДЛЯ

заКЛlOчитеЛЫIЫХ

членов

телыюй

корреляционной

зави-

завершенных

серий

симостью

титаllИСТОСТЫО:

за-

КОlIомерно

увеличивается

от

раllНИХ

фаз

поздним

Изнестково-ще-

Низкоглинозе-

Низкофторис-

Титанистость

связана

желе

лочной

магнети-

мистые

тые

зистостыо

положительной

кор

товый

I-тип

реляционной

зависимостr,ю

Известково-ще-

Низкаll-сред-

Промежyroч

Средняя-вы

Промежуточ

ЛОЧIЮЙ

ильмени-

НЯЯ

вые

между

сокая

ные

между

товый

IR-тип

I-типами

же

фазах

устанавливается

прямо

противоположная

зависимость:

ростом

железистости

биотитов

происходит

значительное

уменьше

ние

содержания

них

фтора

наиболее

фтористыми

оказываются

соответственно

наиболее

магнезиальные

разности

слюд.

Таким

образом,

составы

биотитов

их

наиболее

информатив

ными

параметрами оказываются

важным

минералогическим

кри

терием

для

разделения

различных

гранитоидных

серий

постро

ения

для

них

ряда

генетических

моделей.

Для

наглядности

эти

свойства

биотитов

сведены

табл.

Отечественная

основном

зарубежная

литература

по

минера

логии

вулканических

пород

весьма

обширна,

особенно

по

океаниче

ским

осгроводужным

вулканитам.

Составы

породообразующих

акцессорных

минералов

увязываются

условиями

выплавления

магм,

их

последующего

кристаллизационного

фракционирования,

также

определенными

геодинамическими

обсгановками

вулканизма

(В.

DerueUe,

Р.

Davidson,

Vatin-Perignon,

В.

Coira,

Кау).

Однако

попытки

обобщить

минералогические

результаты

сделанные

по

ним

петрогенетические

выводы

связи

моделями

вулканизма

различных

reoдинамических

oбcrановках

(так

же

как

построить

индикаторные

диаграммы)

немногочисленны

(Е.

Nisbet,

А.

Реагсе,

Р.

Jakes,

А.

White

др.)

не

всегда

удачны

При

дальнейшей

разработке

это

направление

могло

бы

быть

информативным,

особенно

на

уровне

изучения

трендов

главных

породообразующих

минералов

процессе

крисгаллизации,

также

геохимии

отдельных

минералъных

фаз,

однако

насгоящее

время

нет

возможнocrи

рекомендовать

апробированные

индикатор



ные

диаграммы

cocraBa

минералов

для

вулканитов

коллизионной

reoдинамической

обстановки.

3·

расплавов

на

разных

глубинах

мантии

коре

(при

разном

составе

плавящегося

материала

разной

степени

плавления)

до

их

дифференциации,

смешения

контаминации.

Именно

это

обстоятельство

требует

комплексного

анализа

разнообразных

пет

рохимических,

геохимических

изотопно-геохимических

призна

ков.

Установлено,

что

для

выделения

пеТР9генетических

типов

магматических

пород

наиболее

информативны

три

группы

элемен

тов:

а)

литофильные

крупными

ионными

радиусами

(КИР)

к,

Rb,

Ва,

Th,

Sr;

б)

литофильные

высокозаряженными

ионами

(ВЗИ)

Тi

Zr,

Nb,

Hf,

Та;

в)

сидерофильные

Сг,

Ni,

Со,

У.

Учитывая

лых

пород,

литофильных

преобладающий

состав

преимущественно

среднекис

наибольший

интерес

представляют

обе

группы

элементов

кир

ВЗИ.

Из

многих

классификаций

элементов-примесей,

основанных

на

разных

принципах,

авторами

выделена

именно

эта

группировка

(кир

ВЗИ),

так

как

ней

присутствуют

именно

те

фундаментальные

свойства

атомов

ионов,

которые

определяют

предпочтительность

их

поведения

различных

петрогенетических

процессах

[Сондерс,

Тарни,

1987].

Так,

элементы

кир

активны

водной

среде

проявляют

щелочные

свойства,

то

время

как

элементы

ВЗИ

проявляют

амфотерные

свойства,

что

приводит

их

разделению

«сухих»

условиях

выплавления

магм.

Первые

выносятся

гидратными

флюидами,

то

время

как

вторые

стабилизируются

остаточных

фазах.

Первые

дают

подвижные

хлоридные

соединения,

вторые

преимущественно

переносятся

виде

комплексных

фтористых

анионов.

Эти

другие

свойства

приводят

тому,

что

разные

магматические

типы

различаются

по

соотношению

элементов

кир

ВЗИ

уже

на

уровне

магмогенерирующего

источника.

эволюция

магм,

т.

е.

фракционирование,

особенности

флю

идно-магматическое

взаимодействие

при

эволюции

магматического

очага,

вызывают

дополнительное

разделение

элементов

групп

кир

ВЗИ.

При

типизации

гранитоидных

образований

индикаторная

роль

элементов-примесей

хорошо

известна

(Л.

В.

Таусон,

П.

Г.

Не

дашковский,

А.

М.

Ленников).

Их

поведение

магматических

системах

вполне

закономерно

определяется

главным

образом

их

концентрированием

ограниченном

числе

минеральных

фаз.

Так,

стронций

концентрируется

плагиоклазах

калиевых

полевых

шпатах,

для

которых

коэффициенты

распределения

(КР)

намного

превышают

единицу

Так, по

различным

оценкам,

КР

стронция

плагиоклазах

находится

диапазоне

2,3-7,0,

щелочных

полевых

шпатах

варьирует

от

2,5

до

13,0.

Необходимо

подчеркнуть

при

этом,

что

ростом

основности

плагиоклазсв

величина

коэффициента

распределения

YMeНl,

шается

основных

разностях

битовнитах

анортитах

уже

не

превыщает

единицы

(В

Антипин,

Г.

Б.

Ферштатер).

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ

ПРИЗНАКИ

(В

ТОМ

ЧИСЛЕ

ПО

ГЕОХИМИИ

РЗЭ)

Геохимич

еск

ие

данные

являются

следующим

уровнем

иденти

фикации

серий

формаций

дополняющим

ут

очняющим

их

петрографо-петрохимические

характеристики.

Геохимич

еские

по



строения

рекомендуется

проводить

на

основе

количественных

спектральных

(Ва,

Ga,

Сг,

Ni,

Си,

У,

Zn,

Со

Мо,

Zr, Nb,

У,

РЫ

рентгеноспектральных

(U,

Th,

РЬ,

Sr, Rb, Zr,

У,

Nb)

определений

дополнительно

используются

езул

ьтаты

нейтрон

но

активационного

анализа,

одновременно

опр

еделе

ни ем

Р3Э

устанавливается

сод

ржание

Та,

Hf.

Известно,

что

элементы-примеси*

ведут

себя

магматических

проц

ессах

по-раз

ному.

Их

поведение

равновесной

сист

расплав-кристалл

зависит

прежде

всего

от

коэффициента

распр

еделе

ния

элемента

во

всех

минералах

данного

парагенезиса

(Кокс,

Белл,

Панкхерст

1982,

с.

306-307).

Элементы

коэффици

ент

ом

распределения

меньшим

или

равным

называются

несовместимыми

(или

ко



герентными),

во

время

плавления

кристаллизации

они

пр

еи

му

щественно

концентрируются

жидкой

фазе.

Элементы

коэффи

циентом

распределения

больше

называются

совместимыми

(или

когерентными),

они

преимущественно

сохраняются

или

экстраги

руются

соответственно

остаточных

или

кристаллизующихся

твердых

фазах

Конкретные

элементы

процессе

магматической

эволюции

могут

переходить

из

одной

группы

другую

зависимости

от

изменения

состава

равновесного

парагенезиса

твердых

фаз

Например

Sr,

несовместимый

ультраосновных

составах,

становится

совместимым

присутствии

значительных

количеств

плагиоклаза

становится

совместимым,

есл

минеральном

парагенезисе

есть

слюда,

амфибол,

калиевый

полевой

шпат

т.

д.

связи

этим

полезно

выделить

элементы,

несовместимые

по

отношению

ко

всем

минералам,

образующимся

при

эволюции

магм

мантии

(оливин,

пироксен,

шпинель

гранат),

К,

Rb, Sr,

Ба

Zr,

Th,

легкие

Р3Э

(LREE).

Рассматривая

различные

модели

плавления

кристаллизации

(парциальное

плавление,

плавление

нарастающей

порцией

ли

фракционное,

релеевское

плавление,

зонная

плавка,

фракциони

рование

кристаллов),

К.

Г.

Кокс

др.

(1982)

излагают

предви

димые

эффекты

поведения

совместимых

несовм

естим

ых

эле

мен



тов

названных

процессах

(Там

же,

с.

321-332).

Сложность

неоднозначность

петрогенетической

интерпретации

распределения

элементов-примесей

магматических

породах

исследуемых

фор

маций

серий

связаны

именно

многообразием

процессов

становления

магматических

пород,

начиная

от

выплавления

•

ОБЫЧIЮ

подразумевают

лемеllТЫ,

...

аходящиеся

IIС

ООЫХ

КО"'ЦСlIтрациях

сколько

ТЫСЯ

на

миллио

...

ме

...

се

(Кокс,

Бслл,

Па",кхсрст,

1982) .

Для

остальных

породообразующих

минералов

КР

стронция

обычно

ниже

десятки

раз.

Барий,

геохимические

свойства

которого

во

многом

аналогичны

стронцию,

так

же

как

последний,

активно

накапливается

щелочном

полевом

шпате

(КР

0,9-5

,6).

плагиоклазах

же

КР

бария

стабильно

ниже

единицы.

Наиболее

высокий

КР

бария

свойствен

биотиту

(3-9)

ЗакономернОСти

распределения

рубидия

во

многом

определя

ются

его

тесным

родством

калием

его

преимущественным

концентрированием

калиевых

минералах

полевом

шпате

(КР

0,5-1

биотите

(1,5-3,1).

Главными

концентраторами

лития

являются

слюды,

средние

величины

КР

которых

составляют

для

биотита

для

мусковита

1 0,7

при

очень

широком

диапазоне

вариаций

значений

меньшей

степени

концентрируется

моноклинном

пироксене

(КР

1,3-3,0)

магнетите

(КР

= 2,3).

Содержание

КИР-элементов

гранитоидах

во

многом

опред

е

ляется

устойчивостью

минералов

процессах

парциального

плав

ления

исходных

субстратов

кристаллизационной

дифференциа

ции

возникших

расплавов

(Кокс,

Белл,

Панкхерст,

1981).

Особую

роль

распределении

элементов-примесей

гранитоидах

играет

смена

ликвидусных

парагенезисов

ри

кристаллизационной

диф

ференциации:

на

ранних

стадиях

эволюции

средних

умеренно

кислых

известково-щелочных

расплавов

среди

фракционирующих

фаз

-к

онцентраторов

КИР-элементов

доминирует

плагиоклаз,

что

приводит

относительному

обогащению

остаточных

расплавов

Ва

при

снижении

концентраций

Sr.

более

дифференцирован

ных

системах

качестве

ликвидусных

фаз

наряду

плагиоклазом

начинают

фигурировать

калиевый

полевой

шпат

триоктаэдри

ческие

слюды,

что

приводит

падению

концентраций

наряду

со

Sr,

также

Ва при

относительно

стабильном

содержании

или

слабом

росте

концентраций

последнего

(А.

Tsusue).

Такая

смена

ликвидусного

парагенезиса

приводит,

как

правило,

колоколооб

разному

виду

вариационных

кривых

Ва

на

диаграммах

Харкера

Коллизионные

магматиты

находят

свои

геохимические

черты

на

известных

бинарных

тройных

диаграммах

Nb-

У,

Та-

УЬ,

Rb-(У+NЬ), Rb-(УЬ+Та)

Ba-Rb-Sr.

более

поздней

работе

(Harris,

Реагсе,

Tindle, 1986),

специально

посвященной

коллизи

онному

магматизму,

при

водится

ряд

модификаций

тройной

диа

граммы

Hf-Rb

-Ta

;

показывающих,

одной

стороны,

общую

позицию

среднекислого

коллизионного

интрузивного

магматизма

относительно

океанических,

внутриплитовых

вулканодужных

пород

(Hf-Rb/

10-Tax3),

другой,

более

значительные

различия

внутри

группы коллизионных

комплексов

(Hf-Rb/30-Tax3).

Эти

же

различия

частности

для

гранитоидов,

достаточно

отчетливо

прослеживаются

на

бинарных

графиках

RbISг-Si0

Ta-Nb,

на

которых

отчетливо

видно

своеобразие

синколлизионных

гранито

идов

относительно

пред-,

поздне-

постколлизионных

аналогов

Таким

образом,

для

идентификации

коллизионных

гранитоидов