Скляров Е.В. (ред.) Интерпретация геохимических данных

Подождите немного. Документ загружается.

Интерпретация

геохимических

даннь

Процессы после застывания

Взаимодействие с

морской и грунтовыми

волами

Процессы в магматических

камерах

Дегазация

Гидротермальные изменения

Выветривание

Метаморфизм

Фракционная кристаллизация

Контаминация

Фракционная кристаллизация

Ассимиляция

Смешение

магм

Контаминация

Ликвация

Фракционная кристаллизация

Контаминация

Геодинамические условия транспортировки магм

Состав источника

/Т-условия

плавления

Степень плавления

Смешение

Рис. 1.10. Диаграмма, иллюстрирующая главные

процессы,

контролирующие хи-

мический состав магматических пород

Диагенез

•

Отложение

Химия

поровых

вод

Химия грунтовых вод

История захоронения

Геотермальный градиент

Скорость опускания

Биогенные процессы

Химические процессы

(эвопаритизация,

выветривание)

Транспортировка

Гидравличес-

кая сортировка

Период

отложения

Детритовый

материал

Физическое выветривание

(умеренный/арктический

климат, быстрое

воздымание)

В растворах

Выветривание

Химическое выветривание

(тропический климат,

медленное воздымание)

;

Состав

провинции

Тектоническая обстановка

Рис.

1.П.

Диаграмма, иллюстрирующая главные процессы,

контролирующие

хи-

мический состав осадочных пород

Глава

Базовые понятия и

определения

в геохимии

Метаморфические породы

—

Парциаль-

ное

плавление

Процессы, связанные с флюидами

(реакции гидратации/дегидратации)

Подвижность элементов

Состав флюида

Соотношение

флюид/порода

Протолит 2

Тектоническое

смешение

Изохимические

изменения

(

Протолит

рис. 1.12. Диафамма, иллюстрирующая основные процессы, контролирующие хи-

мический состав метаморфических пород

род. При метаморфизме магматических пород также может проис-

ходить изменение их состава при взаимодействии с флюидом, что

будет более подробно обсуждено ниже.

1.4.2. Факторы, определяющие геохимическую

специфику осадочных пород

Геохимическая специализация осадочных пород определяется

многими факторами, главные из которых показаны на рис.

1.П.

Химический состав питающих провинций является, вероятно,

наиболее важным в контроле состава осадочных пород. В свою оче-

редь состав провинции является функцией геодинамической об-

становки ее формирования. Условия выветривания также могут

вносить свою лепту

.в

геохимические особенности осадочных по-

род, и в некоторых случаях при изучении последних можно выя-

вить геохимические характеристики, связанные именно с этим

фактором. Значительные изменения химизма пород могут иметь

место в процессе переноса осадочных частиц: некоторые

примес-

ные элементы концентрируются в глинистой составляющей и во

Фракции тяжелых минералов с соответствующим обеднением су-

щественно кварцевой фракции. Эти процессы также зависят от

продолжительности перерыва между эрозией и отложением.

Изменения химизма будут также определяться обстановкой

°садконакопления,

которая в большой степени контролируется

скоростью

опускания. Химические и биохимические процессы,

Контролирующие

растворимость элементов в морской воде и под-

водное

выветривание, также важны в изменении составов неко-

орых

типов осадков. При изучении процессов, воздействующих

осадочные породы после их отложения, необходимы соотно-

Интерпретация

геохимических данных

шения стабильных изотопов. Так, стабильные изотопы кислорода

и водорода являются индикаторами особенностей морской воды

при седиментации. Изотопы углерода и кислорода используют при

изучении процессов диагенеза известняков. Зависящее от темпе-

ратуры фракционирование изотопов кислорода можно

использо-

вать для расчета геотермальных градиентов при диагенезе и ре-

конструкциях условий захоронения осадочных пород.

1.4.3. Факторы, определяющие геохимическую

специфику метаморфических пород

Определяющую роль в геохимических особенностях метамор-

фических пород играет состав протолита (породы, подвергшейся

процессам метаморфизма). Иногда процесс метаморфической ре-

кристаллизации является изохимическим, но гораздо чаще при ме-

таморфизме происходят изменения химического состава. Эти изме-

нения определяются главным образом воздействием флюида и РТ-

условиями метаморфизма. Поступление или удаление воды при ме-

таморфизме в результате реакций гидратации и дегидратации вызы-

вают изменение общего состава вследствие различной подвижности

элементов. Процесс изменения контролируется составом флюид-

ной фазы, температурой метаморфизма и долей флюида в породе.

При высоких степенях метаморфизма в присутствии воды

нередко наблюдаются процессы частичного плавления. Сегрега-

ция и обособление расплава приводит к дифференциации родо-

начальной

породы на рестит и выплавку. В этом случае природа

химических изменений состава будет определяться степенью и

особенностями плавления.

Изменения химизма метаморфических пород при отсутствии

флю-

идной фазы контролируются диффузией ионов в твердофазном со-

стоянии,

определяемой стабильностью минералов и характером

метаморфических реакций — функцией

/Т-условий

метаморфизма.

1.5. Основные источники некорректности

геохимических данных

Рассмотрим возможные источники появления некоррект-

ных геохимических данных. Неверные геохимические данные мо-

гут появляться по следующим причинам:

Загрязнение

проб

при

их подготовке может быть источником

ошибок в геохимическом анализе. В основном загрязнение проис-

на

Базовые

понятия

и определения

геохимии 43

ходит

при дроблении и истирании проб и может быть результатом

попадания материала предыдущих проб или попадания частиц

дробильного

аппарата. Загрязнение можно предотвратить тщатель-

ной

очисткой аппарата от предыдущей пробы. При истирании не-

обходимо учитывать материал, из которого изготовлены истира-

ющие цилиндры. Так в большинстве случаев происходит загрязне-

ние

вольфрамом, кобальтом, танталом и скандием, в меньшей

степени — ниобием. Поскольку спектральные линии вольфрама

перекрывают линии других элементов, то и для последних могут

быть получены неверные концентрации. Если цилиндры изготов-

лены из хромированной стали, то происходит существенное обо-

гащение пробы железом, хромом, умеренное обогащение мар-

ганцем, а если из высокоуглеродистой стали, то наблюдается оба-

гашение пробы железом, хромом, марганцем, цинком.

Другими источниками загрязнения в природе могут быть

корки на образце, обогащенные природными водами или морс-

кой водой. Чтобы избежать этого, рекомендуется обрабатывать на-

пиленные пластинки из образцов перед дроблением 1 М НС1 в

течение нескольких минут. Загрязнение от нечистых реагентов при

растворении пудры также может быть серьезным источником

оши-

бок. Чтобы избежать этого вида ошибок, рекомендуется анализи-

ровать реагенты и сравнивать их с бланковой пробой.

2. Калибровка. При использовании многих современных мето-

дов анализа концентрации измеряются по отношению к стандарту

известного состава. При этом строится так называемая калибровоч-

ная кривая стандарта. Используемыми стандартами являются либо

ультрачистые химические реагенты, либо аттестованные пробы в

случае присутствия матричного эффекта. В обоих случаях при измере-

нии стандарта используют наиболее точную методику. Очевидно, что

точность

окончательного

анализа образца зависит от точности опреде-

ления стандарта, поэтому здесь возможны систематические ошибки.

3. Перекрытие пиков. В большинстве используемых методов

геохимического анализа необходимый элемент не экстрагируется

специально

от других элементов, а осуществляется одновремен-

ное определение содержаний серии элементов. При этом нередки

случаи

наложения спектральных линий или пиков, поэтому из-

меренное

значение для какого-либо элемента может быть суще-

ственно завышенным в результате присутствия другого элемента. В

большинстве методик эффект наложения может быть подсчитан и

Учтен

в окончательном результате.

Интерпретации

геохимических

данных

Подводя итог всему изложенному в гл.

выделим два

основ-

ных момента:

1. В целях практического использования при геохимических

исследованиях выделяются четыре основные группы химических

элементов:

а) главные элементы, содержания которых обычно приво-

дятся в массовых процентах их оксидов

(SiO

TiO

FeO

MnO,

MgO, CaO,

);

б) элементы-примеси, содержание которых обычно приво-

дится в граммах на тонну (г/т). Эта группа включает широкий спектр

химических элементов и может быть подразделена на несколько

более узких групп элементов со сходным поведением в геологи-

ческих процессах: крупноионные

литофилы

(Cs, Rb, К, Ва, Sr,

РЬ

высокозарядные элементы (Sc, Y, Th, U, Pb,

Zr,

Hf,

Ti, Nb, Та, РЗЭ), редкоземельные элементы (La, Се, Pr, Nd,

Pm,

Sm, Eu, Gd,

Tb,

Dy, Ho,

Er,

Tm,

Yb,

Lu),

транзитные

элементы (Sc, Ti, V, Cr, Mn, Fe,

Co,

Ni,

Cu,

Zn), элементы

платиновой группы (Ru, Rh, Pd, Os,

Ir,

Pt);

в) радиогенные изотопы, среди которых наиболее часто ис-

пользуются изотопы следующих элементных пар

(K-Ar,

Rb-Sr

Sm-Nd,

U-Pb);

г) стабильные изотопы, среди которых наиболее примени-

мыми являются изотопы кислорода, водорода, углерода и серы.

2. Геохимическая специфика любой исследуемой породы или

породного комплекса определяется многими геологическими про-

цессами, протекающими на глубине или на поверхности. Выде-

лим основные факторы, определяющие геохимические особен-

ности магматических, осадочных и метаморфических пород:

а) геохимическая специфика магматических пород определяется

процессами выплавления, эволюции магматической камеры и ус-

ловиями кристаллизации или излияния; главными факторами явля-

ются: состав протолита, степень и условия плавления протолита,

процессы кристаллизационной дифференциации, ассимиляции вме-

щающих пород, смешения магм разного состава, контаминации;

б) особенности геохимии осадочных пород определяются:

составом питающей провинции, условиями переноса материала,

условиями осаждения материала, условиями диагенеза;

в) главным фактором, определяющим геохимическую спе-

цифику метаморфических пород, является состав

протолита,

т.е.

породы, которая подверглась метаморфическим изменениям.

Глава 2. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ

ДАННЫХ ПРИ ИЗУЧЕНИИ МАГМАТИЧЕСКИХ

ПОРОЛ

Основной импульс и развитие геохимические методы иссле-

дований получили при изучении магматических пород. Геохими-

ческие данные обладают высокой информативностью при рекон-

струкциях обстановок процессов плавления и эволюции магмати-

ческих систем. Использование главных элементов и элементов-

примесей позволяет решать разнообразные задачи, среди которых

можно выделить три основные группы: 1) классификация магма-

тических пород; 2) изучение закономерностей эволюции магма-

тических серий, комплексов и т.п.; 3) определение геодинами-

ческих обстановок формирования магматических комплексов. Ниже

мы рассмотрим подробнее возможности использования геохими-

ческих данных при решении этих задач.

2.1.

Классификация магматических пород

Для классификации магматических пород существуют не-

сколько

подходов,

главными из которых являются петрографи-

ческий и химический. В первом случае в качестве классификаци-

онного признака используется минеральный состав пород, во вто-

ром - особенности их химического состава. Эти подходы не явля-

ются полностью альтернативными, поскольку минеральный со-

став той или иной породы во многом определяется ее химизмом.

Классическая петрографическая классификация магматических

пород детально рассматривается в курсе петрографии [И, 31],

здесь остановимся только на химических классификациях пород.

Множественное число в данном случае используется не случай-

но, поскольку наряду с классификацией для всей совокупности

эффузивных или интрузивных пород существует достаточное чис-

ло

вариантов систематики конкретных групп пород, например

пород основного состава или

гранитоидов.

В этой главе рассмот-

рим наиболее часто применяемые диаграммы для разделения маг-

Интерпретация геохимических данных

матических пород или породных серий. Сразу оговоримся, что

диаграммы А. Н.

Заварицкого

[18] и П. Ниггли, при построении

которых используется химический состав породы здесь не рас-

сматриваются, поскольку принципы расчета и построения диаг-

рамм подробно изложены в классических учебниках по петро-

графии

[11].

2.1.1.

Классификации магматических пород

в целом

Для систематики всей совокупности магматических пород

наиболее широко используемой является диаграмма

(Na

ЬЦО)

—

SiO

Существуют разные версии этой диаграммы как для интру-

зивных, так и для эффузивных пород. Одной из таких версий для

вулканических пород является

диаграмма,

предложенная Ле Мэт-

ром [175J, которая построена на основании изучения 24000 све-

жих вулканитов (рис.

2.1).

На ней показаны поля различных типов

вулканитов, названия которых являются общепринятыми. Эта ди-

аграмма подразделяет породы по содержанию кремнезема на

ультраосновные, основные, средние и кислые. Выделенные клас-

сы пород в свою очередь подразделяются на группы или классы

по содержанию щелочей. Иногда выделяются поля совмещенных

типов пород, разделение которых без введения дополнительных

- Тефрит

(Ol

Базанит

(О]

> 50

2 — Пикробазальт

3 —

Трахибазальт

4 —

Базальтовый

андезит

5 —

Базальтовый

трахианделит

•

Ультраосновные

45 55 65

SiO

(мае.)

Ос-

НОВ-

Средние Кислые

НЫе

Рис. 2.1. Диаграмма

(Na

SiO, для

классификации

и номенклатуры

вулканических

пород

[175J:

Q—

нормативный кварц; 01 - нормативный оливин

лава

Использование геохимических данных при изучении магматических пород

параметров невозможно. Например, поле базанитов и тефритов.

Для отделения их друг от друга необходимо использование диаг-

рамм с другими элементами. Следует иметь в виду, что наиболее

корректно диаграмма «работает» при изучении свежих или отно-

сительно малоизмененных вулканитов, поскольку при вторичных

изменениях нередко происходит обогащение или обеднение ще-

лочами вулканических пород. Перекрытия полей различных типов

пород очень невелики. Кроме того, диаграмма малопригодна для

богатых калием или высокомагнезиальных пород. При ее построе-

нии все анализы должны быть пересчитаны на 100 % после ис-

ключения содержаний воды и углекислого газа.

Отдельный вариант диаграммы с теми же координатами пред-

лагается для интрузивных пород (рис. 2.2;

[248]).

Эта диаграмма

имеет большое практическое значение, поскольку других диаг-

рамм, охватывающих всю совокупность интрузивных пород про-

сто нет. Сопоставление диаграмм на рис.

2.1

и 2.2 показывает, что

границы

полей интрузивных пород и их вулканических аналогов

не совпадают. В отечественной литературе принят упрощенный ва-

риант разделения пород, даже не столько пород, а породных се-

рий, позволяющий выделять нормальную (толеитовую), субще-

лочную и щелочные серии (рис. 2.3).

•

Ультраос-

новные

Основ-

ные

Средние

Кислые

Нефели-

новый

-С

Сиенит

aoop^-

| Диорит

У^

•*

Кварцевый

Габбро

диорит

(гранодиорит)

40 50 60

SiO,,

% (мае.)

Рис.

2.2.

Диаграмма

(Na

О)

SiO

для классификации и номенклатуры

Ин

трузивных

пород [248]. Линия на диаграмме отделяет поля субщелочных и ще-

лочных

пород

Интерпретация

геохимических

данных

2 Использование геохимических данных при изучении магматических пород

Серии нормальной

щелочности

52 58 64

SiO,,

(мае.

Рис. 2.3. Диаграмма

(Na

О)

SiO

для магматических пород. Линиями на

диаграмме

оконтурена область распространения субщелочных пород

Для выделения различных серий магматических пород, ко-

торые подразделяются на нормальную

(толеитовую),

известково-

щелочную,

субщелочную и щелочную, используются как дивари-

антные,

так и тройные диаграммы. Среди последних наиболее

популярной является диаграмма

АРМ

(рис. 2.4), где А сумма ще-

лочей

(Na

O),

F - суммарное железо, определяемое по

формуле

0,9Fe

+ FeO, a M - содержание MgO. Линия на диаг-

рамме (рис. 2.4) разделяет породы

известково-щелочной

и толеи-

товой серий.

Толеитовые

серии

Известково-

щелочные

серии

ЛЛЛЛЛЛЛЛ7Г

(Na,O

К,О)

(MgO)

Рис. 2.4. Диаграмма

АРМ

[(Na

О)

FeO

- MgO].

Граница

толеитовой

и известково-щелочной серий по X.

Куно

[169]

Вулканические породы субщелочных серий могут быть под-

разделены

по соотношению кремнезема и калия на диаграмме

O-SiO,

(рис. 2.5). Ле Мэтр [175] предложил выделять высоко-

калиевые'

(В.К),

умеренно-калиевые

(У.К)

и низко-калиевые

(Н-К)

типы и предложил использовать их для базальтов, андези-

тобазальтов,

андезитов, дацитов и риолитов. Эта номенклатура

приблизительно совпадает с предлагаемыми ранее низко-калие-

выми

(толеитовыми),

известково-щелочными

и высококалиевы-

ми сериями. Положение трендов серий показано на рис. 2.5.

55 65

SiO

;

(мае.)

Рис. 2.5. Диаграмма

К,О

- Si О для вулканических пород [175]

Применяют и другие диаграммы, часть из которых будет рас-

смотрена ниже при обсуждении геодинамических обстановок фор-

мирования магматических пород.

2.1.2. Классификации пород основного состава

Для классификации пород основного состава используют

Диаграммы, описанные выше как общие для классификации всей

совокупности магматических пород и позволяющие разделять по-

роды на различные серии (толеитовую, известково-щелочную,

убщелочную,

щелочную и т.д.). Большинство классификаций

пород основного состава основано на выделении серий пород,

характеризующихся

различными петрогеохимическими особенно-

стями. Вкратце рассмотрим одну из таких классификаций, исполь-

зующуюся

для подразделения вулканических пород. Согласно этой

Классификации

выделяются следующие петрохимические серии:

Интерпретация

геохимических

данных

толеитовая, известково-щелочная,

щелочно-базальтовая,

щелоч-

ная и латитовая.

Вулканиты

толеитовой

серии представлены в основном ба-

зальтами, но отмечаются также андезиты и более кислые разно-

видности. Образуются они из магм, насыщенных кремнеземом.

Среди нормативных минералов всегда присутствует гиперстен.

Базальты этой серии распространены в срединно-океанических

хребтах (примитивные базальты) и, соответственно, на дне

океа-

нов, в древних

офиолитовых

комплексах, во фронтальных частях

островных дуг, в континентальных

рифтовых

зонах и в областях

внутриплитового

магматизма. Средние составы этих

петрохими-

чески близких базальтов приведены в табл.

2.1.

Для срединно-океанических базальтов офиолитовых комп-

лексов (нередко их называют примитивными базальтами) харак-

терны низкие концентрации

К,О

(0,1-0,5

всех

литофильных

элементов (крупноионных литофилов) и высокие концентрации

элементов группы железа (см. табл. 2.1).

толеитовых

базальтах областей

внутри

плитного магматизма

по сравнению с примитивными базальтами выше концентрации

литофильных элементов и легких лантаноидов (в два-три раза

выше). Как известно, среди

внутриплитных

базальтоидов

выделя-

ют

толеитовые

базальты океанических островов, континенталь-

ных рифтов и траппы. Континентальные базальты отличаются от

океанических по этим же элементам также в сторону увеличения

(см. табл. 2.1). Например, в базальтах Байкальской рифтовой зоны

содержания их достигают

(г/т):

17-20;

250-270; Nb

54-62"

Ni 150-160; Co 50-60) [20, 21].

Толеитовые базальты фронтальных частей островных дуг от-

личаются от вышерассмотренных разновидностей крайне низки-

ми содержаниями элементов группы железа и большинства

лито-

фильных элементов (см. табл. 2.1). Низкие концентрации элемен-

тов группы железа могут рассматриваться как ведущий признак

этой группы пород, встречающихся не только в современных ос-

тровных дугах, но и среди базальтов офиолитовых зон. Это

позво-

лило М. И. Кузьмину назвать их

низкохромисто-никелевыми

толе-

итовыми

базальтами.

Вулканические

породы

известково-щелочной

серии широко рас-

пространены в современных островных дугах, на активных кон-

тинентальных окраинах андийского и калифорнийского типов и

их древних аналогах. Среди пород этой серии преобладают андези-

ты и

андезитобазальты,

хотя присутствуют базальты и

риолиты.

2. Использование геохимических данных при изучении магматических пород

Таблица

2.1

Химические составы представительных разновидностей вулканических

пород основного-среднего составов

(%,

г/т)

Компо-

нент

SiO?

TiO

MgO

CaO

K/Rb

Rb/Sr

Ni/Co

Толеитовая серия

50,14

1,40

15,65

9,84

7,87

11,66

2,61

0,17

1,5

129

3,5

11,1

3,3

302

113

312

940

0,01

2,7

48,81

1,65

15,14

11,30

7,80

11,89

2,16

0,19

2,9

4,9

6.3

17,2

3,6

224

104

314

544

0,06

2,3

51,57

0,80

15,91

9,52

6,73

11,74

2,41

0,44

5,0

200

1,0

1,1

2,6

1,4

270

731

0,01

1,0

49,45

2,42

13,40

9,41

9,19

11,48

3,00

0,24

2,9

139

623

153

243

687

3,6

Известково-

щелочная

серия

59,50

0,70

17,20

6,10

3,42

7,03

3,68

1,60

270

385

110

2,3

11,9

1,9

175

428

0,08

0,7

57,20

0,90

16,80

6,70

4,20

6,70

3,80

2,10

643

600

225

4,9

1,9

100

131

322

0,09

1,9

Щелочно-

базальтовая

серия

47,56

2,71

14,07

11,90

7,31

9,71

3,44

1,30

380

580

295

2,7

200

127

415

0,04

2,6

53,74

1,05

15,84

7,79

6,36

7,90

2,38

2,57

1000

700

2,1

284

0,10

0,6

Латитовая

серия

58,20

1,20

15,30

6,80

3,10

5,20

4,00

3,10

1575

1190

330

5,5

136

2,7

320

0,07

2,9

59,27

0,56

15,90

5,20

5,45

5,90

2,67

2,68

100

850

150

3,2

1.2

7,2

11,2

222

0,12

0,6

'' 1 - примитивные толеитовые базальты (океанические

рифтовые

зоны); 2 — толе-

итовые базальты

(внутришштовый

магматизм); 3 -

низкохромисто-никелевые

то-

леитовые базальты (фронтальные части островных

дуг);

4 — диабазы

офиолитов.

5 - натриевые

известково-щелочные

андезиты; 6 — средний состав андезита

континентальных окраин.

7 - базальт

щел

очно-базальте

во

го типа; 8 —

андезитобазальт

шошонитового

типа.

9 - латит латитового типа;

- латит шошонитового типа.

минералогическом отношении

типоморфными

для пород серии

являются пироксен, роговая обманка и плагиоклаз. Характерны-

ми петрохимическими особенностями являются повышенная гли-

Ноземистость

(А1

до

16—18

мае.),

недосыщенность

железом

0,8-^1,6),

более высокое по сравнению с толеитами суммар-

ное

содержание щелочей. В андезитах континентальных окраин по

коэффициентжелезистости./=

(Fe,O,+

FeO) •

100/(Fe,O

FeO + MgO).

Интерпретация

геохимических данных

сравнению с

островодужными

в минералах-вкрапленниках чаще

встречаются роговая обманка, появляется калиевый полевой шпат

и кварц. Им свойственно более высокое количество калия, в то

время как в

островодужных

вулканитах преобладает натрий.

Наиболее отчетливо эти породы различаются по геохими-

ческим характеристикам. В андезитах и

андезитобазальтах

конти-

нентальных окраин обнаруживаются высокие содержания всех

литофильных

элементов (кроме тяжелых лантаноидов), а также

хром и никель (см. табл. 2.1).

Вулканические породы

щелочно-базальтовой

серии характери-

зуются более высоким содержанием щелочей, которые распреде-

лены главным образом в основной массе, тогда как среди

мине-

ралов-вкрапленников преобладают оливин, титан-авгит, плагио-

клаз, встречаются

метакристы

высокобарических минералов, та-

ких как

пироп,

санидин,

титан-флогопит.

Внутри серии выделя-

ются два геохимических типа: собственно

щелочно-базальтовый

шошонитовый.

Первый тип характерен для

внутриплитного

маг-

матизма (океанические острова, траппы), континентальных риф-

товых

зон и геодинамических обстановок калифорнийского типа.

Второй,

шошонитовый тип формируется в тылу островных дуг,

Для собственно

щелочно-базальтового

типа присущи высо-

кие содержания всех литофильных элементов и элементов группы

железа (на уровне океанических базальтов) (см. табл. 2.1). В более

калиевых разновидностях отмечаются высокие содержания руби-

дия и бария, циркония и редкоземельных элементов. В породах

шошонитового типа, как и в целом для всех пород островных дуг,

отмечаются низкие содержания высокозарядных элементов (Zr,

Hf,

РЗЭ,"П),

а также элементов группы железа [247] (см. табл.

2.1).

Характерны низкие содержания никеля и кобальта.

Вулканические породы щелочной серии известны в континен-

тальных

рифтовых

зонах, в областях проявления

внутриплитового

магматизма, а также в развитых и зрелых островных дугах. К ним

относятся породы с суммарной щелочностью

6—7

% и более, со-

держащие щелочные темноцветные минералы и

фельшпатоиды.

Кроме этого, вулканиты щелочной серии в наибольшей степени

обогащены некогерентными элементами (Rb, Ba, Sr, Zr, Nb, РЗЭ

др).

В отдельную

латитовую

серию выделены средние эффузив-

ные породы повышенной щелочности, формирующиеся в геоди-

намических обстановках калифорнийского типа и на активных

континентальных окраинах

(Таусон,

1977). В латитах вкрапленни-

Глава

2, Использование геохимических данных при изучении магматических пород 53

ки

представлены авгитом, гиперстеном, плагиоклазом, а также

рудными минералами (ильменит, титаномагнетит) и апатитом. В

основной массе развивается биотит и калиевый полевой шпат.

Датитовая

серия включает дифференцированный ряд пород от

шошонитов

до риолитов. В кислых разновидностях пород в каче-

стве вкрапленников встречаются калиевый полевой шпат и био-

тит, в шошонитах преобладают оливин и авгит.

Характерный геохимический признак латитов — высокие

концентрации бария и стронция, повышенные содержания ред-

ких земель (см. табл.

2.1).

От сходных пород других серий они также

отличаются высокими содержаниями элементов группы железа.

Таким образом, как следует из приведенного материала, пет-

рохимически сходные вулканические породы, сформированные в

различных геодинамических обстановках, обладают специфичес-

кими геохимическими особенностями. На основе этих геохими-

ческих отличий создан целый ряд дискриминационных диаграмм,

позволяющих реконструировать тектонические обстановки фор-

мирования пород базальтового и андезитового составов, которые

будут подробно рассмотрены ниже.

Классификации пород на основе данных нормативных пересчетов

CIPW

V"J/

Для классификации магматических пород используют иног-

да не истинный состав породы, а ее нормативный минеральный

состав. Метод нормативных пересчетов для всех магматических по-

род заключается в расчете минерального состава породы на осно-

ве ее химического состава. Название этого метода имеет аббреви-

атуру CIPW, по первым буквам предложивших ее в начале XX в.

трех

петрологов

В. Кросса, Дж.

Иддингса,

А. Пирсона и геохимику

X. Вашингтона. Получаемый в результате применения этого мето-

да нормативный минеральный состав в основном не соответству-

ет

реальному минеральному составу породы. Связано это с тем,

что

при расчетах принимаются некоторые допущения, например,

считается,

что магма является безводной и поэтому такие мине-

ралы, как биотит и роговая обманка не рассчитываются. Норма-

тивная

минералогия полностью основывается на химии, поэтому

расчет нормативного минерального состава можно проводить и

Для

метаморфизоваиных

магматических пород. Порядок норматив-

ных

пересчетов был предложен В. Кроссом [108]. Полный меха-

изм

пересчета мы здесь не приводим, довольно подробно он из-

Интерпретация

геохимических данных

ложен в работах Н. Роллинсона [220], С. В. Ефремовой, К. Г.

Стафе-

ева [17], кроме того, существует множество компьютерных про-

грамм, которыми можно воспользоваться для расчета норм CIPW.

•

Классификация базальтов с использованием

Ne—Di—01—Hy—Q

диаграммы Р. Томпсона

Р. Томпсон [239] предложил классификационную схему для

базальтов на основе CIPW нормативных содержаний в них нефе-

лина (или других фельдшпатоидов), оливина, диопсида, гипер-

стена и кварца (рис. 2.6). Эта диаграмма может также быть исполь-

зована для классификации основных и ультраосновных магмати-

ческих пород. Три равносторонних треугольника на этой диаграм-

ме

Ne—Ol—Di,

ОНDi—Ну

Di—Ну—Q

характеризуют базальто-

вые и родственные им

породы,

являющиеся соответственно не-

донасыщенными,

насыщенными и перенасыщенными кремнезе-

мом. Таким образом,

кремнезем-недонасыщенные

базальты (ще-

лочные базальты) содержат нормативный оливин и нефелин,

кремнезем-насыщенные базальты

(оливиновые

толеиты)

— нор-

мативный гиперстен и оливин и

кремнезем-перенасыщенные

ба-

зальты (кварцевые толеиты) — нормативный кварц и гиперстен.

Величина насыщенности кремнеземом особенно важна для ха-

рактеристики базальтовых магм, так как в сухих магмах это един-

ственный параметр, определяющий кристаллизационную после-

довательность минералов и направление эволюции в течение фрак-

ционной кристаллизации. Нормативные составы проектируются

на один из трех треугольников, в зависимости от присутствия в

породе тех или иных нормативных минералов. Наиболее успешно

Ne + другие

фельдшпатоиды

10 Di

Нефелт

Лейцитит

Мелилит

Рис. 2.6. Классификационная диаграмма

для

базальтов, основных и ультраоснов-

ных магматических пород на основе их нормативных составов [238]

ява 2.

Использование

геохимических

данных при

иэучднии

магматических пород 55

данная диаграмма применяется для классификации базальтов,

которые содержат > 6 % MgO. Некоторое неудобство этой класси-

фикации

заключается в том, что в ней используется только около

половины всех расчетных нормативных минералов, что не дает

полного представления о породе. Кроме того, ее нельзя приме-

нять для сильно измененных пород.

2.1.3. Классификации

гранитоидов

Классификация гранитоидов на I-, S-, М- и

А-типы

Наиболее широко распространенной классификацией гра-

нитоидов в настоящее время является классификация, начало

которой было положено в

1974

г. австралийскими геологами

Б. Чаппелом и А. Уайтом [108]. Изучая гранитоиды батолитов Лах-

ланского складчатого пояса

юго-восточной

Австралии, они выде-

лили два различных типа гранитов, так называемые граниты S-

(осадочные

— sedimentary) и

/-типа

(изверженные — igneous). На

основе петрографических, геохимических, изотопных характери-

стик и полевых наблюдений Б. Чаппел и А. Уайт определили, что

гранитоиды

5-типа

формируются в результате переплавления оса-

дочного материала, прошедшего цикл выветривания на поверх-

ности Земли, в то время как источником гранитоидов

/-типа

яв-

ляются магматические (или метамагматические) породы. В

1979

г.

А. Уайт [247] выделил третий тип гранитоидов — граниты М-типа

(мантийные — mantle), которые формируются непосредственно

при плавлении субдуцируемой океанической коры или выше распо-

ложенного мантийного клина. Четвертый тип гранитоидов — гра-

ниты

Л-типа,

впервые описанные М.

Лойзеллом

и Д. Уонесом [179],

в отличие от имеющих исключительно орогенную природу грани-

тов

S-,

I- и

М-типов,

могут проявляться также и в анорогенной

обстановке (индекс А расшифровывается как

анорогенный

—

anorogenis,

безводный — anhydrous, и иногда как щелочной —

alkaline). Природа этих гранитоидов наиболее дискуссионна. Су-

ществуют точки зрения, что источником гранитоидов

Л-типа

яв-

ляются производные коры: мафические

тоналиты

нижней коры

[150,

234], тоналиты или

гранодиориты

[87, 117],

гранулиты

[112,

5, 246]. Кроме того, существуют мнения об образовании их в

результате смешения мафических и салических магм [117] или в

Результате фракционирования непосредственно базальтового рас-

плава [179]. Четыре описанных выше типа гранитоидов наиболее

Интерпретация геохимических данных

аэ

2. Использование геохимических данных при

изучении

магматических пород 57

часто используются в последние годы при

классификации

интру-

зивных пород кислого состава. Выделение других типов

гранитои-

дов,

например,

Я-типа

(гибридные) [107],

С-типа

(чакрокито-

вые)

[168], большого распространения пока не нашло.

Гранитоиды

каждого из основных выделенных типов имеют

определенные химические особенности состава и некоторые раз-

личия в минералогии.

Вкратце

дадим

петрогеохимическую

харак-

теристику каждого из четырех типов. Сразу отметим, что ряд при-

родных объектов гранитоидов нельзя классифицировать как при-

надлежащие только к одному типу гранитов. Некоторые из них

имеют

черты,

присущие сразу двум каким-либо типам.

Граниты

I-

S-munoe.

Детально изучив

гранитоиды

S- и

/-типов

Лахланского

складчатого

пояса,

Б. Чаппелд и А. Уайт [109]

пришли к следующим выводам:

1. Граниты

^-типа

относительно гранитов

/-типа

обеднены

CaO, NaO и Sr (табл. 2.2) в связи с выносом этих элементов при

переходе полевых шпатов в глинистые минералы в процессе вы-

ветривания или гидротермальных изменений.

2. Граниты

.S-типа

являются всегда

перглиноземистыми,

ин-

декс ASI изменяется в них от 1,01 до 1,99. Индекс ASI (индекс

насыщенности алюминием) рассчитывается (Zen, 1986) как от-

ношение

/(Na

+ СаО), все оксиды берутся в моле-

кулярных

количествах*

Граниты

S-тнпа

содержат богатый алюми-

нием биотит и другие богатые алюминием минералы (мусковит,

кордиерит, гранат). Граниты

/-типа

характеризуются как метагли-

ноземистым,

так и

перглиноземистым

составом, индекс ASI из-

меняется в них от

0,69

до 1,10, в некоторых случаях достигая 1,20.

Граниты

/-типа,

обладающие

метаглиноземистым

составом, в ка-

честве мафического минерала часто содержат роговую обманку.

3. Отличительной чертой гранитов /- и

.У-типов

является со-

став находящихся в них включений. Так, граниты

/-типа

содержат

в виде включений

метаглиноземистые

минеральные ассоциации

с роговой обманкой, в то время как для гранитов

S-типа

харак-

терны разнообразные ассоциации

метаосадочных

минералов.

Граниты

М-типа.

Гранитоиды этого типа представлены в

основном кварцевыми диоритами и

тоналитами.

Относительно

гранитоидов других типов они обеднены

SiO

Rb, No, обо-

гащены

MgO,

CaO (см. табл. 2.2). Для них типично отношение

K,O/Na

< 1 [107, 246]. Граниты

Л/-типа

по сравнению с грани-

Молекулярное количество оксида = массовый процент оксида / молекулярная

масса. Для удобства расчетов полученную величину иногда умножают на

1000.

Таблица 2.2

Средние химические составы

(%,

г/т)

различных типов гранитов [246]

Компонент

SiOz

тЮ2

#ЬОэ

М-тип

67,24

0,49

15,18

Ре

Оз

,94

FeO

2,35

МпО

0,11

MgO

1,73

/-тип

л = 991

69,17

._.

0,43

14,33

1,04

2,29

0,07

1,42

СаО

4,27 3,20

?:£

Ва

Oio9

0^11

263

538

S-тип

п=578

Д-тип

=148

70,27 73,81

14JO

0,56

2,87

и,*2в

12^40

1,24

1,58

0,06 0,06

1,42

0,20

2,03 0,75

2,41

3,96

0,15

468

4!б5

0,04

352

!»'?

?11

169

Sr 282 247 120 48

Pb 5

1,0 18 18

U 0,4

Zr 108

Nb 1.3

Се

K/Rb

Rb/Sr

Rb/Ba

598

0,06

0,07

151

4 5

165 528

12 37

64 64

187

0,61

0,28

137

13 <1

"°-

151

1,81

0,46

^4,Ь

229

3,52

0,48

тами

S-,

/-,

Л-типов

содержат максимальное количество железо-

магнезиальных минералов.

Граниты

А-типа.

Химическим особенностям гранитоидов

Л-типа

после исследований М. Лойзелла и Д. Уонеса [179] было

посвящено большое число работ

[115,

130, 246]. Обобщая имею-

щиеся

данные можно сказать, что граниты

Л-типа

относительно

всех

других типов гранитоидов характеризуются высокими содер-

жаниями

суммы щелочей

(Na,0

О),

высоким значением

от-

ошения

FeO*/MgO'',

низкими содержаниями

А1

СаО, MgO

Здесь и далее FeO* =

FeO.,

0,9Fe

FeO. В зарубежной литературе суммарное

°Лержание

оксидов железа обозначается

FeO

|o|a|

или

FeO

lol

Интерпретация геохимических данных

Глава

Использование

геохимических

данных

при

изучении

магматических пород

(см. табл. 2.2). Граниты

Л-типа

обогащены Ga, Zr, Nb, Y, Zn, РЗЭ

(за исключением европия), обеднены

Sr,

Sc, V,

Ей.

Для них ти-

пично высокое содержание галогенов, особенно фтора. Особен-

ностями их минералогии является присутствие биотита с высо-

ким содержанием аннитового

минала,

во многих случаях

щелоч-

ных амфиболов и изредка натриевых пироксенов.

Геохимическая типизация гранитов Л. В.

Таусона

Л. В. Таусон [67] в 1977 г. опубликовал классификацию грани-

тоидов, основанную на их геохимических особенностях. Эта типи-

зация нашла широкое применение среди российских геологов,

поэтому здесь мы приводит ее краткую характеристику.

Гранитоиды

толеитовогоряда.

Л. В. Таусоном они рассматри-

ваются как кислые производные толеитовои мантии. Обычно мас-

сивы гранитоидов этого типа имеют малые размеры и локализу-

ются в породах

офиолитовых

комплексов. Для них характерен ди-

орит-плагиогранитный

состав, низкий уровень концентрации

К,0

(0,1—0,5

и летучих компонентов; весьма бедны

литофильными

элементами {Rb, Li, Be, Nb, Та, Pb), а также элементами семей-

ства железа (Си, Ni, Co) (табл. 2.3).

Концентрации

бария и строн-

ция относительно высоки, однако характеризуются значительны-

ми вариациями.

Гранитоиды

андезитового

ряда. Они охватывают большую груп-

пу пород, являющихся кислыми членами серии пород, производ-

ных

андезитобазальтовой

магмы и формирующихся в островодуж-

ных

обстановках. Согласно

палеотектоническим

реконструкциям,

Гранитоиды данного геохимического типа являются составной

частью

палеоостровных

дуг, но приурочены не непосредственно

к островной дуге, а к ее

тыловой

части, на континентальной ок-

раине. Ранние породы гранитоидов андезитового типа чаще пред-

ставлены диоритами, главные фазы —

тоналитами

гранодиори-

тами. Из темноцветных минералов присутствуют роговая обманка

и биотит, из

лейкократовых

преобладает плагиоклаз.

В геохимическом отношении содержание

литофильных

эле-

ментов в

гранитоидах

андезитового ряда выше, чем в гранитоидах

толеитового ряда, однако в целом оно ниже, чем в среднем для

гранитов (см. табл. 2.3). По сравнению с гранитоидами толеитового

ряда в них резко уменьшаются отношения

K/Rb,

Ba/Rb.

Гранитоиды

известково-щелочного

ряда образуют в складча-

тых поясах крупные массивы, батолиты или пояса. Формируются

Таблица 2.3

, Средние химические составы представительных разновидностей

гранитоидов

(%,

г/т) согласно геохимической типизации

Л. В. Таусона [67]

Компо-

нент

SiO2

TiO

А1

Оз

Fed

MgO

CaO

Та

K/Rb

Ba/Rb

73,30

0,30

13,30

2,80

0,90

2,30

5,23

0,41

4,3

131

163

164

2,9

1,6

0.2

3,8

0,3

3,2

791

•

100

550

260

115

0,4

1,5

2,0

200

5,5

67,80

0,40

15,40

3,20

1.30

2,70

3,75

3.90

147

1000

340

160

3,2

4,7

220

6,8

73,10

0,30

13,70

2,20

0,40

1,10

3,70

4,36

232

420

145

3,9

5,1

156

1,8

. IV

VII

•

125

1700

700

200

2,2

5,0

282

13,6

•

440

175

140

8,8

0,4

270

500

170

5,7

140

2800

280

0,6

2,8

330

Примечания.

I —

плагиогранит

толеитового ряда;

гранит

андезитового

ряда; [[[ - гранит

звестково-шел

очного ряда (1 - гранодиорит; 2 - гранит);

гранит

латитового

ряда; V -

лейкогранит

плюмазитового

редкометального

ряда,

»1

редкометальный

гранит

щелочного

ряди;

VII

— ультраметам

орфический

гра-

нит.

они в геодинамических обстановках активных континентальных

окраин

невадийского

типа и в центральных частях структурно-

магматической

зональности калифорнийского типа. Все Гранито-

иды могут быть разделены на две группы:

гранодиориты,

приуро-

ченные

к периферическим частям

массивов,

адамеллиты

и гра-

ниты — в центральных частях массивов. Породы состоят из плаги-

оклаза,

калиевого полевого шпата, кварца и биотита (до 5

%).

Иногда

появляются

двуслюдяные

разновидности с гранатом и тур-

блином

(Кузьмин, 1985).