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

Подождите немного. Документ загружается.

Интерпретация

геохимических данных

Их геохимическая характеристика наиболее близка к сред-

ним значениям

(кларку)

для гранитоидов (см. табл. 2.3). В особен-

ности это касается фтора,

рубидия,

стронция, бария. Независимо

от возраста батолитов они характеризуются постоянством редко-

элементного состава и отношений

K/Rb,

Ba/Rb.

Гранитоиды

латитового

ряда представляют собой по Л. В. Та-

усону (67] кислые производные трахиандезитовой (латитовой)

магмы. Породы этого типа ранее рассматривались в составе габ-

бро-монцонит-сиенитового

формационного типа [31], имеющего

пестрый и неустойчивый состав. В геодинамическом отношении

они характерны для тыловых частей окраин

невадийского

типа

или для

внутриконтинентальных

зон Беньоффа. Большую роль в

их формировании, по-видимому, играли мантийные

плюмы.

Гра-

нитоиды слагают средние, реже крупные по размерам массивы

гранодиорит-адамеллитового,

сиенит-диоритового и

габбро-мон-

цонитового составов. Характерен парагенезис пироксена с калие-

вым полевым шпатом.

Характерной геохимической чертой гранитоидов латитового

ряда является высокое содержание бария и

стронция

(см. табл. 2.3).

Уровни содержаний других элементов в этих породах близки к

средним для гранитоидов. Только количество рубидия несколько

ниже

кларковых.

Это находит выражение в высоком отношении

Ba/Rb (17,5 при 5,5 — в гранитоидах андезитового ряда). Часто в

отдельных массивах отмечаются высокие содержания элементов

Be, Li, Pb, Sr, Mo и летучих компонентов.

Гранитоиды

плюмазитового

редкометалльного

ряда широко

проявлены в геодинамических обстановках калифорнийского и

андийского типов в континентальных

рифтовых

зонах, а также в

областях внутриплитового магматизма. Наиболее распространены

среди этих

гранитоидов

аляскиты,

основными породообразующими

минералами которых являются кварц, калиевый полевой шпат,

плагиоклаз, реже — биотит, а акцессории представлены

флюори-

том, топазом, цирконом, монацитом, касситеритом, колумби-

том, ильменитом и др. Иногда среди них встречаются амазонито-

вые

лепидолитовые

разновидности.

Граниты данного типа, особенно в апикальных частях маг-

матических тел, резко обогащены элементами Li, Rb, Sn, W, Nb,

Та, Be, F и летучими компонентами. Вследствие высоких концен-

траций эти породы называют еще литий-фтористыми гранитами

или онгонитами. Резко снижены концентрации бария и стронция

(Ba/Rb - от 0,3 до 0,03) (см. табл. 2.3).

Глава

2. Использование

геохимических

данных при изучении магматических пород

Геохимический тип

редкометалльных

гранитоидов щелочного

выделен Л. В. Таусоном на примере гранитов Забайкалья. Гео-

линамическая

обстановка их проявления во многом аналогична

таковой для

плюмазитовых

редкометалльных гранитов. Для дан-

ного типа характерна последовательность формирования от

сред-

незернистых

леикократовых гранитов к мелкозернистым и затем

к дайкам аплитов, кварцевых порфиров, сиенит-порфиров. В

составе гранитов преобладают темный кварц, калиевый полевой

шпат, плагиоклаз, биотит.

Исследование распределения редких элементов в гранитои-

дах такого типа показывает зависимость концентрации элементов

от глубины их становления, характера эманационной дифферен-

циации вещества и глубины эрозионного среза. Наиболее обога-

щены редкими элементами апикальные части. По содержаниям

микроэлементов они близки к

плюмазитовым

редкометалльным

гранитам, но значительно отличаются от них более высокими со-

держаниями бария и стронция (см. табл. 2.3).

Ультраметаморфические гранитоиды как геохимический тип

выделены Л. В. Таусоном

(1977)

для гранитоидов

глубокометамор-

физованных

участков земной коры, образовавшихся в результате

мигматизации и последующего

палингенного

выплавления анхи-

эвтектических

гранитоидных

расплавов. Как правило, это лейко-

кратовые

породы с переменным количеством кварца, калиевого

полевого шпата, плагиоклаза и темноцветов

%).

Средний микроэлементный состав ультраметаморфических

гранитоидов значительно отличается от состава гранитоидов дру-

гих типов. Главным для них является низкий уровень содержания

летучих, в первую очередь воды и фтора, очень высокие концен-

трации

бария и минимальные количества элементов группы же-

леза (V,

Сг,

Ni, Co) (см. табл. 2.3).

Классификационные

диаграммы Дж.

Вейлина

для гранитов

А-типа

На основе особенностей химизма гранитов

Л-типа

Дж. Вей-

лином в 1987 г. [246] была предложена серия диаграмм для отделе-

Ни

гранитов

Л-типа

от гранитов других типов. Часть диаграмм

построена

в координатах

Ga/Al

и содержание главных элементов

лементов-примесей,

однако в связи с тем, что галлий является

всегда

доступным для определения элементом, наиболее часто

используются диаграммы в координатах Zr + Nb + Се + Y и

O*/MgO

или

(К

O)/CaO,

которые почти в такой же

Интерпретация геохимических данных

степени эффективны для идентификации гранитов

Л-типа

(см. рис.

2.7). На диаграммах выделены поля гранитов

Л-типа,

а также поля

фракционированных кислых гранитов

(FG)

и нефракционирован-

ных гранитов

М-,

I- и

S-типов.

Глава

2, Использование геохимических данных при

изучении

магматических пород

•

. i

500

100

оо

200

t~*\

^**)

СП

Г FG

ост

1 1

i i

a '

100

1000

(Zr + Nb + Се + Y), ppm

;

OGT

,,l

•

1 1 1 1 1

•

50 100 1000 5000

(Zr

+ Nb + Се + Y), ppm

Рис. 2.7. Классификационные диаграммы

FeO*/(MgO

- Zr + Nb + Се + Y) (а) и

(К

Ыа

О)

- (Zr+Nb+Ce+Y) (б) для гранитов

Л-типа

Дж.

Вейлина

[246]:

поля на диаграммах: А — граниты

Л-типа;

FG — фракционированные граниты;

ОСТ

- нефракционированные граниты

М-,

1- и

5-типов

Петрогенетическая классификация гранитов

А-типа

При рассмотрении особенностей

гранитов

Л-типа

отмечалось,

что существует много различных точек зрения о природе данных

гранитоидов и, по всей видимости, как было показано Г. Эби

[130]

в 1990 г., нельзя объяснить происхождение гранитов

/4-типа

только одной какой-либо петрогенетической моделью. Вероятно,

это связано еще и с тем, что формирование гранитов

/4-типа

осу-

ществляется

в различных геодинамических обстановках

(ороген-

анорогенных).

Г. Эби [130) установил, что при дифференцированном соста-

ве

гранитов в пределах отдельных комплексов отношения Y/Nb и

Yb/Ta

всегда остаются относительно постоянными и могут исполь-

зоваться как индикаторные при петрогенетической классифика-

ции

гранитоидов. Он показал, что граниты

Л-типа

с отношением

Y/Nb < 1,2 могут возникать из источников, имеющих геохими-

ческие характеристики, подобные базальтам океанических остро-

вов,

в то время как для гранитов с отношением Y/Nb >

1,2

источ-

никами служат породы с геохимическими характеристиками ба-

зальтов островных дуг и континентальных окраин. Исходя из это-

го

Г. Эби [131] предложил треугольную диаграмму Nb-Y-Ce для

петрогенетической классификации гранитов

Л-типа

(рис. 2.8). На

диаграмме выделены два поля —

Л,

В поле

Л,

попадают грани-

ты, имеющие геохимические характеристики базальтов океани-

ческих островов, а в поле

А,,

соответственно, граниты с геохими-

ческими характеристиками базальтов островных дуг и континен-

тальных окраин,

На основании отношений Y/Nb в гранитах

Л-типа,

исполь-

зуя изотопные данные и содержания других элементов-примесей,

Г. Эби [130] заключил, что граниты с отношением Y/Nb < 1,2

могут возникать непосредственно при дифференциации базальто-

вой магмы, выплавленной из источника с геохимическими ха-

рактеристиками базальтов океанических островов, при возмож-

ном некотором добавлении корового материала. Что же касается

пород с отношением Y/Nb > 1,2, то они имеют более сложную

историю

происхождения,

часть из них характеризуется значитель-

ным количеством мантийной компоненты в источнике, другие

же

могут возникать из существенно корового источника.

РИС.

2.8. Петрогенетическая

классификаци-

онная

диаграмма

Nb-Y-Ce

для

гранитов

Л-типа

[129]:

— поле гранитов,

имеющих

Ге

охимические

характеристики базальтов

океанических

островов;

— поле гранитов,

геохимических характеристики

базальтов

островных дуг и континентальных

PtlHH

Интерпретация

геохимических

данных

Граниты

рапакиви

Основой для выделения гранитов рапакиви являются их тек-

стурные особенности, которые подробно рассматриваются в кур-

се петрографии. Что касается химизма, то по составу они соответ-

ствуют гранитам

Л-типа,

характеризуясь высокими содержания-

ми

О,

Ga, Rb, Zr, РЗЭ, высоким отношением

FeO*/MgO

[147].

Для идентификации гранитов рапакиви Д. А.

Великославинский

(1995) предложил диаграмму в координатах общая железистость

(/)

калиевость

(£),

где / =

(Fe

+ Mn)/(Mg +

+ Mn); k =

K/(K

+ Na), все расчеты в атомных количествах

(ат.

кол.),

на которой выделил поле эталонных гранитов рапакиви

(рис. 2.9). Л. В. Таусон [67], обобщив данные по гранитам рапакиви

рапакивиподобным

гранитам различных протерозойских комп-

лексов, выделил их основные геохимические особенности. Боль-

шинство этих особенностей вообще характерно для гранитов А-

типа: высокие содержания РЗЭ, фтора, низкие содержания вана-

дия, некоторые же, такие как, сочетание высоких концентраций

рубидия с высокими концентрациями бария, присущие в основ-

ном только для гранитов рапакиви.

О 7

0,6 -

'/"'-'

(

*•

- -

0,3

0,6 0,7

0,9

1,0 /

Рис. 2.9. Классификационная диаграмма k

-/для

гранитов рапакиви

[5]:

на диаграмме оконтурено поле эталонных гранитов

рапакиви:

(Fe

Mn)/(Mg

Мп),

ат.

кол.;

k =

K/(K

+ Na), ат. кол.

Тоналит-трондьемит-гранодиоритовая

ассоциация

архея

Изложенная выше классификация с выделением гранитов

/-,

S-,

М- и

Л-типов

основана на изучении фанерозойских

масси-

вов гранитоидов. Что касается докембрийских

гранитоидов,

то

ява 2.

Использование

геохимических

данных при изучении магматических пород

данную

классификацию можно использовать при идентификации

протерозойских пород [235],

гранитоиды

архейского возраста ха-

рактеризуются определенным своеобразием химического состава.

Среди архейских гранитоидов преобладают натровые

тоналиты

трондьемиты,

которые слагают значительную часть

гранулит-гней-

совых

областей и

гранит-зеленокаменных

поясов докембрия

(Лучицкая,

1996). В последнее время для описания этих пород часто

применяют аббревиатуру

ТТГ

(тоналит-трондьемит-гранодиори-

товая

ассоциация). Основными чертами гранитоидов архейского

возраста являются

{Лучицкая,

1996; Martin, 1986; Drummond,

Defant, 1991;

Tarney,

Jones, 1994):

обогащенность

легкими редкозе-

мельными элементами (в 5-80 раз выше, чем у хондрита), низкие

содержания тяжелых редкоземельных элементов и иттрия

и,

соот-

ветственно, высокие отношения

La/Yb,

высокое содержание

А1

(> 15

%).

Для большинства архейских гранитоидов характерны очень

низкие содержания ниобия и рубидия. Кроме того, многие

архейс-

кие ТТГ,

метаморфизованные

в условиях

гранулитовой

фации, ха-

рактеризуются очень низкими содержаниями тория и урана. Также

следует подчеркнуть наличие положительных аномалий европия и

стронция на трендах распределения редкоземельных элементов и

мультиэлементных

диаграммах многих архейских гранитоидов.

Диаграмма

Дж.О'Коннора

АЬ—Ап—Ог

(альбит—анортит—

ортоклаз) для

классификации

гранитов

Диаграмма

Ab—An—Or,

предложенная Дж.

О'Коннором

[203],

может применяться для классификации кислых пород с содержа-

нием > 10 % нормативного кварца. Диаграмма основана исклю-

чительно на нормативных содержаниях полевых шпатов в породе

пересчитанных к 100 % и, представляет собой проекцию кварца

на сторону полевых шпатов в «гранитном» тетраэдре

Q—АЬ—Ап~

От

(рис. 2.10). Диаграмма

Ab—An—Or

в основном используется

Для классификации плутонических пород, хотя

Дж.О'Коннор

подразумевал,

что она может применяться для идентификации

как

вулканических, так и плутонических пород кислого состава. С

некоторой осторожностью данная диаграмма может применяться

Для оценки состава источника деформированных и метаморфи-

°ванных

гранитных пород. Поля на диаграмме были эмпиричес-

ки

определены Дж.

О'Коннором

на основе данных по 125 образ-

цам, для которых имелся и нормативный и модальный состав. В

настоящее

время эта диаграмма широко используется в модифи-

3-1998

Интерпретация

геохимических данный

два

2. Использование геохимических данных при изучении магматических пород

Рис. 2.10.

Классификационная

диаг-

рамма

Ab—An—Or

для пород

кисло-

го состава:

на диаграмме толстой линией пока-

заны границы полей по Ф.

Баркеру

[93], тонкой - по Дж.

О'Коннору

[203]

кации Ф. Баркера [93], кото-

рый увеличил поле трондье-

митов

за счет поля

тонали-

тов.

2.2. Изучение особенностей эволюции

магматических пород

2.2.1.

Характеристика геохимических процессов

на основе интерпретации вариационных диаграмм

Просмотр таблиц геохимических данных изученной интру-

зивной серии может, на первый взгляд, и не выявить каких-либо

закономерностей взаимосвязи вариаций тех или иных элементов.

По этой причине для геохимика важно определить способы упро-

щения и наглядности взаимного изменения содержаний тех или

иных элементов. Наиболее подходящим для этих целей является

построение диаграмм, иллюстрирующих табличные материалы. С

этой целью обычно используются

дивариантные

диаграммы, ко-

торые были популяризированы начиная с 1909 г. [149]. А. Харкер

[149] предложил использовать диаграммы, на которых по оси х

показано содержание

SiO

а по оси у — остальные

петрогенные

компоненты. Теперь эти диаграммы называются диаграммами Хар-

кера, причем кроме

петрогенных

на диаграммах показываются и

наиболее информативные элементы-примеси, набор которых мо-

жет существенно изменяться в зависимости от характера пород-

ных серий и поставленных задач исследований. Один из примеров

вариационных диаграмм показан на рис.

2,11.

Для основных и уль-

траосновных пород вместо

SiO

по оси х нередко показано содер-

жание MgO.

Точки на вариационных диаграммах, во всяком случае, на ча-

сти из них, нередко располагаются на некоторой прямой, которую

называют трендом. Такие тренды обычно имеют геологический смысл

и отражают процессы эволюции магматических расплавов.

ТЮ

мае.

СаО,

мае.

1,0

0,8

0,6

0,4

0,2

* о ж

%bcL

*ж

аэ

Д».^

^хд*ж х

Л Л

*%*"*

3,0

2,5

2,0

1,5

1.0

0,5

*д

8^<

о*

дЛ

Ч)Х

^%,

«О<

of"

мае.

О,

мае.

а о х

•

fff

4WAA,

Qifl* v

*^AJtqX

Дд

°»

^'4

^°1#«*&а1^

х о

х ж

V X

FeO*, %

мае-

Zr, %

мае.

[

V D

^О}

Д)ф

vSJgV*

*^д

\ь°*±

ЛИ

700

600 -

500 -

400 -

зоо -

200 -

100 -

<;Го

*ь

^й

>a<

MgO,

мае.

Rb,

мае.

1,5

1,0

•

СР

A^fvA

йЗРлд

V.ff

„

JI&JVJK

_J^

^"**^¥

££Х

JUU

250-

200-

150-

юо-

50-

п *

*Ь&Ч*

рТЛ

V%i*

1^<Г)*Р

О^Ь<

X А

60 64 68 72 76 80 60 64 68 72 76 80

SSO,,

мае.

SiO,,

мае.

2.11.

Вариационные диаграммы Харкера для

гранитоидов

Заганского

комп-

кса

метаморфического ядра [60]

Интерпретация

геохимических данных

Большинство трендов на вариационных диаграммах отража-

ют процессы смешения. В магматических породах это могут быть

процессы смешения двух магм, добавления или отсадки твердой

фазы в процессе контаминации или смешения в результате добав-

ки расплавов, выделившихся при частичном плавлении породы.

Некоторые тренды могут отражать процессы кристаллизаци-

онного фракционирования, которое является

одним

из главных

процессов в эволюции магматических пород. О фракционирую-

щих минералах можно судить по составу

фенокристаллов.

Одним

из тестов для кристаллизационной дифференциации может

слу-

жить определение состава фенокристаллов на микрозонде и нане-

сение составов на вариационные диаграммы вместе с составами

пород. Если вариационные тренды контролируются составом

фе-

нокристов, то можно предполагать, что химизм пород определя-

ется кристаллизационным фракционированием.

Если составы фенокристов не соответствуют имеющимся

породным трендам и моделью кристаллизационного фракциони-

рования трудно объяснить имеющиеся данные, необходимо рас-

смотреть модель одновременной ассимиляции магмой

вмещаю-

щих пород и фракционной

кристаллизации.

Этот процесс был

впервые обоснован Н. Боуэном [98], который предполагал, что

тепла, выделяемого при кристаллизации, вполне достаточно для

ассимиляции вмещающих пород. Вместе с тем многие исследова-

тели считают, что процессы контаминации сильно смещают пер-

вичные содержания некоторых примесных элементов и изотоп-

ные отношения, но трудно обнаруживаются для главных элемен-

тов.

Кроме

этого,

тренды на вариационных диаграммах могут от-

ражать процесс частичного плавления протолита и определяться

химизмом твердой фазы, вовлекаемой в плавление.

2.2.2. Интерпретация трендов распределения РЗЭ

Тренды распределения РЗЭ

[220]

в магматических породах

контролируются содержанием РЗЭ в источнике и равновесиями

минерал—расплав,

имеющими место в процессе его эволюции. В

этом разделе мы рассмотрим качественный метод интерпретации

кривых распределения РЗЭ, позволяющий установить роль

отдель-

ных минералов в процессе эволюции породы.

Европиевая аномалия, особенно в кислых магмах,

контро-

лируется главным образом полевыми шпатами, так как европии

аа

2. Использование геохимических данных при изучении

магматических

пород

двухвалентном состоянии) является совместимым элементом в

плагиоклазе и калиевом полевом шпате, в то время как остальные

для которых валентность равна трем, являются несовмести-

. Если при образовании породы в результате процессов фрак-

ционной кристаллизации или частичного плавления плагиоклаз

остается в источнике, то наблюдается отрицательная европиевая

аномалия в расплаве. Роговая обманка, сфен,

клинопироксен,

ортопироксен

и гранат, хотя и в существенно меньшей степени,

чем полевые шпаты, могут отвечать за наличие европиевой ано-

малии в кислом расплаве, однако в этом случае

наблюдается.по-

ложительная европиевая аномалия.

Деплетирование промежуточных РЗЭ относительно легких и

тяжелых контролируется главным образом роговой обманкой. РЗЭ

являются совместимыми с роговой обманкой в расплавах кислого

и среднего составов, а максимальные коэффициенты распределе-

ния наблюдаются у элементов в ряду Dy — Ег (см. табл.

1.10—1.11).

Высокие значения коэффициентов распределения этих элементов

подразумевают, что даже умеренное количество роговой обманки

{20—30

может существенно влиять на общий коэффициент

распределения для этого диапазона элементов и, соответственно,

на форму графика распределения РЗЭ. Подобный эффект могут

давать и

клинопироксены,

хотя коэффициенты распределения в

них существенно ниже. Аналогичные тренды распределения РЗЭ

могут возникать благодаря сфену, однако обычно его содержания

в породе невелики и его влияние может затушевываться другими

минеральными фазами.

Деплетирование тяжелых РЗЭ относительно легких, наибо-

лее вероятно, указывает на присутствие граната в источнике, так

как

для граната наблюдаются значительные вариации коэффици-

ентов распределения РЗЭ. Так, например, в базальтовых распла-

вах коэффициенты распределения для лютеция в гранате более

чем в 1000 раз больше, чем для лантана (см. табл. 1.9). Кроме того,

увеличение легких РЗЭ относительно тяжелых РЗЭ в кислых рас-

плавах может объясняться присутствием роговой обманки среди

реститовых

фаз, хотя диапазон значений коэффициентов распре-

деления

в ней не так широк как в гранате.

В кислых расплавах акцессорные фазы, такие как сфен, цир-

кон,

алланит,

апатит и монацит, могут сильно влиять на тренды

Распределения

РЗЭ, и, хотя в большинстве случаев они присут-

ствуют в породах в очень малых количествах (часто < 1

%),

их

°чень

высокие коэффициенты распределения (см. табл.

1.9—1.11)

Интерпретация

геохимических

данных

позволяют

полагать,

что присутствие этих минералов в источнике

может значительно влиять на характер кривых распределения РЗЭ.

Присутствие циркона приводит, как и в случае граната, к

депле-

тированию тяжелых РЗЭ, сфен и апатит обусловливают уменьше-

ние содержаний промежуточных редкоземельных элементов от-

носительно легких и тяжелых, а монацит и

алланит

вызывают

обеднение легкими РЗЭ.

2.2.3. Интерпретация

мультиэлементных

диаграмм

Мультиэлементные

диаграммы [220] состоят из существенно

более разнородного набора элементов-примесей по сравнению с

графиками распределения РЗЭ. Соответственно, они характери-

зуются большим количеством аномалий, отражающих поведение

различных групп элементов-примесей. Например, часто наблюда-

ется контрастное поведение более мобильных крупноионных ли-

тофильных

элементов (Cs, Rb, К,

На,

Sr, Eu) и менее подвиж-

ных высокозарядных элементов (Y, Hf,

Zr,

Ti, Nb, Та). Это связа-

но с тем, что содержания крупноионных

литофильных

элементов

могут зависеть от поведения флюидной фазы, в то время как со-

держания высокозарядных элементов контролируются составом

источника и зависят от различных процессов, имеющих место в

процессе магматической эволюции.

Минералогический контроль таких малоподвижных элемен-

тов, как

РЗЭ,

уже обсуждался в разделе 2.2.2. Другие элементы в

большинстве случаев контролируются индивидуальными минераль-

ными фазами. Так, например, цирконий контролируется цирко-

ном, фосфор — апатитом, стронций — плагиоклазом, титан, ни-

обий и тантал — ильменитом, рутилом или сфеном. Отрицатель-

ная ниобиевая аномалия может являться характеристикой конти-

нентальной коры и индикатором вовлечения корового компонен-

та в магматические процессы.

Подвижные крупноионные

литофильные

элементы могут

использоваться как индикаторы коровой контаминации магм,

поскольку они концентрируются в континентальной коре и их

поведение контролируется флюидной фазой.

Глава

Использование

геохимических

данных при

изучении

магматических пород

2.2.4. Численное моделирование геохимических

процессов

В современной магматической петрологии важным момен-

том использования

элементов-примесей

является моделирование

геохимических процессов. Моделирование проводится на основе

математических уравнений, которые описывают различные гео-

химические процессы. Для корректного геохимического модели-

рования необходимо выполнение трех следующих условий: 1) со-

держания элементов-примесей в породе должны быть определены

с большой точностью; 2) коэффициенты распределения должны

быть выбраны с учетом условий, для которых проводится моде-

лирование; 3) для расчетов должен быть известен минеральный и

химический состав источника. Последнее условие не всегда вы-

полнимо,поэтому

в некоторых случаях для расчетов используется

предполагаемый теоретический начальный состав.

Полученные после расчетов значения содержаний элемен-

тов-примесей наносятся на

дивариантные,

мультивариантные

диаграммы, в том числе тренды распределения РЗЭ, где сравни-

ваются с истинными значениями содержаний элементов-приме-

сей в породе.

Рассмотрим математические уравнения, описывающие раз-

личные процессы образования магматических пород. Сразу огово-

римся, что здесь мы останавливаемся только на самых общих из

них, не рассматривая более сложные случаи процессов частично-

го плавления, контаминации, модели просачивания расплава и

динамические модели. Уравнения, часть из которых приведена в

работах Д. Шоу (Shaw, 1970), даны в соответствии с работой Рол-

линсона

(Rollinson,

1994).

Частичное

плавление

В геологической литературе описано два типа процессов ча-

стичного

плавления, которые являются конечными членами моде-

ли

природных процессов. Порционное плавление, также назы-

ваемое

равновесным частичным плавлением или просто равно-

весным

плавлением, — процесс, при котором расплав постоянно

реагирует с реститом до момента удаления выплавленной

«пор-

Ции»

магмы. При этом постоянный контакт расплава с

рестито-

вым

материалом обеспечивает равновесность этих двух фаз. При

Фракционном или релеевском плавлении выплавленные неболь-

Интерпретация геохимических

данных

Использование

геохимических данных при

изучении

магматических пород

шие количества расплава мгновенно удаляются из зоны

магмагене-

рации. В таком случае равновесие достигается только между распла-

вом и поверхностями зерен минералов в источнике плавления.

Порционное

плавление. Уравнения порционного плавле-

ния имеют вид:

<VC

\/[D

F(\-

Р)}-

СуС

DJ(D

F(1

/>)],

где

- концентрация элемента в расплаве;

- концентрация

элемента в нерасплавленном источнике;

— концентрация эле-

мента в рестите;

- общий коэффициент распределения эле-

мента в источнике; Р - общий коэффициент распределения эле-

мента для минералов, перешедших в расплав;

F—

степень частич-

ного плавления.

2. Фракционное плавление. Уравнения фракционного плав-

ления имеют вид (обозначения переменных такие же, как и при

порционном плавлении):

С,/С

1/Д*[1

PF/DJW-»;

С/С

1/(1 -

/)*[!

PF/DJW.

При процессах частичного плавления достаточно сильно

изменяются содержания несовместимых элементов, увеличива-

ясь в расплаве относительно

источника,

причем при фракцион-

ном плавлении отмечается более быстрое извлечение несовмес-

тимых элементов из источника, чем при порционном плавлении.

Изменение содержания совместимых элементов относительно

родоначального

источника при процессах частичного плавления

намного менее значительны по сравнению с несовместимыми

элементами, а при процессах фракционного плавления содержа-

ния совместимых элементов обычно остаются неизменными от-

носительно источника.

Фракционирование

Рассмотрим три типа фракционной кристаллизации:

равно-

весную кристаллизацию, релеевское фракционирование и крис-

таллизацию (in situ).

1. Равновесная кристаллизация. Процесс равновесной крис-

таллизации обеспечивает полное равновесие между всеми твер-

дыми фазами и расплавом в течение кристаллизации. Уравнения

равновесной кристаллизации выражаются следующим образом:

\/[D + F(\ -

D)\-

Cyc=

DUD +

F(\-

/>)],

де

~ концентрация элемента в расплаве;

— концентрация

элемента в исходном расплаве;

— концентрация элемента в

кристаллизующемся

твердом веществе; D ~ общий коэффициент

распределения элемента во фракционирующейся ассоциации; F—

доля оставшегося расплава.

2. Релеевское фракционирование. Данный процесс описыва-

ется согласно закону Релея. Релеевское фракционирование пред-

ставляет собой крайний случай извлечения кристаллов из распла-

ва сразу после их образования. Уравнения релеевского фракцио-

нирования имеет вид:

— F<°~

- С

(

°-

иГ

В процессе фракционной кристаллизации содержания несов-

местимых элементов в кристаллизующемся твердом веществе

уменьшаются, а совместимых — увеличиваются относительно со-

держаний элементов в родоначальном источнике и, соответствен-

но, в расплаве увеличиваются содержания несовместимых эле-

ментов и уменьшаются совместимых относительно источника.

3. Кристаллизация

situ. В настоящее время считается, что

кристаллизация в пределах магматической камеры имеет место на

стенах камеры и фракционная кристаллизация здесь является in

situ процессом, при котором остаточный расплав отделяется от

кристаллической

"каши"

в зоне солидификации на границе маг-

матической камеры и возвращается в камеру.

С. Лангмур

(Langmuir,

1989) получил

уравнение,,

которое

описывает распределение элементов-примесей в процессе крис-

таллизации in situ. Уравнение в случае, когда расплав не захваты-

вается в зоне солидификации, выглядит следующим образом:

где

Д/

— начальная масса магматической камеры;

~ масса рас-

плава, отношение

эквивалентно

моделях равновесной

и фракционной

кристаллизации;/—

доля магмы, локализирован-

ной в зоне солидификации, которая возвращается в магматичес-

кую

камеру.

В случае, когда/= 1, мы имеем фракционную кристаллиза-

цию, при более низких

значениях

/увеличение

содержаний не-

совместимых

элементов и уменьшение содержаний совместимых

элементов

в расплаве при кристаллизации in situ оказывается не

значительным, как при релеевском фракционировании.

Интерпретация

геохимических

данных

2. Использование

геохимических

данных при изучении магматических пород

Контаминация

Рассмотрим одну из возможных моделей контаминации —

AFC-процесс

(процесс одновременной ассимиляции и фракци-

онной кристаллизации). Н. Боуэн [98] показал, что внутреннее

тепло кристаллизации, выделяемое при фракционной кристал-

лизации, может обеспечить достаточное количество термальной

энергии, чтобы ассимилировать вмещающие породы. Д. де

Паоло

[122] и Р.

Пауэл

[215] предложили уравнения, которые

описыва-

ют содержание элементов-примесей в расплаве относительно их

содержания в

родоначальной

магме при

^FC-процессах.

AFC-npo~

цессы

трудны для распознавания, и необходимо значительное

различие в содержаниях элементов-примесей между магмой и вме-

щающими породами, для того чтобы оценить этот процесс [215].

Уравнение при постоянных значениях

rvi'D

имеет вид:

су

с,

= /+ [/-/(/-- 1 + Од(сус

)(1

-м,

где

г~-

отношение скорости ассимиляции к скорости фракциони-

рования;

— содержание элемента в ассимилированной вмеща-

ющей

породе;/=

ow-"»;

доля

оставшейся магмы;

D-

общий коэффициент распределения.

В тех случаях, когда скорость ассимиляции по отношению к

скорости фракционной кристаллизации является незначительной

(г

0,2), несовместимые элементы ведут себя почти так же, как и

при релеевском фракционировании, а уменьшение содержаний

совместимых элементов менее ярко выражено, особенно при со-

держании элемента в ассимилированной вмещающей породе бо-

лее высоком, чем в родоначальной магме.

Когда скорость ассимиляции высокая

(г

= 0,8) и содержа-

ния элементов-примесей в ассимилированной породе ниже, чем

в родоначальной магме, в расплаве возрастают содержания не-

совместимых элементов, а содержание совместимых элементов зна-

чительно уменьшается. В тех же случаях, когда содержание эле-

ментов-примесей в ассимилированной породе выше, чем в ис-

ходном расплаве, то отмечается возрастание и несовместимых и

совместимых элементов.

Глава

_--——

2.3. Определение геодинамических обстановок

формирования магматических комплексов

Реконструкция геодинамических обстановок проявления маг-

матических

комплексов является одним из наиболее широко при-

меняемых

в настоящее время методов на основании геохимичес-

ких

данных. Предпосылкой широкого применения геохимичес-

ких данных в тектонических реконструкциях стала разработка те-

ории тектоники

литосферных

плит. В начале 70-х годов XX в.

Дж.

Пирс и Дж. Канн [207, 208] предложили несколько диаграмм,

построенных на эмпирической основе. Они показали, что рекон-

струкции тектонических обстановок образования базальтов мож-

но проводить на основе особенностей их геохимии. Первоначаль-

но они идентифицировали породы трех геодинамических обста-

новок: вулканических дуг, океанического дна и

внутриплитные.

настоящее время диапазон реконструируемых при помощи диск-

риминационных диаграмм геодинамических обстановок значи-

тельно расширен и включает обстановки, характерные для фор-

мирования пород как основного, так и кислого составов.

2.3.1

.Дискриминационные

диаграммы для пород

базальтового и

андезитового

состава

Существует большое число дискриминационных диаграмм,

использующихся для реконструкции геодинамических обстановок

формирования базальтов и базальтовых андезитов на основе со-

держания в них главных элементов и

элементов-примесей.

В миро-

вой геологической литературе часто используется специальная

аббревиатура

для обозначения базальтов и родственных им пород

различных геодинамических обстановок, поэтому в табл. 2.4 при-

водим

их расшифровку.

•

Диаграммы,

использующие элементы-примеси

Большинство дискриминационных

диаграмм,

которые при-

меняют

для определения тектонических обстановок формирова-

"я

базальтов, основаны на использовании соотношений элемен-

т-примесей.

Элементы-примеси применяют также для установ-

ления

серийной принадлежности базальтовых магм. Рассмотрим

начала диаграмму

Ti-Zr-Y,

предложенную

Дж.

Пирсом

и Дж.

нном

[208], чтобы проиллюстрировать возможности примене-

Интерпретация

геохимических

данных

2. Использование геохимических данных при изучении магматических пород

Таблица 2.4

•

сок используемых

сокращении

Аббревиатура Расшифровка

MORB

OFB

IAB

IAT

VAB

О1В

OIT

OIA

ВАВВ

WPT

WPB

LKT

CAB

Mid-Ocean Ridge Basalts - базальты

срединно-океанических

хребтов

Ocean Floor Basalts - базальты океанического дна

Island-Arc Basalts -

островодужные

базальты

Island-Arc Tholeiites - островодужные

толеиты

Volcanic-Arc Basalts - базальты вулканических

дуг

Ocean Island Basalts - базальты океанических островов

Ocean Island Tholeiites - толеиты океанических островов

Ocean Island Andesites -

андезиты

океанических островов

Back-Arc Basin Basalts - базальты

эадуговых

бассейнов

With

in-Plate

Tholeiites -

внутриплитные

толеиты

Within-Plate

Basalts - внутриплитные базальты

Low Potassium Tholeiites - низкокалиевые толеиты

Calc-Alkaline

Basalts -

известковощелочные

базальты

ния и некоторые «ловушки», подстерегающие исследователя при

использовании

тектоно-магматических

диаграмм.

Диаграммы

Ti—Zr,

Ti—Zr—Yu

Ti—Zr—Sr

[208]. Для корректно-

го применения рассматриваемых дискриминационных диаграмм

составы анализируемых пород должны удовлетворять следующим

условиям: для

толеитовых

базальтов — 20 % >

СаО

+ MgO > 12

для щелочных базальтов океанических островов и континенталь-

ных щелочных базальтов — Y/Nb < 1,0; для щелочных базальтов

океанического дна — Y/Nb < 2,0. С большой осторожностью сле-

дует наносить на диаграммы фигуративные точки пород, характе-

ризующихся слишком высокими содержаниями используемых ком-

понентов (Ti, Zr, Y, Nb и Sr), хотя соотношения элементов,

ис-

пользуемые в диаграммах, как правило, и остаются неизменны-

ми. Ошибочные результаты могут быть получены для пород, со-

держащих остаточные титансодержащие фазы, такие как титано-

магнетит и

клинопироксен.

Диаграмма

Ti—Zr—У.

Эта диаграмма (рис. 2.12) эффектив-

но используется для разделения

внутриплитных

базальтов, в том

числе базальтов океанических островов и

платобазальтов

конти-

нентов (поле

И),

и других типов базальтов. В поле А попадают

толеиты островных дуг, в поле

С—

известково-щелочные

базаль-

ты, в поле В — базальты срединно-океанических хребтов, острово-

дужные толеиты и известково-щелочные базальты все вместе. Фи-

гуративные точки наносятся на диаграмму в соответствии с

пе-

рис. 2.12. Дискриминационная диаграмма

•r;-Zr-~Y

для базальтов

(Pearce,

Cann,

1973):

поля на диаграмме: А — толеиты островных

С — известково-щелочные базальты;

л — внутриплитные

базальты;

В — базаль-

ты

срединно-океанических хребтов, остро-

В0

дужные

толеиты и известково-щелочные

базальты

Ti/1000

несчитанными

к 100 % значениями содержаний в породе исполь-

зуемых элементов при условии

Ti/100

(ppm),

Y • 3

(ppm).

2. Диаграмма

Ti—Zr.

На данной диаграмме (рис. 2.13, а) вы-

делено четыре поля.

Поля

Л,

Си D

соответствуют

островодужным

толеитам,

'известково-щелочным

базальтам и базальтам средин-

но-океанических хребтов

(MORB),

в поле В объединены все эти

три типа базальтов. Модифицированная версия этой диаграммы,

на которой выделены поля базальтов вулканических дуг, внутри-

плитных базальтов и MORB, представлена Дж. Пирсом [205] (рис.

2.13,6).

3. Диаграмма

Ti—Zr—Sr.

Эта диаграмма (рис. 2.14) может ис-

пользоваться только для неизмененных пород, так как стронций

является относительно подвижным элементом при последующих

гидротермальных изменениях. Основная цель данной диаграммы

- разделить породы, которые на диаграмме

Ti—Zr—Y

(см. рис.

2.12)

попадают в поле В, на соответствующие различным тектоничес-

ким обстановкам группы. На диаграмме (см. рис. 2.14) выделены

три поля:

островодужных

толеитов (поле Л),

известково-щелоч-

ных базальтов (поле В) и базальтов срединно-океанических хреб-

тов (поле

Данные для нанесения на диаграмму пересчитывают

ЮО

согласуясь со следующими условиями: Ti/100 (ppm),

(Ppm),

Sr/2

(ppm).

Дж. Пирс и Дж. Канн [208] предложили использовать три рас-

смотренные выше

диаграммы

совместно в следующей последо-

вательности.

Первой должна применяться диаграмма

Ti—Zr—Y

(см.

РИС.

2.12), чтобы идентифицировать внутриплитные базальты, а

затем

могут быть использованы диаграмма

Ti—Zr

(см. рис. 2.13) и

ад

я Неизмененных образцов диаграмма

Ti—Zr—Sr

(см. рис, 2.14),

Чт

обы

классифицировать другие типы базальтов. Данные диаграм-

^Ы

Получили широкое распространение и в процессе их примене-

Интерпретация геохимических данных

Ti, ppm

32700

•

16600

8600

I-

2670

I860

1000

10 15

Zr, ppm

Рис. 2.13. Дискриминационные диаграммы

Ti—Zr

для базальтов: а — модифика-

ция Дж. Пирса и Дж- Кана

[208];

6—

модификация

Дж. Пирса

[205]:

а — поля на диаграмме: А —

островодужные

толеиты;

С —

известково-щелочные

базальты; D — базальты

срединно-океанических

хребтов; Б — островодужные толе-

иты,

известково-щелочные

базальты и базальты срединно-океанических хребтов;

б — поля на диаграмме:

MORB

— базальты срединно-океанических хребтов; Within-

plate —

внутриплитные

базальты; Volcanic-ark — базальты вулканических дуг

ния были выявлены некоторые несоответствия, которые сумми-

рованы ниже:

1. Фигуративные точки некоторых образцов

континенталь-

ных толеитов, нанесенные на диаграмму

Ti-Zr-Y,

не попали в

поле Д т.е. в поле

внутришштных

обстановок.

2. Дж. Пирс и Дж. Канн при создании диаграммы не учли

эффект коровой контаминации, в то время как процессы

конта-

минации оказывают влияют на химию континентальных покров-

Использование

геохимических данных при изучении магматических пород

рис. 2.14. Дискриминационная диаграм-

ма

Ti~~Zr-Sr

для базальтов

[208]:

поля на диаграмме: А — островодужные

толеиты; В —

известково-шел

очные ба-

зальты;

С~

базальты срединно-океани-

ческих

хребтов

Ti/1000

л л л

тч

Sr/2

ных

базальтов и могут являться

причиной их неправильной клас-

сификации [251].

3. С момента опубликования

диаграммы

Ti—Zr—Y

получено мно-

го данных о химизме океанических

платобазальтов.

Кроме того, в

настоящее время известно несколько типов MORB. Исследования

Т. Прествика [216] показали, что аномальные океанические по-

кровные базальты Исландии не попадают в поле MORB. В то же

время более современные диаграммы позволяют распознавать раз-

личные типы MORB.

4. Пересчет содержаний элементов к 100 % перед их нанесе-

нием на диаграмму приводит к искусственному группированию

фигуративных точек, в то время как абсолютные концентрации

элементов могут отличаться очень сильно.

Другие дискриминационные

диаграммы,

использующие вариации

содержаний

Ti—Zr~Y—Nb.

Рассмотрим ряд других

тектоно-магма-

тических диаграмм, использующих вариации содержаний элементов

Ti, Zr, Y, а также ниобий. Диаграммы с ниобием, однако, требу-

ют аккуратного применения, что связано с трудностями точного

определения содержаний ниобия наиболее часто используемым

Для его определения методом рентгенофлуоресцентного анализа

(XRF).

Диаграмма

Zr/Y—Zr

для базальтов

[2U].

Дж. Пирс и М. Нор-

РИ [211] установили, что отношения Zr/Y, нанесенные на графи-

ках против Zr (ppm), обеспечивает эффективное разделение ба-

зальтов

внутриокеанических островных дуг, срединно-океаничес-

ких хребтов и внутриплитных базальтов (рис. 2.15, а). Базальты

°стровных

дуг попадают в поля А и Д MORB — в поля В, D и Е,

точки составов внутриплитных базальтов локализованы в полях

Си

Диаграмма

Zr/Y—Zr

также может быть использована для того,

Чтобы

разделить островодужные базальты на формировавшиеся в

Ределах

внутриокеанических дуг или излившиеся в обстановках