Генезис гранитоидов презентация

граната, кордиерита, мусковита
высокая глиноземистость
повышенное 87Sr/86Sr и δ18O.

кордиерит(гранат)-содержащие биотитовые граниты (Barbarin, 1999). Типичными представителями первых служат лейкограниты Гималаев, а вторых – например, S-граниты Лакланского пояса Австралии. Состав первых соответствует по петрогенным элементам расплавам, экспериментально полученным при плавлении пелитов (Patino Douce, Johnston, 1991; Koester et al., 2002), тогда как повышенное содержание MgO и FeO для вторых свидетельствует либо о неполной сепарации расплава от реститовых, в том числе акцессорных, минеральных фаз (restite-unmixing model (Chappell, 1999), либо о более высоких степенях плавления, которые требуют вклада внешнего (мантийного) теплового источника.

Расплавы из метаосадочных
источников

давлением со сменой кордиерита гранатом при Р=5 кбар (Vielzeuf, Montel, 1994). Наличие реститового граната будет приводить к обеднению гранитов тяжелыми РЗЭ и Y. Вместе с тем, гранатсодержащие граниты часто не обнаруживают такого обеднения вследствие присутствия в их составе граната, представляющего собой реститовую или перетектическую фазу.

Spl

Grt

Crd

участии тех или иных фаз в реакциях плавления и характере метаосадочного источника расплава, поскольку при плавлении, лимитированном количеством биотита образуются расплавы с высокими Rb/Sr (>1) и Ba/Sr (>5), а плагиоклаза – более низкими отношениями. Максимальные величины Rb/Sr (>3) и Rb/Ba (>1) в гранитах достигаются при плавлении обогащенного глинистым материалом (пелитового), а не грауваккового источника (Sylvester, 1998).

или дифференциации более мафических расплавов, последний случай более характерен для субдукционных обстановок. По экспериментальным данным расплавы, соответствующие I-гранитам, образуются при плавлении протолитов от основного до средне-кислого состава. Метаалюминиевый или слабо пералюминиевый характер расплавов контролируется, согласно экспериментальным данным, активностью H2O. Коровый (сиалический) компонент доминирует при образовании высококалиевых, а мафический (мантийный) – низкокалиевых I-гранитов (Barbarin, 1999).

Источники:
I - пелитовый
II – граувакковый
III – тоналитовый-базитовый
(магматический)

Источник метамагматический –A/CNK<1
Источники:
мафический – низкокалиевые I граниты
сиалический - высококалиевые I граниты

(La/Yb)n определяется присутствием граната и/или роговой обманки в рестите. Переход от безгранатовых к гранатсодержащим реститам происходит для мафических субстратов при Р≥10 кбар

присутствием граната.
Переход от безгранатовых к гранатсодержащим реститам происходит для диорит-тоналитовых источников при Р ≥8-10 кбар (Singh, Johannes, 1996; Watkins et al., 2007).

или комплекса позволяют предполагать участие процесса корово-мантийного взаимодействия в гранитообразовании, то есть смешения расплавов из сиалических и мантийносвязанных мафических источников

или плавление аналогичных по составу источников. Поскольку М-граниты не обнаруживают обеднения тяжелыми РЗЭ их образование должно происходить при низких Р в равновесии с реститом, не содержащим граната или амфибола, что подтверждается экспериментами по плавлению мафических источников при Р≤3 кбар (Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995). Этим определяется генетическое отличие гранитов М-типа, которые образуются при низком давлении, повышенной Т и более низкой активности H2O с отделением пироксенсодержащих реститов, от низкокалиевых I-гранитов, которые являются продуктами плавления мафических источников при более высоком Р.

Источник мафический-
Низкий K2O
Низкие концентрации всех некогерентных элементов

М-граниты

Габбро -

Плавление габбро+
накопление Pl

Фракционная
кристаллизация
габбро

Расплавы из габбро

при более низкой активности H2O и фугитивности O2 в сравнение с другими типами гранитоидов. Происхождение А-гранитов связывают:
с фракционированием щелочно-базальтовых расплавов,
с частичным плавлением ферродиоритов или базитов, образовавшихся при андерплейтинге мантийных расплавов,
с плавлением нижнекоровых тоналитовых или диоритовых источников, подвергавшихся или нет предшествующему плавлению или метаморфизму/дегидратации.

базитовый

сиалический

Разделение А-гранитов, образованных при плавлении сиалических источников и плавлении мафических субстратов или дифференциации базитовых расплавов может быть сделано на основании отношений высокозарядных элементов

магм или плавлении коровых кварц-полевошпатовых источников при низком Р,
железистые щелочные гранитоиды – при дифференциации субщелочных и щелочных базальтовых расплавов,
слабо пералюминиевые железистые гранитоиды – путем дифференциации базальтов или плавления коровых источников.

внутриплитными базитами, является унаследованным,
для гранитов А-типа, производных коровых субстратов, такое обогащение может объясняться высокими Т образования расплавов, приводящими к плавлению акцессорных минералов.

продуктов дифференциации мафических расплавов. В пользу процессов смешения и ассимиляции свидетельствуют вариации изотопного состава, характерные для А-гранитов

метаалюминиевыми и железистыми. Они характеризуются минимальными концентрациями некогерентных редких элементов, положительными значениями εNd и низкими отношениями 87Sr/86Sr, указывающими на их генетическую связь с базальтами океанической коры.
Субдукционные обстановки – М- и I -граниты
варьируют по химизму главных элементов, относятся преимущественно к I-типу Граниты M-типа встречаются во многих офиолитах и вероятно образуются в незрелых океанических дугах и задуговых бассейнах. Они обогащены LILE и обнаруживают заметную Nb(Ta) аномалию, что является унаследованным от их источников субдукционного происхождения. I-граниты океанических островных дуг характеризуются высокими положительными εNd и низкими отношениями 87Sr/86Sr, что отражает ювенильный характер источников расплавов
Внутриплитные обстановки – А- граниты
Кислые породы - А-типа граниты. В сравнении с гранитами океанических хребтов и островных дуг (M и I- типы), внутриплитные граниты обогащены РЗЭ и HFSE, Nb минимум отсутствует (щелочные граниты) или более слабо проявлен на мультиэлементных спектрах.
Коллизионные обстановки – S-, I- и A-граниты
магматические породы представлены, главным образом, известково-щелочными гранитными плутонами. Синколлизионные это обычно лейкограниты S-типа, тогда как постколлизионные гранитоиды это главным образом I- и А-граниты. Коллизионные граниты обычно обнаруживают обеднение Nb(Ta), что является унаследованным от их коровых источников.

может смещать граниты из внутриплитного и океанического полей в островодужное. Аналогично, островодужные и коллизионные граниты могут смещаться в поля внутриплитных и океанических гранитов вследствие аккумуляции железомагнезиальных и акцессорных фаз.

две группы: 1. несвязанные с зонами субдукции (нормальных и аномальных хребтов),
2. связанные с субдукцией (супрасубдукционные зоны, задуговый спрединг). В поле ORG попадают точки гранитов офиолитовых комплексов, не связанных с зонами субдукции. Вторая группа практически неотличима от островодужных и размещается в поле VAG вследствие пониженного содержания Nb, который унаследован от источника - субдукционных базальтов.

связанные с субдукцией

не связанные с субдукцией

поля VAG,
в переходных дугах породы вследствие обогащения Rb приближаются к границе с полем COLG.
На активных окраинах с удалением вглубь континента происходит смешение к границе с COLG.
Такие граниты обнаруживают свойства S-гранитов за счет вовлечение в плавление коровых пелитовых субстратов. При тыловом растяжении, если раскрывающийся бассейн накладывается на древние островодужные породы, граниты обнаруживают свойства VAG (унаследование состава источника). Если растяжение происходит на континенте, происходит смешение гранитов в поле WPG, а при пелитовом источнике – COLG.

Вклад пелитового источника

Вклад внутриплитного источника
(тыловая зона растяжения)

Граниты, ассоциирующие с платобазальтовыми плюмовыми провинциями или рифтингом - WPG. Гранитоиды, образующиеся в обстановках растяжения и тесно ассоциирующие в пространстве или во времени с конвергентными окраинами могут попадать в поля WPG, VAG и редко – COLG, в зависимости от природы источника.

однозначна, необходима дополнительная информация о стадии коллизионного процесса, наличии в источнике островодужных пород и т.д., только геохимические данные не редко дают ошибочные результаты.

Типичные S-граниты в поле COLG. Граниты, имеющие метамагматические источники - в поле VAG. Более редки признаки WPG, потому что это требует вклада мантийного компонента, что затруднено при коровом утолщении. В тоже время переутолщенная кора не стабильна, и поэтому в постколлизионной обстановке при гравитационном коллапсе возможно проникновение мантийных расплавов, следовательно и связанные с ними граниты приобретают свойства WPG.

плавление вещества континентальной коры,
дифференциация магм основного или среднего состава, имеющих мантийное происхождение,
ультраметаморфизм и гранитизация пород кристаллического основания континентальной коры.

латитового (монцонитового) ряда,
4. агпаитовые редкометалльные граниты.

Гранитоиды корового происхождения:
1. палингенные известково-щелочные гранитоиды,
2. плюмазитовые редкометалльные лейкограниты,
3. палингенные щелочные гранитоиды,
4. редкометалльные щелочные граниты.

Разделение для коровых гранитов основано на двух принципах:
подразделение на известково-щелочную и щелочную серии связано с различием в степени метаморфизма корового магмообразующего субстрата: первые формируются за счет относительно слабометаморфизованных осадочных пород, а вторые – более высокометаморфизованных субстратов;
проявление дифференциации первичных магм приводит к образованию пар: известково-щелочная магма – плюмазитовые редкометалльные граниты, щелочная – щелочные редкометалльные граниты.

рост содержания некогерентных элементов. Такая же тенденция отмечается с ростом щелочности для «мантийных» гранитоидов. Для субщелочных латитовых гранитоидов характерно резкое обогащение Ba и Sr. Для коровых типов увеличение содержания некогерентных элементов связано со степенью дифференциации первичных расплавов.

S

S

A

A

M

I

I-A

I-A

S-I

состав гранитов
Генезис гранитоидов (источники и условия образования расплавов)
Геодинамические условия образования гранитов
Классификация Л.В. Таусона

начало кристаллизации характеризуется близкими температурами порядка 550-600оС; в ранних минералах обнаружены расплавные включения, свидетельствующие о магматическом состоянии минералообразующей среды, а заключительные фазы процесса приходятся на Т около 300оС. Таким образом, существенных различий по температуре образования между разными типами пегматитов не устанавлено.
В тоже время выявилась отчетливая корреляция между типом минерализации пегматитов и фацией (фациальной серией) метаморфизма вмещающих пород, то есть связь типов пегматитов с давлением и глубиной. Первая классификация, построенная на этом принципе, была разработана А.И.Гинзбургом и Г.Г.Родионовым

Ранней щелочной стадии соответствуют процессы биотитизации и микроклинизации, происходит замещение плагиоклаза микроклином, перекристаллизация ранних калишпатов, образование или собирательная перекристаллизация биотита.
Стадия возрастания кислотности обычно проявляется в гидролизе полевых шпатов с образованием Q-Mu агрегата или Q-Mu-Pl замещающего комплекса. Переход к этой стадии сопровождается развитием акцессорной минерализации, при этом источником фемических компонентов и редких элементов является биотит.
На стадии максимальной кислотности все ранее образованные ассоциации подвергаются замещению кварцем, сначала замещается микроклин и биотит, а затем мусковит и плагиоклаз.
Поздняя щелочная стадия характеризуется развитием кварц-альбитового агрегата.

pH

7

9

5

РЩ

ПЩ

кислотная

катионов, образующих комплексные ионы с большим радиусом.
наиболее сильные катионы – щелочные металлы,
наиболее сильные анионы – галогены.
элементы с малым атомным весом – H, Li, Be, B.
элементы с большим атомным весом – РЗЭ, Nb, Ta, Th, U.

разностей, метаморфизованных в амфиболитовой фации повышенных давлений. Материнские граниты обычно представлены гранодиоритами, реже плагиогранитами и гранитами с низким содержанием кремнезема и щелочей и высоким глинозема. Наиболее важными летучими являются углекислота и вода, что способствует широкому развитию в ПГ слюд.
Среди пегматитов выделяются первично магматические - плагиоклаз-микроклиновые и первично метаморфические - биотит-плагиоклазовые. От первых ко вторым снижается содержание К2О и растет Na2O.
В зонах мусковитизации первых содержание К2О уменьшается (вынос при гидролизе кпш), а последних - увеличивается (захват выносимого К слюдой). Широко проявлены процессы постмагматического замещения – мусковитизация биотита и гидролиз полевых шпатов.

других типов пегматитов. Основные концентраторы и носители для Ва - калиевые минералы: кпш, мусковит, биотит, для Sr - плагиоклаз. но возможные высокие концентрации и в кпш. Главная черта - резкое снижение их концентраций в поздних генерациях всех минералов по сравнению с ранними. В кпш снижение до 10-30 раз, в плагиоклазе - 2-10 раз. Выносимые Ba и Sr входят в минералы послемагматических мусковит-плагиоклазовых жил, создают положительные аномалии в экзоконтактовых ореолах.
РЗЭ содержатся в малых количествах, особенно HREE и Y. Главная их часть сосредоточена в акцессорных минералах: ортите, монаците, ксенотиме, а также апатите и гранате. В незамещенных ПГ РЗЭ рассеяны в породообразующих минералах. На ранней щелочной стадии содержание РЗЭ растет за счет развития биотита, и роста концентраций в нем РЗЭ. На стадии возрастания кислотности концентрации La, Ce в биотите и кпш уменьшаются, а Y возрастают. В зонах мусковитизации главная часть РЗЭ связана с акцессориями.

замещения наложенного характера, и соответственно масштабы экзоконтактовых изменений меньше.

От редкометалльных ПГ отличаются полным отсутствием первичной литиевой минерализации, значительно более низким содержанием P, F, редких щелочей, Ta, Nb. Содержания редких щелочей: Li, Rb, Cs превосходят средние в гранитах и мусковитовых ПГ.

В минералах поздних генераций содержания щелочей увеличиваются. Мусковит второй генерации содержит в 3 раза больше Rb и в 15 раз больше Cs. В целом рост концентрации Cs опережает рост Rb, и Rb/Cs уменьшается. На стадии возрастания кислотности с понижением Т возрастает возможность изоморфного вхождения Rb и Cs на позиции К в кпш и мусковите. Это автометасоматическое перераспределение без существенного обмена с вмещающими породами и без выноса в ореолы.
Для Ba и Sr содержания уменьшаются к поздним генерациям минералов. Содержания этих элементов в минералах в целом ниже, чем в мусковитовых ПГ. Из летучих компонентов главную роль играют вода и углекислота, иногда Р, концентрации других обычно очень низки.

редких щелочей (Li, Rb, Cs), Ta, Nb, Be, Sn, напротив содержания Ba очень низки.
Среди сподуменовых ПГ выделяются собственно литиевые и тантал-цезий-литиевые.
Максимальные концентрации Li характерны для позднемагматического альбит-кварц-сподумен-микроклинового комплекса, главный носитель Li это сподумен, и концентрация Li коррелирует с содержанием этого минерала. Концентрируют Li и другие минералы - монтебразит, лепидолит.
Максимальные концентрации Rb и Cs также как и Li приурочены к альбит-кварц-сподумен-микроклиновому комплексу, особенно высоки они в комплексных ПГ, где появляется собственный минерал Cs - поллуцит.
Тантал и ниобий концентрируются в главным образом в колумбите/танталите, в отличие от редких щелочей максимальные их концентрации достигаются в позднем кварц-мусковит-альбитовом комплексе.

Замещение микроклина и сподумена альбит-кварц-сподумен-микроклинового ПГ на послемагматическом этапе с образованием кварц-мусковит-альбитового комплекса приводит к выносу редких щелочей за пределы пегматитовых тел с их фиксацией в зонах экзоконтактовых изменений с замещением первичного амфибола - гольмквиститом и биотитом, а первичного биотита - вторичным биотитом и мусковитом. Так формируются геохимические ореолы редких щелочей в экзоконтактах жил. Таким образом, в процессе кристаллизации и магматической дифференциации происходит накопление редких щелочей, а при последующем послемагматическом замещении наблюдается вынос их из ПГ с образованием мощных зон экзоконтактовых ореолов.

высокой ролью СО2 при их формировании, содержание F во флюидной фазе возрастает на завершающем этапе кристаллизации комплексных ПГ.
Содержания Ba в микроклине сподуменовых ПГ низки в сравнении с ПГ высокого давления.

Для петалитовых (Li[AlSi4O10]) ПГ главными летучими компонентами в процессе формирования являются вода и F, значительную роль могли играть P, B, CO2. Для этого процесса характерно широкое развитие ликвационных явлений, определяющих условия концентрирования редких щелочей и тантала. Ликвация пегматитового расплава обусловливает высокую неоднородность распределения элементов, контрастное обогащение отдельных участков редкими щелочами, Ta, Sn, вплоть до формирования анхимономинеральных зон и участков.

калия и натрия с обязательным преобладанием калия. Эта же особенность свойственна и гранитам, с которыми связаны миароловые ПГ. По-видимому, именно высокая калиевость ПГ обеспечивает повышенную щелочность остаточных растворов и их высокую растворяющую способность на заключительных стадиях послемагматического процесса.

По содержаниям малых элементов занимают промежуточное положение между мусковитовыми и редкометалльными ПГ и близки к редкометалльно-мусковитовым. Характерны колебания содержания элементов, поскольку вторичные миаролы могут образоваться в ПГ любой специализации.

Из летучих компонентов в миароловых ПГ главное значение имеют вода и фтор. Концентрация углекислоты весьма не постоянная, также как и бора.

пегматитов, т.е. их формационной принадлежности, наиболее важным и универсальным является содержание Ва в калишпате и мусковите.
Максимальные его концентрации характерны для минералов мусковитовых пегматитов, которые и в целом обогащены этим элементом. Содержания Ва снижаются в минералах редкометалльно-мусковитовых и еще сильнее редкометалльных пегматитов.
Напротив, концентрации Rb в калишпате и мусковите растут от мусковитовых пегматитов к редкометалльно-мусковитовым и редкометалльным.
Соответственно очень контрастно изменяется Ba/Rb отношение в кпш: в ряду от мусковитовых пегматитов к редкометалльно-мусковитовым и редкометалльным, Ba/Rb составляет 14-27; 0,25-0,75; 0,006-0,02.
Это отношение отражает и степень перекристаллизации и замещения первичных парагенезисов послемагматическими, так как оно отчетливо снижается из-за падения концентраций Ва и роста Rb в более поздних генерациях минералов. Следовательно, для выявления специализации пегматитов следует использовать минералы одного и того же этапа формирования пегматитов.

характерны положительные 2-4 кратные аномалии Rb, Ba, Pb. В зонах мусковитизации относительно накапливаются Cs, Li, Rb, REE, F, B. Поздние зоны окварцевания сопровождаются отрицательными аномалиями (в 2-6 раз ниже фона).

2. Редкометалльные пегматиты по составу резко отличаются от вмещающих пород. Наиболее надежными индикаторами для их ореолов являются положительные аномалии редких щелочей – Li, Rb, Cs, особенно характерен Li. Аномалии не сопровождаются появлением новых минералов-концентраторов, а обусловлены изоморфным вхождением щелочных элементов в амфибол (Li) и слюды (Li, Rb, Cs).

Индикаторы специализации пегматитов