Геохимия гранитоидов

16.08.2018
Отдельные данные по петрохимии пегматоидных гранитов Мамского пегматитового пояса приведены в работах П.Н. Сучкова, В.Н. Moраховского, Ю.М. Соколова, И.Н. Тимофеева, Г.Г. Родионова и др., А.Г. Бушева. Изучение химизма пегматоидных гранитов пояса показывает, что их химический состав отражает особенности процессов образования.

При сравнении химического состава плагиоклазовых пегматоидных гранитов (табл. 3.1) со средними химическими составами магматических горных пород видно, что они соответствуют плагиограниту, однако отличаются от последнего низким содержанием Fe2O3, FeO и MgO и несколько повышенным — SiO2, Al2O3 и CaO, что отражает лейкократовый характер этих пород и повышенное количество в них плагиоклаза. О малом количестве слюд и высоком содержании плагиоклаза в них свидетельствует также низкое значение K2О/Na2О. Плагиоклазовые пегматоидные граниты характеризуются значительно более низким содержаниями FeO, Fe2O3, MgO и K2O и более высокими — Na2O и SiO2, чем вмещающие их метаморфические породы, за счет которых эти граниты образовались. Ни частичное плавление, ни метаморфическая дифференциация не обеспечивают баланса вещества при образовании гранитов на месте. Следовательно, приходится предполагать внешний источник Si и Na, т. е. участие метасоматической плагиогранитизации.


Двуполевошпатовые пегматоидные граниты отличаются от плагиоклазовых гораздо более высоким общим содержанием щелочей и особенно калия, тогда как содержание Na2O в них несколько понижено. Отношение K2О/Na2О значительно выше, чем в плагиогранитах. Пo химическому составу эти граннты соответствуют обычному граниту, отличаясь пониженным количеством TiO2, Fe2O3, FeO, MnO, MgO и K2O и повышенным — SiO2, Al2O3 и Na2O.

Расчет коэффициента (Ка = К2О+Na2O+Li2O/Al2O2 мол.%) показывает, что двуполевошпатовые граниты отличаются более высокой его величиной по сравнению с плагиоклазовыми, так что сравниваемые типы гранитов образуют обособленные группы па диаграмме Kа — SiO2 мас. % (рис. 3.4).


На диаграмме альбит — ортоклаз — кварц каждый тип гранитов образует обособленное поле, отражающее особенности его химизма и происхождения (рис. 3.5). Поле I соответствует плагиоклазовым гранитам, образовавшимся при метаморфической дифференциации гнейсов и сланцев с участием натрий-кремниевого метасоматоза. Состав их близок к двойной эвтектике кварц — кислый плагиоклаз. В поле II расположены двуполевошпатовые пегматоидные граниты. Oнo характеризуется соотношениями плагиоклаза, ортоклаза и кварца, близкими к тройному минимуму системы альбит — ортоклаз — кварц. Такое положение этих гранитов на диаграмме отражает их магматическую природу.

Поля III и IV образованы пегматоидными гранитами, измененными в процессе послемагматического замещения. Поле III характеризуется повышенным (относительно поля II) количеством ортоклаза и пониженным — кварца, в нем расположены граниты, подвергшиеся микроклинизации. В поле IV, отличающемся от поля III повышенным количеством кварца и пониженным — ортоклаза, находятся пегматоидные граниты с интенсивным развитием микроклина до плагиоклазу и кварц-мусковитового агрегата по обоим полевым шпатам.

Таким образом, при анализе диаграммы Ab—Or—Q видны особенности химизма и процессов образования и изменения пегматоидных гранитов.


Гранитоиды, приуроченные к Байкало-Муйскому протоофиолитовому поясу, хотя и являются в большей своей части анатектическими, отличаются по составу от мамских пегматоидных гранитов. Это естественно при основном характере субстрата. Лейкократовые, амфибол- или гранат-содержащие плагиограниты имеют, как и плагиомигматиты, очень низкие содержания K2O и пониженные по сравнению с мамскими аналогами количества Al2O3, но более железисты (табл. 3.2). Двуполевошпатовые мигматиты, имеющие очень ограниченное развитие, и граниты, относимые, кстати сказать, к мамско-оронскому комплексу, имеют устойчиво пониженные концентрации калия (К2О/Ма2О от 0,4 до 0,9) и относительно низкие содержания Al2O3. Двуполевошпатовые граниты имеют явно внешний по отношению к вмещающим амфиболитам источник вещества, по крайней мере калия,

В Хамардабанском поясе в отличие от Мамского валовый состав мигматитов по сравнению с исходными гнейсами меняется незначительно — возрастает содержание SiO2 и Na2O на этапе плагиомигматизации и возрастает количество MgO. Это свидетельствует о большой роли анатексиса и значительно меньшей — метасоматоза при гранитизации. По-видимому, с этим связано выплавление двуполевошпатовых гранитов и отсутствие плагпоклазовых. Ho от автохтонных к аллохтонных массивам состав гранитов существенно меняется. В ряду автохтонные аллохтонные — пегматоидные граниты последовательно увеличивают) содержания SiO2 и K2O, снижается Al2O3 (табл. 3.3). Отношена K2O/Na2O изменяется от 0,5 в меланократовых оторочках автохтонной части Солзанского массива до 1,3 и 1,6 в аллохтонной его части и пегматоидных гранитах. Соответственно граниты становятся все более лейкократовыми.


Для беломорского полиметаморфического комплекса установлено три тектонометаморфических цикла, характеризующихся своими мигматитами и гранитоидами. При этом жильные гранитоиды mn+5+6, с формированием которых связывается образование промышленных мусковитовых пегматитов, относятся к плагиогранитам (табл. 3.4). Они характеризуются низким отношением K2O/Na2O. Содержание Al2O3 в них повышено, но не максимально относительно гранитоидов других циклов. Для них отмечаются наиболее сложные корреляционные связи между окислами. Здесь по сравнению с автохтонными мигматит-гранитами увеличивается количество значимых связей среди фемических компонентов и более полно представлены связи, объединяющие компоненты полевых шпатов. Наблюдаемый ряд коэффициентов парной корреляции в жильных гранитоидах довольно близок к ожидаемому для магматического процесса. В целом процесс формирования этих гранитоидов носит существенно натриевый характер. В этом поясе не образуется полная серия от существенно натриевых гранитов к натрий-калиевым в позднем цикле его развития (см. табл. 3.4).

В отличие от гранитоидов беломорского полиметаморфического комплекса, в которых находятся пояса мусковитовых пегматитов, пегматоидные граниты Стрельнинского поля характеризуются относительно высоким содержанием SiO2 u K2O (см. табл. 3.3). Эти гранитоиды могут быть отнесены к микроклин-альбитовому лейкограниту но отличаются от него повышенным содержанием Al2O3.

Для пояса Блу-Ридж, как указывалось ранее, характерны гранито-гнейсовые купола, образовавшиеся в палеозое. Они сложены гранитоидами, близкими по минеральному составу к пегматоидным гранитам Мамского пояса. Приводимые Д. У. Ранкиным диаграммы составов гранптопдов группы Cпpyc Пайн показывают, что они обогащены глиноземом и Na2O и более лейкократовые (пониженное содержание суммы MgO + FeO + Fe2O3 — MnO) относительно других гранитоидов этого пояса.

Массив Стоун Маунтин во Внутреннем Пидмонте также отличается обогащенностью глиноземом и лейкократовым характером гранитоидов. Ho химическому составу эти граниты близки к двуполевошпатовым пегматоидным гранитам Мамского пояса, по повышенным содержаниям SiO2 и высокому отношению K2O/Na2O принадлежат к субщелочным двуполевошпатовым лейкогранитам (см. табл. 3.3).

Пегматоидные граниты Бирюсинского пегматитового пояса (см. табл. 3.3) относятся к лейкократовому граниту по современной классификации. Они близки по химическому составу к двуполевошпатовым пегматопдным гранитам Мамского пояса, отличаясь от них несколько повышенным содержанием SiO2.

Массивы района Дхаб Бихарского пояса Индии сложены гранитоидами, относящимися к обычному граниту. Согласно химическим анализам внешней части Западного массива и центральной части Восточного (см. табл. 3.3) от первой ко второй резко повышается содержание Na2O и Al2O3, и меньшей мере SiO2 и MgO, и понижается — K2O, Fe2O3 и FeO. Отношение K2O/Na2O понижается также от 2,77 до 0,49. Эти данные приводят исследователей к выводу, что кристаллизация массивов происходила от центра к их краям.

В Раджастханском негматитовом поясе Индии, согласно данным А.К. Датта, граниты Эрпинура отличаются от гнейсогранитов более высоким содержанием SiO2, низким — TiO2, Fe2O3, FeO и MgO, пониженным отношением K2O/Na2O (см. табл. 3.3). Видимо, граниты и гнейсограниты относятся к различным метаморфическим циклам. Граниты имеют лейкократовый характер и резкое преобладание натрия над калием, усиливающееся в жильной фации.

В пегматитовом поясе Урунгве (Зимбабве) мусковитовые граниты, с которыми пространственно связаны пегматиты, имеют химический состав, соответствующий лейкократовым гранитам. Они характеризуются относительно высоким содержанием SiO2 и отношением K2CVNa2O и пониженным — Al2O3 (см. табл. 3.3).

Таким образом, петрохимическое изучение гранитов различных пегматитовых поясов показало, что они относятся к лейкократовым разновидностям гранитов с низким содержанием FeO, Fe2O3 и MgO. Для поясов мусковитовых пегматитов характерны пегматоидные граниты с высоким содержанием Al2O3 и пониженным — SiO2. Граниты из поясов редкометалльно-мусковитовых пегматитов отличаются натриево-каливым составом с высоким содержанием SiO2. Отношение K2О/Na2О меняется в широких пределах, что связано с разной степенью проявления платно- и калишпатового этапа гранитизации и долей участия в этом процессе метасоматоза и анатексиса.

Данных по содержаниям малых элементов в гранитоидах поясов слюдопосных пегматитов мало. Наиболее детальные геохимические исследования, охватывающие широкий круг элементов, проведены для гранитов Мамского и Хамардабанского поясов.

Плагиоклазовые пегматоидные граниты Мамского пояса отличаются; весьма низкими содержаниями большинства элементов-примесей. Их концентрации ниже кларка для кислых изверженных пород. Только количество Ba приближается к кларку, а Sr — вдвое превышает его значение (табл. 3.5).


Сравнение метаморфических пород и образовавшихся в них плагиоклазовых гранитов показывает, что в процессе образования последних происходит понижение содержаний редких щелочей, Ba, Tl, Zn, лантаноидов и иттрия и повышение количества Sr и в некоторой мере Pb и Be. Такое поведение указанных элементов определяется особенностями формирования гранитов и распределением редких элементов по минералам метаморфических пород и плагиогранитов. Минералами-концентраторами Li, Rb, Cs, Ba, Tl и Zn в них являются слюды, причем в большей степени биотит, Sr и Be концентрируются в плагиоклазе, редкоземельные элементы и иттрий — в акцессорных минералах, Pb — в одинаковой мере в биотите и плагиоклазе.

В процессе метаморфической дифференциации и метасоматической гранитизации в образующихся плагиогранитах резко увеличивается количество плагиоклаза, концентрирующего стронций. Параллельное снижение количества слюд и акцессорных минералов приводит к уменьшению содержаний большинства остальных элементов-примесей. Таким образом, при образовании плагиогранитов главным фактором поведения редких элементов является перераспределение и изменение соотношений минералов без существенного изменения содержаний элементов-примесей в них.

Это подтверждается распределением РЗЭ в плагиоклазовых пегматоидных гранитах с характерным европиевым максимумом, обусловленным обилием плагиоклаза, концентрирующего Eu, при низком содержании акцессорных минералов, ответственных за содержания остальных РЗЭ (табл. 3.6, рис. 3.6). В старых анализах на РЗЭ несколько завышен содержания Ce, Nd и Y (см. табл. 3.5).


Анатектические двуполевошнатовые граниты отличаются от плагиоклазовых гораздо более высокими содержаниями Rb, Ba, Pb и Tl. Ортоклазовые их разновидности содержат Li, Rb, Be, Tl, Zn, Ce, La, Nd и Y в количествах ниже, а Ba и Sr гораздо выше кларков этих элементов для кислых изверженных пород. Для Ph сравниваемые величины близки. В микроклиновых гранитах средние содержания Rb, Tl, Zn, Ce, La, Nd и Y также ниже их кларков для гранитоидов, а Li, Ba, Sr, Be — близки к кларкам. Количество Pb здесь несколько выше кларкового для гранитоидов (см. табл. 3.5).

Ортоклазовые и микроклиновые граниты отчетливо различаются по содержаниям редких элементов и их индикаторным отношениям. В микроклиновых гранитах накапливаются Li, Be, Pb, Tl, редкоземельные элементы и иттрий, содержания Ba и Sr резко понижаются. Отношения K/Rb, Ba/Rb, Ва/Sr, K/Pb, Rb/Tl и Ce+La+Nd/Y понижаются от ортоклазовых гранитов к микроклиновым. Такое изменение содержаний редких элементов и их отношений соответствует их поведению в процессе магматической дифференциации и подтверждает наличие этого процесса при формировании анатектических гранитов. При этом геохимическая характеристика микроклиновых гранитов и зон мелкозернистых пегматитов промышленных пегматитовых тел близки.

Распределение нормированных содержаний редкоземельных элементов для ортоклазовых гранитов характеризуется положительным диком Eu, а микроклиновых — отрицательным. Такое поведение данного элемента свидетельствует о проявлении процесса магматической дифференциации при становлении микроклиновых гранитов.

При послемагматическом замещении анатектических гранитов поведение редких элементов определяется условиями среды минералообразования. При этом изменение условий щелочности — кислотности среды минералообразования являлось одним из главных факторов поведения редких элементов на различных стадиях замещения. Так, судя по данным табл. 3.5, Rb, будучи кристаллохимически близким к К и следуя за нам в процессе послемагматического замещения грантов, проявляет меньшую подвижность, чем элемент-хозяин. Это, видимо, обусловлено большим размером его попа. Pb также в этом процессе следует за К, однако увеличение отношения К/Pb в микроклинизированных гранитах указывает, что повышение щелочности среды минералообразования способствует понижению концентрации Pb относительно К, более щелочного элемента. Однако и при повышении кислотности среды в процессе кварц-мусковитового замещения полевых шпатов продолжается снижение концентраций свинца, так как в этих условиях в образующийся мусковит входит малое количество данного элемента. Поведение редкоземельных элементов в процессе послемагматического преобразования гранитов обусловлено изменением кислотности среды минералообразования. В щелочных условиях микроклинизации в гранитах резко увеличивается содержание более щелочных цериевых лантаноидов, а при увеличении кислотности в условиях кварц-мусковитового замещения накапливаются тяжелые лантаноиды (см. табл. 3.5, 3.6) и иттрий, и отношение Ce+La+Nd/Y здесь значительно снижается.

Для пегматоидных гранитов характерно необычно низкое содержание Nb и Ta (см. табл. 3.5). Только в зонах проявления и микроклинизации, и кварц-мусковитового замещения наблюдается резкий скачок в концентрации Nb. Для этих же зон отмечаются высокие содержания Zr и Hf, что связано с образованием акцессорных минералов. При исключительной бедности данными элементами гранитов это свидетельствует об аллометасоматическом характере процесса.

По редкоэлементному составу плагиограниты Северного Прибайкалья, как магматические, так и развивающиеся в процессе гранитизации по метабазитам, еще более бедны элементами-примесями, чем плагиограниты Мамского пояса, субстратом для которых служат метапелиты. Особенно это касается содержаний Li, Rb, Ba и Sr (табл. 3,7). Эта особенность наследуется и при формировании двуполевошпатовых гранитов и мигматитов. Концентрации Li в них в 3—4, а Ba и Rb — в 2—3 раза ниже, чем в их аналогах из Мамского пояса. Следует отметить очень широкие вариации в содержаниях бария в калий-натриевых гранитах — от 400 до 9600 г/т. Здесь еще более остро, чем в Мамском поясе, встает вопрос об источнике бария, так как в амфиболитах его содержания очень низки.

Плагиограниты наследуют от амфиболитов уровень и форму распределения лантаноидов (см. рис. 2.22), Калишпатовые мигматиты и граниты также имеют низкие содержания РЗЭ. Ho при сумме лантаноидов, близкой к плагиогранитам, в автохтонных двуполевошпатовых гранитах наблюдаются признаки их дифференциации с обогащением легкими и обеднением тяжелыми лантаноидами. Ho только в перемещенных, расположенных вдоль зон нарушений мусковитизированных биотитовых двуполевошпатовых гранитах появляется европиевый минимум.

Источником калия и бария при формировании двуполевошпатовых гранитов могла бы служить иловирская свита, на которую надвинуты амфиболиты нюрундуканской серии. Ho ее калишпатовые бластокатаклазиты богаты РЗЭ и разница в их содержаниях с двуполевошпатовыми гранитами не позволяет предполагать полное переплавление этих пород, а лишь мобилизацию растворами более подвижных, чем РЗЭ, компонентов — К и Ba.

В Хамардабанском пегматитовом поясе меланократовын гранитогнейсы и автохтонные граниты характеризуются низкими содержаниями Li, Rb, Cs (табл. 3.8). Накопление редких щелочей происходит в перемещенных гранитах и аллохтонной части Солзанского массива, по в пегматоидных гранитах и мусковитовых пегматитах их концентрации низки. Концентрации Ba и Sr при этом изменяются иначе. Oни резко снижаются от меланократовых гранитогнейсов к автохтонным гранитам, остаются постоянными в автохтонных и аллохтонных гранитах, и затем только количество бария уменьшается в пегматоидных гранитах и пегматитах. В аллохтонных гранитах заметно накапливаются Be и Sn при снижении содержаний цинка и РЗЭ.

Концентрации Sc, Co, Ni, Cr и V резко понижаются при переходе от меланократовых гранитогнейсов к автохтонным гранитам, несколько повышаясь затем в аллохтонных их аналогах, а затем снова понижаются в пегматоидных гранитах и мусковитовых пегматитах. Такое изменение концентраций элементов-примесей невозможно объяснить проявлением магматической кристаллизационной дифференциации в указанном ряду гранитоидных образований, Видимо, при образовании аллохтонных гранитов значительную роль играл процесс эманационной дифференциации, при которой Li, Rb, Cs, Sn, Be обогащали эти граниты вместе с летучими компонентами, а дальнейшее влияние эманационной дифференциации привело к образованию редкометалльной минерализации. В то же время магматическая кристаллизационная дифференциация автохтонных гранитов привела к образованию пегматоидных гранитов и мусковитовых пегматитов. В то же время для гранитоидов этого пояса характерны низкие и заметно убывающие к аллохтонным и пегматоидным гранитам концентрации фтора, с накоплением которого принято связывать процесс эманационной дифференциации (см. табл. 3.3). Низкие концентрации его свойственны и всему пегматитовому поясу. По-видимому, здесь роль элемента-минерализатора выполняет бор, концентрации которого во всех гранитах и пегматитах повышены.

Для гранитоидов Стрельнинского пегматитового поля характерны низкие содержания Li и Cs (табл. 3.9), как и для пегматоидных гранитов Мамского пояса, по содержание Rb здесь значительно выше и близко к кларковому для гранитов. Количество бария и стронция в различных группах пегматоидных гранитов различается в 3—4 раза, при этом из приведенных в табл. 3.9 данных следует, что происходит дифференциация магматического расплава от среднезернистых и пегматоидных гранитов Стрельнинского массива к малым массивам. В.Р. Ветрин отмечает, что пегматоидные граниты содержат 70 г/т ниобия, что значительно превышает его кларк для кислых изверженных пород (20 г/т). Концентрация Nb в биотите составляет 80—540 г/т, в мусковите — 100— 280 г/т, что гораздо выше, чем в слюдах пегматоидных гранитов Мамского пояса. В гранитах встречается колумбит. Увеличение содержания Nb наблюдается и в поздних дифференциатах гранитной магмы — жильных пегматитах, где оно достигает 300 г/т. Концентрация Ta в отдельных пробах гранитов Стрельнинского массива составляет 1,5—1,0 г/т.

Приведенные геохимические данные показывают, что гранитоиды поясов мусковитовых пегматитов характеризуются более высокими содержаниями Ba и Sr по сравнению с гранитоидами поясов редкометалльно-мусковитовых пегматитов. Последние отличаются при этом наиболее интенсивным накоплением Li, Cs, Be, Sn и Nb в аллохтонных фациях (Хамардабанский пояс) или в поздних гранитных дифференциатах (Стрельнииское поле). Видимо, это обусловлено более интенсивным проявлением процесса эманационной дифференциации.