Содержание к диссертации
Введение
ЧАСТЬ 1. Источники редких элементов в меловых гранитоидах чукотки 23
ГЛАВА 1.1. Геологическое строение чукотки 23
1.1.1. Тектоническая позиция 23
1.1.2. Гранитоидный магматизм 28
1.1.3. Изотопный возраст гранитоидов 3 2
ГЛАВА 1.2. Позднеорогенная вулканно-плутоническая ассоциация. ультракалиевая серия 35
1.2.1. Краткая петрографическая характеристика 35
1.2.2. Химические составы горных пород. 35
1.2.3. Геохимическая характеристика 45
1.2.4. Фазовый состав метасоматизирующего агента 54
1.2.5. Изотопная характеристика ультракалиевых пород вулканно-плутоническои ассоциации. 57
1.2.6. Морфология и минеральный состав источника ультракалиевых магм Чукотки. 76
1.2.7. Процессы, приведшие к генерации магм 85
Выводы 88
ГЛАВА 1.3. Позднеорогенная вулканно-плутоническая ассоциация. калиевая серия 93
1.3.1. Краткая петрографическая характеристика производных калиевых магм 94
1.3.2. Химические составы горных пород 94
1.3.2. Редкоэлементная характеристика 101
1.3.3. Геохимические резервуары, участвовавшие в образовании пород калиевой серии 107
1.3.4. Изотопная характеристика 118
Выводы 123
ГЛАВА 1.4. Посторогенная бимодальная ассоциация 125
1.4.1. Породы ультракалиевой серии 125
1.4.2. Гранитоиды 13 3
1.4.3. Источники вещества 141 Выводы 146
ЗАКЛЮЧЕНИЕ 147
ЧАСТЬ 2. Количественная модель образования редкометалльных гранитоидов. оценка составов геохимических резервуаров 149
ГЛАВА 2.1. Океаническая литосфера
2.1.1. Осадочный слой океанической литосферы 155
2.1.2. Базальтовый слой океанической литосферы 170
2.1.3. Поведение редких элементов в процессе субдукции океанической литосферы 184
2.1.4. Образование метасоматизирующего агента 201
Выводы 214
ГЛАВА 2.2. Континентальная кора чукотки 217
2.2.1. Геологическое положение метаморфических образований 217
2.2.2. Эволюция коровых резервуаров во времени 222
2.2.3. Оценка составов коровых резервуаров 224
2.2.4. Разновозрастные гранитоиды Чукотки 230
2.2.5. Расчет состава слоистого протолита 247
2.2.6. Изотопная характеристика коровых геохимических резервуаров 253 Выводы 256
ГЛАВА 2.3. Субконтинентальная литосферная мантия чукотки 257
Выводы 267
ГЛАВА 2.4. Рассчет вклада геохимических резервуаров в общий баланс вещества редкометалльных гранитоидов 268
2.4.1. Состав метасоматизирующего агента 268
2.4.2. Состав геохимически специализированного корового источника 277
2.4.3. Вклад различных геохимических резервуаров в баланс вещества оловоносных гранитоидов Центральной Чукотки 285
Выводы 291
ЗАКЛЮЧЕНИЕ 292
РАЗДЕЛ 3. Апробация модели образования редкометалльных гранитоидов 294
ГЛАВА 3.1. Редкометалльные (оловоносные) гранитоиды амазонского кратона 296
3.1.1. Геологическое строение Амазонского Кратона 296
3.1.2. Центрально-Амазонская геохронологическая провинция. Геологическое строение и история геологического развития. 296
3.1.3. Оловоносные гранитоиды. Геодинамическая позиция и процессы ответственные за их образование. 299
3.1.4. Процессы субдукции на западной границе Центрально-Амазонского террейна 300
3.1.5. Геохимические свидетельства о влиянии процессов субдукции на составы палеопротерозойских магматических пород 303
3.1.6. Эволюция архейской континентальной коры региона и источники вещества редкометалльных гранитоидов 320
Выводы 332
ГЛАВА 3.2. Богемский массив
3.2.1. Геохимически специализированные источники в континентальной литосфере Богемского массива. 333
3.2.2. Геологическое строение Рудногорской Sn-W рудной провинции 337
3.2.3. Вещественные характеристики калиевых и ультракалиевых пород региона 340
3.2.4. Вещественная характеристика поздневарисских редкометалльных гранитоидов Рудногорской провинции 344
Выводы 348
ГЛАВА 3.3. Редкометалльные гранитоиды боливийского оловоносного пояса 349
3.3.1. Геологическое строение региона, геодинамические процессы и источники вещества ответственные за образование оловоносных гранитоидов 349
3.3.2. Источники металлогенической специализации 353
3.3.3. Геохимически специализированные источники в континентальной литосфере региона 354
Выводы 367
Заключение 368
Список литературы
- Фазовый состав метасоматизирующего агента
- Геохимические резервуары, участвовавшие в образовании пород калиевой серии
- Поведение редких элементов в процессе субдукции океанической литосферы
- Геохимические свидетельства о влиянии процессов субдукции на составы палеопротерозойских магматических пород
Введение к работе
Актуальность работы. Научный интерес к редкометалльному гранитоидному магматизму возник во второй половине 20 века и был обусловлен генетическим контролем гранитоидами промышленной редкометалльной минерализации. В этот период времени было выполнено изучение минерального состава редкометалльных гранитоидов [Беус, 1962; Руб, 1970; Коваленко, 1977], определены их геохимическая и изотопная характеристики [Коваленко, 1977; Таусон, 1977; Silicic..., 1989], выполнена геохимическая типизация [Таусон, 1977; Коваленко, 1977], определена геодинамическая позиция [Forster, 1999; Barbarin, 1999 и многие другие], выяснены многие генетические особенности, построены генетические модели [Беус, 1962; Schuiling, 1967; Коваленко, 1977; Трошин, 1978].
Однако несмотря на длительный период изучения, по сей день остается актуальной главная проблема генезиса редкометалльных гранитоидов - идентификация источника редких элементов. Существующие генетические модели не решают эту проблему. Они рассматривают источники редких элементов как «мантийные» или «коровые», без указания конкретных геохимических резервуаров ответственных за обогащение.
Учитывая современный уровень геологических знаний и развитие аналитических методов изучения вещества, эта проблема может быть решена на примере редкометалльных гранитоидов Чукотки. Они позволяют апробировать «коровые» и «мантийные» модели образования редкометалльных гранитоидов с выделением конкретных геохимических резервуаров, ответственных за их рудный потенциал.
Основными целями настоящей работы являются: Выявление геологических процессов и идентификация геохимических резервуаров участвующих в образовании редкометалльных гранитоидов Чукотки. Создание количественной генетической модели с оценкой вклада каждого из геохимических резервуаров в суммарную вещественную характеристику редкометалльных гранитоидов. Апробирование вновь созданной генетической модели на гранитоидах выдающихся редкометалльных провинций.
Научная новизна работы. За время исследований были получены новые изотопные и прецизионные геохимические данные по редкометалльным гранитоидам Чукотки и ассоциирующим с ними магматическим образованиям.
Впервые: (1) Определены все геохимические резервуары участвующие в образовании редкометалльных гранитоидов Чукотки; (2) Оценен вклад каждого из них в редкоэлементную характеристику гранитоидов; (3) Создана количественная генетическая модель, объясняющая обогащение гранитоидов редкими элементами; (4) Показан основополагающий вклад вещества континентальной коры в баланс редких элементов; (5)
Выделены в пределах Чукотки производные основных и средних ультракалиевых магм, показана их генетическая связь с редкометалльными гранитоидами.
Практическая значимость работы выражена в возможности использовать полученные результаты при металлогеническом районировании территорий, перспективных на обнаружение месторождений редких металлов, оценке потенциальной рудоносности магматических комплексов специализированных на олово и редкие элементы.
Фактический материал. Основу работы составили научные материалы собранные авторам с 1987 по 2007 годы при изучении гранитоидного магматизма Чукотки, Восточного Саяна и Хамар-Дабана.
В работе использован большой объем прецизионной аналитической информации. Для геохимических, изотопных исследований, численного моделирования была составлена база данных содержащая: 300 (40) проб автора по редкометалльным гранитоидам и ассоциирующих с ними магматическим породам Центральной Чукотки; 120 проб по магматическим и метаморфическим породам Восточной Чукотки, любезно предоставленных И.Л.Жулановой. Из литературных источников было добавлено 1472 (1022) проб по основным и средним породам калиевой, ультракалиевой серий Средиземноморской провинции и Тибета, редкометалльным гранитоидам и вулканитам Центрально-Амазонской провинции, Богемского массива, Боливийского оловорудного пояса, Аляски.
Пробы автора были проанализированы в Институте геохимии СО РАН. Применялись следующие методы анализа: РФА (петрогенные оксиды, Ва, Sr, Nb, Zr, Y, U, Th), пламенной фотометрии (К, Na, Rb, Li, Cs), количественный спектральный (Be, В, F, Sn, W, Mo, Co, Ni, Cr, V); ICP-MS (Be, Rb, Ba, Sr, Cu, Co, Ni, Cr, V, Pb, Zn, Nb, Та, Zr, Hf, Sn, W, Mo,Y, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, U, Th).
Изотопные отношения Sr, Nd, Pb были измерены на масспектрометре Finnigan MAT 262 Байкальского центра коллективного пользования СО РАН. Изотопный анализ О был выполнен в Центре коллективного пользования ДВО РАН на масспектрометре Finnigan МАТ 262.
Основные защищаемые положения: 1. Редкометалльные граниты Чукотки имеют гетерогенный источник вещества. В их
образовании участвовало вещество субконтинентальной литосферной мантии,
осадочного и базальтового слоя океанической литосферы, средней континентальной
коры.
Количество проб содержащих информацию по изотопам Sr, Nd, Pb, О.
-
Гранитоиды образовались в результате плавления источников специализированных на редкие элементы, расположенных в континентальной коре и субконтинентальной литосферной мантии региона. Часть гранитоидов является прямыми продуктами плавления геохимически специализированных коровых источников, другая образовалась в результате их смешения с продуктами плавления геохимически специализированного мантийного источника.
-
Геохимически специализированные источники были образованы в зоне субдукции, при воздействии на породы континентальной коры и литосферной мантии метасоматизирующего агента, выделившегося при дегидратации океанической литосферы.
-
Главным источником редких элементов было вещество осадочного слоя (верхней континентальной коры) океанической литосферы рециклированное в зоне субдукции.
Публикации и апробация работы. Результаты исследований опубликованы в 69 печатных работах (26 статей в журналах списка ВАК), докладывались на научных форумах: «Геология океанов и морей», Геленджик, 1990; «Всероссийское металлогеническое совещание», Иркутск, 1998; «Изотопное датирование геологических процессов: Новые методы и результаты» Москва, 2000; «Всероссийская научная конференция, посвященная 10-летию РФФИ», Иркутск, 2002; «Metallogeny of the Pacific Northwest: tectonics, magmatism and metallogeny of active continental margins», Vladivostok, 2004; «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока», Иркутск, 2005; «Рудогенез и металлогения Востока Азии», Якутск, 2006; «Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды», Иркутск, 2007; «Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов», Улан-Удэ, 2008; «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)», Иркутск, 2009; «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)», Иркутск, 2010; «Магматизм и метаморфизм в истории Земли», Екатеринбург, 2010.
Работа поддерживалась грантами РФФИ №№ 97-05-65339-а, 01-05-65425-а, 05-05-64052-а, в двух из которых автор был руководителем.
Структура работы. Диссертация состоит из введения, трех тематических частей и заключения. Первая часть посвящена анализу геологической, изотопно-геохимической информации и выделению геохимических резервуаров, вещество которых участвует в образовании редкометалльных гранитоидов. Вторая часть посвящена созданию количественной модели образования редкометалльных гранитоидов и расчету вклада
Фазовый состав метасоматизирующего агента
Вопрос о связи редкометалльной минерализации с внекоровым источником рассматривался многими учеными [Трошин, 1978; Щеглов, 1985; Трунилина, 1991; Дудкинский, 1993; Vellmer, 1994; Козлов, 2000а и многие другие]. В работах Ю.П.Трошина [Трошин, 1978; Трошин, 1987] было впервые показано, что редкометалльные гранитоиды Восточного Забайкалья генетически связаны с геохимически специализированным базитовым магматизмом (генетическая модель 3). Близкие результаты были получены для редкометалльных гранитоидов Центральной Чукотки [Дудкинский, 1993; Ефремов, 1996] и Богемского массива [Козлов, 20006]. Пространственная и временная ассоциация редкометалльных гранитоидов с производными геохимически специализированных базитовых магм была отмечена для Перуанской оловоносной провинции [Mlynarczyk, 2005 и ссылки в этой работе].
Гипотеза об образовании редкометалльных гранитоидов за счет флюидного подтока вещества также не решает проблемы источника металлогеническои специализации, так как не указывает ни на один реальный геохимический резервуар, обогащенный редкими элементами. Она всего лишь указывает на способ передачи металлогеническои специализации, без рассмотрения генетической природы флюида.
Результаты краткого обзора свидетельствуют, что редкометалльные гранитоиды могут иметь комплексный источник металлогеническои специализации, однако они не приближают к ответу на вопрос: откуда же берутся редкие элементы?
Констатация генетической связи с геохимически специализированными базитовыми магмами позволяет говорить о том, что этот источник является мантийным. Однако откуда взялись повышенные концентрации этих элементов в источнике базитовых магм, обычно являющихся «геохимически примитивными»? Где расположены очаги этих базитовых магм? Какие процессы ответственны за это обогащение? Какая из оболочек земли была источником редких элементов?
Образование геохимически специализированного источника в пределах континентальной коры также ставит ряд вопросов, часть из которых сводится к источнику редких элементов и процессам, способствовавшим передаче геохимической специализации.
В целом, чтобы идентифицировать источник редких элементов, необходимо ответить на все поставленные вопросы. Однако сделать это, используя составы геохимически специализированных кислых пород, практически невозможно. Для получения информации об мантийных источниках редких элементов необходимы данные по геохимии и изотопии основных пород, генетически связанных с редкометалльным гранитоидным магматизмом.
Это ставит жесткие требования к выбору объекта исследований, в пределах которого должны присутствовать генетически связанные производные основных и кислых магм. Помимо этого, объект должен давать возможность проверки других гипотез образования редкометалльных гранитоидов, не учитывающих добавление вещества из мантии Земли к коровому протолиту, либо непосредственно в магматическую камеру.
Таким объектом являются меловые редкометалльные гранитоиды Чукотки. В пределах этого региона по составу, морфологии выделяются два типа одновозрастных интрузий. Для одних свойственна генетическая связь с производными основных и средних ультракалиевых магм. Они слагают небольшие гомодромные интрузии, в пределах которых наблюдается постепенный переход от производных первичных мантийных ультракалиевых магм к редкометалльным гранитоидам [Ефремов, 1996; Ефремов, 2007; Ефремов, 2009]. Эта особенность строения позволяет снять ряд вопросов связанных с генетическими представлениями об образовании редкометалльных гранитоидов.
Во-первых, она исключает необходимость доказательства участия вещества мантии Земли в генезисе редкометалльных гранитоидов, во-вторых, позволяет использовать генетические модели образования ультракалиевых магм для выявления источников металлогенической специализации гранитоидов.
Вторая группа массивов представлена магматическими телами крупного размера, сложенными исключительно кислыми гранитоидами, что позволяет протестировать на их примере коровые гипотезы об образовании редкометалльных гранитоидов.
Используя геохимические и изотопные характеристики гранитоидов и ассоциирующих с ними производных ультракалиевых магм, а также современные генетические модели образования этих типов пород, возможно выявление всех геохимических резервуаров участвующих в процессе магмообразования. Это позволит оценить вклад каждого из геохимических резервуаров в вещественную характеристику редкометалльных гранитоидов и сделать вывод о главных источниках геохимической специализации этих пород.
Для того, что бы сделать более понятной аргументацию автора работы при апробации гипотез о мантийных и коровых источниках металлогенической специализации редкометалльных гранитоидов, этот раздел был дополнен кратким обзором моделей образования ультракалиевых магм и приемами интерпретации геохимических данных. Приемы интерпретации геохимических данных
Геохимическая характеристика магматических пород часто используется для генетических интерпретаций. Обусловлено это тем, что редкоэлементный состав магматической породы контролируется составом источника первичных магм [Hawkesworth, 2007] и проявленных в нем условий плавления [Foley, 1992с]. Это может быть проиллюстрировано на примере рис.1, где приведены типовые геохимические спектры разных геохимических резервуаров (деплетированная мантия; неистощенная мантия; континентальная кора [Тейлор, 1987]) и их производных (базальты MORB, OIB [Sun, 1989], гранитоидов [Войткевич, 1990]). Мы видим, что основные геохимические особенности магматических пород наследуются от их источника. Отличия выражены только в увеличении и уменьшении концентраций химических элементов наиболее мобильных в магматическом процессе. палеогеодинамических реконструкций на базе дискриминационных диаграмм [Betchelor, 1985Реагсе, 1984 и др.].
Подобная связь между источником и продуктами его плавления также может быть использована для решения обратной задачи - идентификации и оценки генетической природы самого источника вещества. Наиболее наглядно это может быть проиллюстрировано на примере известково-щелочных базальтов, геохимические особенности которых объясняют добавкой рециклированного осадочного вещества к породам деплетированной мантии.
Этот же принцип может быть использован при анализе геохимических спектров производных ультракалиевых магм. Например, сравнивая их геохимический спектр со спектрами базальтов океанических островов (OIB), островных дуг и континентальных окраин (IAB), можно высказать предположения о геохимических резервуарах участвовавших в их образовании и генетической природе вещества приведшего к обогащению их источника редкими элементами.
Для оценки некоторых параметров, контроля качества расчетов и численного моделирования в работе используются коэффициенты распределения. По своей сути, коэффициент распределения является константой равновесия реакции, величина которой зависит от температуры, давления и химического состава системы.
Это накладывает ряд ограничений на результаты, полученные с помощью коэффициентов распределения. Наиболее важным ограничением является то, что они могут быть использованы только для равновесных геологических систем. Это заставляет с повышенным вниманием относиться к выбору объектов исследования и искать дополнительные критерии, свидетельствующие о наступлении равновесия.
Одним из таких критериев является постоянство элементных отношений. Поведение химического элемента в магматической системе определяется его геохимическими свойствами, контролирующими накопление элемента в той или иной фазе, что находит отражение в величине суммарного коэффициента распределения. В закрытой системе, вплоть до удаления одной из фаз или появления новой, величина суммарного коэффициента распределения остается постоянной, постоянными будут и величины отношений коэффициентов распределения.
Согласно закону Генри, для рассеянных элементов величины отношений коэффициентов распределения могут быть заменены величинами отношений концентраций химических элементов. Таким образом, контролируя величины элементных отношений, мы имеем возможность делать предположения о наступлении равновесия в системе, или о его нарушении.
Геохимические резервуары, участвовавшие в образовании пород калиевой серии
Римской провинции), Сербии , Македонии, образование которых связывается с процессом коллизии Евразии с Африко-Аравийским континентальным блоком, последовавшей после закрытия океанического бассейна в позднемеловое-четвертичное время [Wilson, 1999]. Помимо этого, в базу включены кайнозойские калиевые и ультракалиевые породы Тибета, образовавшиеся на этапе постколлизионного воздымания, в пределах конвергентной границы между Индийским и Евроазиатским континентальными блоками. Для цели сравнения, поля составов калиевых и ультракалиевых пород орогенных областей приведены на большинстве диаграмм использованных в работе.
Одной из наиболее важных особенностей орогенных ультракалиевых магматических образований, не проявленной для других групп ультракалиевых пород, является их тесная ассоциация с производными известково-щелочной и калиевой (шошонит-латитовой) серий [Foley, 1987; Foley, 1992а; Benito, 1999; Miller, 1999; Conticelly, 2002; Prelevic, 2004; Peccerillo, 2005], что позволяет рассматривать образование пород этих серий в контексте единой генетической модели [Benito, 1999; Peccerillo, 2005, Conticelly, 2002; Prelevic, 2004; Prelevic, 2005].
Отнесение ультракалиевых пород Чукотки к орогенным вполне согласуется с их геологическим положением и подчеркивается тесной ассоциацией с производными калиевых магм. Это позволяет использовать модели образования орогенных ультракалиевых пород для идентификации источников вещества всей позднеорогенной вулканно-плутонической ассоциации Чукотки.
Все без исключения исследователи ультракалиевого магматизма считают, что источник этих магм расположен в мантии Земли. Одним из главных требований моделей используемых для оценки состава мантийных источников по вещественной характеристике их производных, является доказательство первичности магм. Вещественные критерии для производных магм основного состава, сформулированные в работах [Green, 1970; Frey, 1978], включали в себя: содержание Si02 около 50 мае %, Mg# 0.7, концентрации Сг превышающие 1000 ppm, Ni - 500 ррт. Породы не должны были содержать коровых ксенолитов и слагать эволюционные тренды, обусловленные фракционированием минеральных фаз и взаимодействием с веществом континентальной коры.
Наряду с другими, в базу были включены ультракалиевые породы Испании, Италии, Сербии, попадающие на диаграмме А1203-СаО в поле лампроитов. Эти породы тяготеют к границе разделяющей породы первой и третьей групп. Они расположены в орогенной области, тесно ассоциируют с породами калиевой и известково-щелочной серий и обладают геохимическими и изотопными характеристиками свойственными ультракалиевым породам третьей группы. В своей работе С.Фолей [Foley, 1987] называет их лампроитами средиземноморского типа и рассматривает в качестве переходных разновидностей между ультракалиевыми породами первой и третьей групп. Эти критерии создавались для базальтоидных магм, источником которых считалась лерцолиты и грацбургиты верхней мантии Земли (деплетированная мантия). Однако, в работах [Lloyd, 1985; Foley, 1987; Foley, 1992а; Foley, 1992b; Mitchell, 1995; Peccerillo, 2005; Contichelly, 2004] было показано, что ультракалиевые магмы имеют иной источник, а их первичные составы могут обладать менее экстремальной магнезиальностью (Mg# 60) и концентрациями Сг и Ni. При этом было отмечено [Foley, 1987], что содержание Si02 в первичных ультракалиевых магмах может колебаться от 36 до 63 масс %.
Формально, большинство составов ультракалиевых пород Чукотки соответствует этим требованиям (табл. 1.2.1). Они обладают высокой магнезиальностью, концентрацией Сг и Ni, необходимым содержанием Si02. Однако из этой совокупности необходимо выделить породы, наименее затронутые процессами, «стирающими» их первичные вещественные характеристики (контаминация, гибридизация, кристаллизационная дифференциация и.т.д.).
Возможность воздействия фракционирования минеральных фаз и вещества континентальной коры на составы производных ультракалиевых магм региона, может быть продемонстрирована с помощью диаграмм, приведенных на рис. 1.2.16, 1.1.26, 1.2.3. Диаграммы дополнены векторами фракционирования минеральных фаз, присутствующих в этих породах. Расчет фракционирования был выполнен для реальных составов породообразующих минералов, из наиболее «примитивного» ультракалиевого монцонита (шток Линкор).
Помимо этого, диаграммы были дополнены полями составов метаморфических пород и анатектических образований, слагающих докембрийское основание Чукотского микроконтинента, являющихся наиболее вероятным источником контаминации и гибридизации ультракалиевых магм.
На диаграммах АЬОз-СаО, Mg#-Ab03, неплохо выраженный тренд обогащения глиноземом, со снижением концентраций CaO, Mg#, проявлен только в интрузивных разновидностях. Этот тренд может быть обусловлен фракционированием клинопироксена, являющегося одним из наиболее ранних минералов в этих породах, вариациями состава источника вещества, либо взаимодействием с породами континентальной коры, обогащенными глиноземом. Однако, учитывая отсутствие явных признаков взаимодействия с веществом континентальной коры, общие тенденции с эволюцией составов ультракалиевых пород орогенных областей (рис. 1.2.3) и возможность образования при фракционировании клинопироксена, первые два варианта являются более приемлемыми. Рис.1.2.3. Диаграмма Mgtf-AljOj для пород вулкано-плутонической и бимодальной ассоциаций.
К аналогичным выводам можно придти, анализируя диаграмму ACNK-ANK, приведенную на рис. 1.2.26. Точки составов интрузивных пород эволюционируют с повышением щелочности, вызванным нарушением пропорций между Al, Са, Na, К, в результате снижения концентраций кальция (рост индекса ACNK, снижение индекса ANK), что также может быть вызвано фракционированием минералов (пироксен, плагиоклаз), либо вариациями в источнике вещества.
Составы субвулканических пород на диаграмме АЬОз-СаО образуют тренд, описывающий снижение концентраций АЬОз и СаО. На диаграммах ACNK-ANK и Mg -AI2O3, точки составов пород слагают субгоризонтальные векторы, указывая на то, что эти вариации слабо зависят от параметров расположенных по оси ординат. Эти тренды могут быть вызваны совместным фракционированием плагиоклаза и клинопироксена, либо отражают взаимодействие первичных ультракалиевых магм с веществом континентальной коры (кислым гранитоидным расплавом).
Точки составов ультракалиевых вулканитов на большинстве диаграмм образуют компактные поля, свидетельствующие о незначительном влиянии на их вещественную характеристику процессов фракционирования минеральных фаз, контаминации и гибридизации. Они обладают содержанием кремнекислоты около 54 масс %, высокой магнезиальностью, концентрациями Сг и Ni, что позволяет считать их наименее преобразованными продуктами первичных магм и использовать в качестве оценки составов последних.
В целом, для оценки состава источника вещества, наряду с вулканитами, можно использовать наименее эволюционированные субвулканические и интрузивные образования. Это предположение обосновано тем, что на всех диаграммах точки их составов тяготеют к полям вулканитов, подчеркивая, что первичная магма для пород всех фаций глубинности имела близкий состав.
По химическому составу все ультракалиевые породы позднеорогенной вулканно-плутонической ассоциации могут быть подразделены на две группы. Это хорошо иллюстрируется расположением точек на диаграмме АІгОз-СаО. Для наглядности эти группы оконтурены сплошной черной линией.
Подобное «дискретное» расположение точек составов пород на диаграмме подчеркивает пространственную разобщенность слагаемых ими геологических объектов. Пространственная вариация составов производных ультракалиевых магм и первичная природа вулканитов, слагающих ядерные части обеих совокупностей, позволяют выдвинуть предположение о гетерогенности источника ультракалиевых магм региона.
Вывод о гетерогенности источника вещества ультракалиевых магм подчеркивается принадлежностью геологических объектов, слагаемых породами «дискретных» групп, к разным литосферным блокам, Чаунскому и Куульскому (рис. 1.1.3). То, что вариации химического состава контролируются принадлежностью к конкретному литосферному блоку, наглядно иллюстрируется близостью составов магматических образований Певекской и Палянской вулканно-плутонических структур, залегающих в пределах Чаунского блока, но отстоящих друг от друга на расстоянии боле 100 км.
Вариация состава ультракалиевых магм при смене литосферного блока позволяет предположить, что эти источники расположены в пределах континентальной литосферы. Этот вывод имеет важное значение, так как дает возможность более критично отобрать модели образования ультракалиевых магм, необходимые нам для реконструкции составов их источников.
Поведение редких элементов в процессе субдукции океанической литосферы
Происхождение пород калиевой серии по сей день остается дискуссионным. В настоящее время превалирующими являются две точки зрения. Большинство исследователей считает породы калиевой серии продуктом взаимодействия ультракалиевых магм с веществом континентальной коры [Williams, 2004; Prelevic, 2003, Peccerillo, 2005; Contichelly, 2002]. Другая группа авторов придает им самостоятельное значение [Benito, 1999; Boari, 2009]. Они рассматривают калиевые и ультракалиевые магмы в едином контексте, связывая их образование с плавлением мантийного источника, претерпевшего метасоматические преобразования различной интенсивности. Однако и в этом случае, важная роль отводится взаимодействию с веществом континентальной коры [Benito, 1999].
Значительный вклад вещества континентальной коры в результирующую вещественную характеристику пород калиевой серии указывает на необходимость учитывать процесс взаимодействия различных геохимических резервуаров при петрогенетических построениях. Особенно важное значение это приобретает при решении генетических задач, связанных с оценкой вкладов компонентов и расчетов баланса вещества. Учитывая цели и задачи представленной работы, этому вопросу необходимо уделить дополнительное внимание.
Согласно литературным данным вещество континентальной коры взаимодействовавшее с первичными калиевыми, или ультракалиевыми магмами, было кислым гранитоидным расплавом, восстановить состав которого можно, использовав геохимическую характеристику пород, слагающих сложные, комплексные магматические тела [Prelevic, 2003], либо ксенолитов коровых пород присутствующих в производных калиевых магм [Benito, 1999].
Возможность использовать модель взаимодействия расплав-расплав значительно упрощает задачу оценки вкладов различных геохимических резервуаров, однако требует количественных оценок смешивающихся компонентов. Согласно вышесказанному, для определения доли вещества континентальной коры в суммарной вещественной характеристике калиевых и ультракалиевых пород региона, мы должны иметь надежные оценки составов как калиевых и ультракалиевых магм, так и потенциальных кислых коровых расплавов.
Составы калиевых и ультракалиевых магм мы можем оценить по вещественной характеристике эффузивных образований, входящих в вулканно-плутоническую ассоциацию. Однако с оценкой составов коровых магм возникает ряд проблем. В частности, они связаны с отсутствием коровых ксенолитов в калиевых и ультракалиевых породах Чукотки и информации по сложно построенным магматическим телам, включающим производные одновозрастных мантийных и коровых магм.
В связи с этим, для корректной оценки составов коровых магм были изучены геохимические особенности и выполнен анализ эволюции составов разновозрастных гранитоидов региона.
В основу методического подхода была положена возможность генерации единым коровым протолитом близких по составу гранитоидных магм в различные периоды геологической истории региона. Эта возможность обычно используется для оценки составов коровых геохимических резервуаров [Тейлор, 1988 и ссылки в этой работе] и позволяет рассматривать гранитоиды в качестве инструмента опробования континентальной коры на уровне магмогенерации. Однако подобный подход может быть использован и для «мониторинга» состояния континентальной коры с течением времени. Это является важным, так как позволяет проследить эволюцию состава континентальной коры во времени и сделать корректную оценку состава корового расплава на период генерации магм сформировавших вулканно-плутоническую ассоциацию.
Результаты этих исследований приведены во втором разделе представленной работы. Они использованы для объяснения геохимических особенностей калиевых магм и расчетов вклада корового источника вещества в их суммарную вещественную характеристику.
Петрографическая характеристика производных калиевых магм Породы отнесенные к главной фазе ассоциации представлены латитами, керсантитами, монцодиоритами - гранитами. В наиболее основных разновидностях широко распространенными вкрапленниками являются флогопит, клинопироксен и калишпат. В более кислых разновидностях флогопит сменяется биотитом, клинопироксен замещается амфиболом, однако темноцветные минералы также образуют гломеропорфировые сростки, как и в породах ранней фазы. Плагиоклаз присутствует как в виде вкрапленников, так и в основной массе породы. Ассоциация акцессорных минералов аналогична таковой в магматических образованиях ранней фазы. В более кислых разновидностях она дополняется ильменитом, турмалином, ортитом, касситеритом. Более подробная петрографическая характеристика этих пород дана в работе [Загрузина, 1977].
В состав главной фазы ассоциации входят породы различной фации глубинности, слагающие вулканические покровы, субвулканические интрузии и массивы гранитоидов. Содержание кремнекислоты в этих породах колеблется от 59,18 до 72,95 масс %. Они имеют высокую щелочность (КгО+ИагО = 6.02-8.65 масс %) при невысоких содержаниях титана (ТіОг = 0.92-0.16 масс %), значительное преобладание калия над натрием (приложение 1, рис. 1.2.1, рис. 1.2.2). На диаграмме TAS, точки их составов располагаются выше линии разделяющей породы нормального и субщелочного рядов, в полях трахиандезита, трахидацита и риолита. На диаграмме ACNK-ANK (рис. 1.2.2), они образуют облако составов эволюционирующих от метаглиноземистых к плюмазитовым разновидностям.
Согласно классификации [Foley, 1987], почти все породы главной фазы ассоциации должны быть отнесены к калиевой (шошонит-латитовой) серии (рис. 1.2.1а), хотя некоторые наиболее основные интрузивные породы по своим составам соответствуют ультракалиевым (K O/NaiO 2; К2О 3 масс %; MgO . 3 масс %). На большинстве диаграмм они попадают в поле распространения ультракалиевых пород орогенных областей и тяготеют к составам ультракалиевых вулканитов (рис. 1.2.1, рис. 1.2.2) являющихся оценкой составов первичных мантийных магм Чукотки. Все это позволяет предполагать, что составы этих пород близки к составам первичных мантийных магм.
В целом, мантийная природа основных и средних ультракалиевых магм признается всеми исследователями [Foley, 1987; Peccerillo, 1992 и многие другие] и это создает основу генетической модели, использованной в настоящей работе. Эта основа заключается в том, что производные первичных мантийных ультракалиевых магм связаны постепенными переходами с редкометалльными гранитоидами [Ефремов, 1995; Ефремов, 2007; Ефремов, 2009]. Как уже было отмечено ранее, эта особенность гранитоидного магматизма Центральной Чукотки позволяет снять ряд противоречий. Во-первых, она исключает необходимость доказательства связи редкометалльного гранитоидного магматизма с мантийным источником, во-вторых, позволяет рассматривать источник первичных ультракалиевых магм как минимум в качестве одного из источников металлогенической специализации редкометалльных гранитоидов.
Учитывая главную задачу этого раздела, заключающуюся в идентификации возможных источников вещества редкометалльных гранитоидов, особое значение приобретают причины широкой вариации составов пород главной фазы вулканно-плутонической ассоциации Центральной Чукотки. На ранних стадиях исследований предполагалось, что эти вариации были обусловлены широким проявлением процессов магматической дифференциации [Ефремов, 1995], однако последующие работы показали важный вклад процессов контаминации и гибридизма, в суммарную вещественную характеристику гранитоидов [Ефремов, 2007].
Геохимические свидетельства о влиянии процессов субдукции на составы палеопротерозойских магматических пород
Согласно современным геологическим представлениям, в пределах океанической плиты выделяется три слоя, обладающих разными геохимическими характеристиками: осадочный и базальтовый слои океанической коры и океаническая литосферная мантия. Схематический разрез через океаническую литосферу приведен на рис.2.1.7а.
Влияние этих геохимических резервуаров на результирующий состав метасоматизирующего агента неравнозначно. Согласно результатам изложенным в предыдущем разделе, наиболее важный вклад в баланс рассеянных элементов для ультракалиевых пород и редкометалльных гранитоидов вносит вещество осадочного слоя океанической литосферы. Это свидетельствует о том, что оценке его состава требуется уделить особое внимание.
Вещество базальтового слоя также оказывает значительное влияние на состав метасоматизирующего агента. Процессы приводящие к генерации метасоматизирующего агента не затрагивают всю мощность базальтовой коры. Для получения оценки, необходимо учитывать несколько сотен метров от подошвы осадочного слоя. Мощность базальтового слоя участвующего в генерации метасоматизирующего агента была ограничена 2000 метрами, по глубине заложения гидротермальной конвекционной ячейки. Это позволяет учитывать гидротермальный подток вещества при подготовке «протолита» (более подробно в п.2 данной главы).
Породы залегающие глубже 2000 м от подошвы осадочного слоя практически не влияют на состав метасоматизирующего агента. Их вклад ограничивается добавлением воды в систему [Schmidt, 1998]. Для получения корректных результатов необходимо получить оценки составов двух геохимических резервуаров: осадочного слоя и верхней части разреза базальтовой океанической коры. Расчету этих оценок посвящены два последующих подраздела данной главы.
Оценка состава осадочного слоя, вещество которого внесло свой вклад в геохимическую характеристику магматических образований, является нетривиальной задачей. Наиболее просто она может быть решена для магматических пород современных зон субдукции. Что бы получить приемлемые результаты, необходимо опробовать осадочные отложения в районе глубоководных желобов (международные проекты по глубоководному бурению ODP, DSDP, работы [Hole, 1984; Othman, 1989; Lin, 1992; Plank, 1993; Plank, 1998]).
Для более древних зон субдукции эта задача может быть решена при изучении аккреционных призм и отложений сохранившихся преддуговых прогибов, входящих в состав вновь образованных коллизионных орогенов.
Такой преддуговой прогиб позднеюрского - раннемелового возраста был выделен на южной границе Чукотского микроконтинента, в Южно-Анюйской сутурной зоне [Bondarenko и др., 2003]. Теоретически, вещественная характеристика этих образований должна полностью соответствовать составу субдуцированного осадка. Однако для этого необходимо выполнить тщательное изучение стратиграфии, литологии и вещественных характеристик осадочных пород, что бы восстановить строение осадочной колонны и рассчитать оценку состава субдуцированного осадка.
Изучение стратиграфии и литологических особенностей пород слагающих преддуговой прогиб показали, что они представлены терригенными образованиями и могут рассматриваться как проксимальные и дистальные турбидиты [Bondarenko и др., 2003]. В осадочных породах присутствует как молодой вулканический материал, так и вещество зрелой континентальной коры. Это позволяет считать, что источником детритового материала были породы окраино-континентального вулканического пояса, заложенного на коре кратонного типа, что вполне согласуется с палеогеодинамическими построениями, выполненными для этого региона (см. Часть 1). Они вряд ли полностью характеризуют всю осадочную колонну, однако могут составлять ее значительную часть.
К сожалению, геохимическая информация по этим осадочным породам полностью отсутствует. Однако их состав позволяет предположить, что детритовый материал играл важную роль в субдуцируемом осадке. Это должно иметь геохимический эффект и отразиться на составах магматических пород, источники которых образовались при рециклинге подобного вещества [Lin, 1992; Karig, 1981; Gill, 1981].
Задача оценки состава субдуцированного осадка по геохимической характеристике магматических пород является более сложной. На возможность такой оценки указывает прямая корреляция между составами магматических пород островных дуг и активных континентальных окраин и субдуцированных осадков. Обусловлено это тем, что океанические осадки имеют более высокие концентрации многих химических элементов, чем породы мантии и добавление небольших количеств такого вещества к мантийному источнику может значительно изменить состав его производных. Эта особенность была отмечена многими авторами [Кау, 1978; Sun, 1980; Gill, 1981; Karig, 1981; White, 1985 и др.] и может быть проиллюстрирована с помощью диаграмм, взятых из работ [Plank, 1998; Plank, 2005]. Диаграммы приведены на рис.2.1.2.
На диаграмме рис.2.1.2а, даны вариации отношения Rb/Na в базальтах островных дуг и активных континентальных окраин с содержанием MgO более 6 масс %, в зависимости от количества рециклированного вещества, либо концентрации в нем Rb. Она иллюстрирует подток осадочного вещества в источник магмогенерации. Эти вариации могут быть обусловлены не только количеством осадочного материала прошедшего через зоны субдукции, но также и составом осадочных колонн, обладающих различными пропорциями терригенных и пелагических отложений.
Более наглядно это иллюстрирует рис.2.1.26, где приведена корреляционная зависимость между долей осадочного компонента в составе магматических пород конвергентных геологических границ и составом субдуцируемого осадка. В качестве геохимического параметра здесь использовано отношение Th/La, величина которого в осадочных отложениях зависит от количества детритового материала и его генетической природы [Plank, 2005].
Количество детритового материала и его состав часто используются для объяснения вариаций мобильных химических элементов в магматических породах островных дуг и активных континентальных окраин. Обычно этот критерий рассматривается как соотношения терригенных и пелагических отложений в составе субдуцируемых осадков [Gill, 1981; Weaver, 1991].
Данный подход довольно прост и может быть использован для оценки состава субдуцированного осадка. Однако он имеет ряд недостатков. Главным из которых является то, что он не учитывает всего разнообразия составов океанических осадков и его влияния на результирующую геохимическую характеристику всей субдуцируемой колонны в целом.
Морские осадки обычно являются смесью нескольких литологических разновидностей отложений [Dymond,1981]. Они состоят из кремнистых сланцев, карбонатных отложений, красных и гидротермальных глин, смешанных образований, таких как радиоляриевые глины. По геохимической характеристике все эти осадочные образования кардинально отличаются друг от друга [Plank, 1998] и преобладание той или
