авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ РОССИЙСКАЯ БИБЛИОТЕКА - WWW.DISLIB.RU

АВТОРЕФЕРАТЫ, ДИССЕРТАЦИИ, МОНОГРАФИИ, НАУЧНЫЕ СТАТЬИ, КНИГИ

 
<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |

Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники

-- [ Страница 2 ] --

Выполненные автором исследования рапакивигранитсодержащих магматических комплексов Восточно-Европейской и Сибирской платформ, а также анализ литературных данных по другим регионам мира, позволили выделить 4 типа таких ассоциаций (табл. 1): анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная (АМЧРГ), анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная (АМРГЩГ), габбро-рапакивигранит-фоидитовая (ГРГФ) и рапакивигранит-шошонитовая (РГШ). Для первых двух ассоциаций характерно то, что в полном объеме они практически не встречаются. Чаще всего какие-то члены ассоциаций выпадают или проявлены редуцированно. В целом в каждой из них существует некий композиционный ряд, в рамках которого наблюдается последовательное снижение роли пород основного состава и возрастание роли пород кислого состава.

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация

Эта ассоциация представлена практически на всех древних платформах мира. Ее формирование охватывает значительный интервал времени от 2.62 и до 0.61-0.51 млрд. лет, однако максимум приходится на 1.8-1.0 млрд. лет. В этой ассоциации можно выделить пять групп магматических комплексов, различающихся объемными соотношениями пород и глубинностью их становления (табл. 1). Вулканические эквиваленты для комплексов двух первых, наиболее глубинных групп, отсутствуют.

Анортозит-чарнокитовые комплексы встречается исключительно в коллизионных орогенах гималайского типа. Возрастной разрыв между коллизионным событием и их внедрением не превышает 30 млн. лет. Для этой группы характерен самый широкий возрастной диапазон формирования, от каларского комплекса (2.62 млрд. лет; Ларин и др., 2006а) до комплексов Губера и Экехёрнер (0.61-0.51 млрд. лет; Marki et al., 2004) в Антарктиде. Типичными примерами являются комплексы Лабрайвилл, Морин и др., образующие в провинции Гренвилл плутонический пояс протяженностью около 1900 км, сформированный в результате трех сближенных магматических событий: 1.16-1.13, 1.09-1.05 и 1.02-1.01 млрд. лет (Corrigan, Hanmer, 1997). Плутоны имеют зональное строение. Центральные их части сложены анортозитами, окруженными мафическими породами расслоенной серии. Кроме того, присутствуют еще две группы более поздних пород – высокоглиноземистые габбро и ферродиориты. Первые рассматриваются как возможный представитель родоначальной магмы анортозитовых комплексов (Mitchell, et al., 1995), вторые – как их поздний остаточный расплав (Ashwal, 1993). Внешнее кольцо плутонов представлено гранитоидами, среди которых преобладают чарнокиты. Реже встречаются граниты рапакиви.

Магматические комплексы остальных групп этой ассоциации были сформированы в возрастном интервале 1.8-1.3 млрд. лет и приурочены почти исключительно к длительно развивавшимся (~2.0-1.0 млрд. лет) периферическим орогенам, представляющими собой фрагменты некогда единой глобальной системы аккреционных поясов, развивавшихся по границам двух суперконтинентов Нина и Атлантика (Rogers, 1996). Возрастной интервал между завершающей складчатостью и внутриплитными магматическими импульсами составляет от 100 до 350 млн. лет. Батолиты, согласно геофизическим данным состоят из переслаивающихся пластин (0.5-3.0 км) гранитов и основных пород и прослеживаются до глубин 20-30 км (Elo, Korja, 1993). Под ними фиксируется подъем границы М и уменьшение мощности коры на 10-20 км (Buryanov et al., 2001). Гранитоиды являются доминирующим

Таблица 1. Типы магматических ассоциаций, содержащих граниты рапакиви

Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная Габбро-рапакивигранит-фоидитовая Рапакивигранит-шошонитовая
Группы магматических ассоциаций, включающих граниты рапакиви (с примерами конкретных комплексов)
Анортозит-чарнокитовая 2.62 млрд. лет Каларский, Сибирская платформа 1.80-1.79 млрд. лет Лофотен-Вестерален, Балтийский щит 1.16-1.01 млрд. лет Лабревилл, Морин и др., провинция Гренвилл С.Американская платформа 0.93-0.92 млрд. лет Роголанд, Свеко-Норвежская зона, Балтийский щит 0.61 млрд. лет Губер, Антарктида Анортозит-мангерит-гранитная 1.44-1.43 млрд. лет Ларами, С.Американская платформа Анортозит-рапакивигранитная 1.79-1.47 млрд. лет комплексы западной части В.Европейской платформы Мангерит-рапакивигранитная 1.57-1.39 млрд. лет Сьерра да Провиденсиа, Санто Антонио и др. Амазонский кратон, пров. Рондония Рапакивигранитная 1.76-1.75 млрд. лет Нуэлтин, север С.Американской платформы 1.59-1.60 млрд. лет Хилтаба, ЮВ Австралия, провинция Голер 1.54-1.31млрд. лет Паргуаза, Сан Лорецо-Карипунас, Алто Кандейас и др., Амазонский кратон Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная 1.74-1.70 млрд. лет Улкан-Джугджурский, Сибирская платформа 1.35-1.29 млрд. лет Найн, С.Американская платформа, провинция Найн Мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная 1.24 млрд. лет Стрэндж Лейк, С.Американская платформа, провинция Рэй Рапакивигранит-щелочногранитная 1.83 млрд. лет Мапуэра, Амазонский кратон, провинция Питинга 1.79 млрд. лет Телес-Пайрес, Амазонский кратон 1.08-0.97 млрд. лет Санта Клара и Молодые Граниты Рондонии, Амазонский кратон, провинция Рондония 1.09-1.08 млрд. лет Пайкс Пик, С.Американская платформа 1.35 млрд. лет Бердяушский плутон, В.Европейская платформа, Ю.Урал 1.88-1.84 млрд. лет Ю.Сибирский магматический пояс, ЮЗ обрамление Сибирской платформы 0.62-0.58 млрд. лет магматический пояс Плурисериал Рибейра, складчатый пояс Рибейра, Ю.Бразилия ~0.6 млрд. лет магматический пояс Вади Ховар, В.Африканский ороген

типом пород. Среди них преобладают овоидные биотит-амфиболовые граниты (выборгиты и питерлиты). Биотитовые и топазсодержащие граниты характерны для апикальных частей батолитов.

Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая ассоциация

В отличие от предыдущей она имеет более ограниченное распространение как в пространстве, так и во времени. Плутоны этого типа известны на Северо-Американской, Южно-Американской и Сибирской платформах, локализованы в протерозойских складчатых поясах и формировались в интервале 1.8-1.0 млрд. лет. Здесь также выделяется три группы комплексов (табл. 1). Комагматичные вулканиты характерны для всех трех групп. Возрастной интервал между магматизмом этого типа и предшествующими орогеническими событиями составляет не менее 100 млн. лет.

Типичный представитель этой ассоциации – Улкан-Джугджурский комплекс (1.74-1.70 млрд. лет), локализованный в центральной части Билякчан-Улканского вулканоплутонического пояса, протягивающегося более чем на 750 км по юго-восточной границе Сибирской платформы (Larin et al., 1997). Последовательность событий при формировании комплекса: Геранский массив анортозитов Южно-Учурский массив гранитов рапакиви улканская серия бимодальных вулканитов Северо-Учурский массив (субщелочные гиперсольвусные граниты I и II фазы) тела габбродиабазов Северо-Учурский массив (щелочные граниты III фазы) амундалинский вулканический комплекс комендитов и онгориолитов.

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

Известен только один пример этой ассоциации – Бердяушский массив, расположенный в юго-восточной части Восточно-Европейской платформы, в Башкирском антиклинории, рифейские комплексы которого формировались в условиях пассивной континентальной окраины (Пучков, 2000). Со среднерифейским импульсом рифтогенеза связано внедрение Бердяушского массива – 1350±10 млн. лет и формирование базальт-липаритовой вулканической серии (Краснобаев и др., 1984). В составе массива выделяются три группы пород: гранитоиды, основные породы и щелочные породы. Преобладают граниты и кварцевые сиениты рапакиви. Редко отмечаются дайки щелочных гранитов. В центральной части массива развиты поздние тела щелочных и нефелиновых сиенитов. Основные породы (габброиды и габброанортозиты) встречаются среди гранитоидов в виде мегаинклавов.

Рапакивигранит-шошонитовая ассоциация

РГШ ассоциация, образующая узкие и протяженные пояса, развита ограниченно и связана с транспрессионными орогенами. Типичным для этой ассоциации является совмещение гранитов рапакиви с высоко- и ультракалиевыми магматическими породами. Кроме того, в нее могут входить иные граниты А-типа и калиевые граниты S-типа (Ларин, 2004). Типичный пример – Южно-Сибирский магматический пояс (1.88-1.84 млн. лет; Ларин и др., 2003), протягивающийся по юго-западному обрамлению Сибирского кратона более чем на 2500 км. Интервал между коллизионным событием и формированием пояса не превышает 30 млн. лет (Ларин и др., 2006б). В составе пояса выделено пять групп пород: (1) граниты А-типа, в том числе рапакиви и чарнокиты (приморский, татарниковский, кодарский и др. комплексы); (2) породы шошонит-латитовой серии (Cеверо-Байкальский вулканоплутонический пояс); (3) калиевые граниты S-типа (чуйско-кодарский комплекс); (4) лампроиты ханинского комплекса; (5) мафит-ультрамафитовые интрузии чинейского комплекса.

2. Особенности минерального состава гранитоидов и условия их кристаллизации

Наиболее характерной особенностью минерального состава гранитов рапакиви является высокая железистость Fe-Mg-силикатов. При этом экстремально высокая железистость этих минералов свойственна гранитам рапакиви первых трех ассоциаций, для которых типоморфны такие минералы как лепидомелан и ферригастингсит, высокожелезистые пироксены (феррогеденбергит, ферроавгит, ортоферросилит, пижонит) и фаялит (Свириденко, 1968; Великославинский и др., 1978; Anderson, Morrison, 2005 и др.). В поздних наиболее дифференцированных топазсодержащих гранитах появляется протолитионит. В гранитах рапакиви РГШ ассоциации Fe-Mg силикаты представлены биотитом и роговой обманкой, к которым иногда присоединяется гиперстен. Железистость этих минералов ниже, чем в рапакиви первых трех ассоциаций (Донская и др., 2005). В гранитах S-типа РГШ ассоциации появляются первичный мусковит и турмалин. Для щелочных гранитов типоморфны рибекит, эгирин, реже астрофиллит, Li-слюда и энигматит.

Общим для гранитов рапакиви первых трех ассоциаций является кристаллизация из «сухих» и высокотемпературных магм в условиях низкой фугитивности кислорода (fO2 < FMQ буфера) и воды (Anderson, 1987; Salonsaari, 1995; Frost et al., 2002). Для Выборгского батолита установлены температуры кристаллизации в диапазоне 850-650°С (Salonsaari, 1995; Elliot, 2001), еще более высокие температуры приводятся для гранитов комплекса Ларами, около 900°С (Anderson et al., 2003). Становление массивов осуществлялось преимущественно в гипабиссальных условиях при давлениях от 5.4 до 1 кбар (Eklund, Shebanov, 1999; Elliot, 2001; Anderson et al., 2003). Граниты РГШ ассоциации также кристаллизовались из высокотемпературных магм при давлениях от ~1 до 4-7 кбар, редко больше, в условиях варьирующих, но в целом более высоких значений фугитивности кислорода (FMQ fO2 HM) и воды (Wernick, Menezes, 2001; Донская и др., 2005). Кристаллизация щелочных гранитов осуществлялась в малоглубинных условиях из маловодных и крайне высокотемпературных расплавов (>950°С) в восстановительных условиях (fO2 FMQ буфер) (Smith et al., 1999).

3. Геохимические особенности магматических пород

Граниты рапакиви АМЧРГ ассоциации принадлежат к высокожелезистым и высококалиевым гранитам субщелочной серии, составы которых варьируют от слабо метглиноземистых до перглиноземистых. В общем, для гранитов рапакиви характерны высокие содержания K, Rb, Pb, Nb, Ta, Zr, Hf, Zn, Ga, Sn, Th, U, F, REE (за исключением Eu) и низкие содержания Ca, Mg, Al, P и Sr по сравнению с известково-щелочными гранитами. По мере усиления дифференцированности гранитов происходит последовательное увеличение содержаний Rb, Ga, Nb, Ta, Sn, F, Th, U, Y, HREE и уменьшение содержаний Ti, Fe, Mg, Al, Mn, Ca, Ba, Sr, Zr и Р. Для REE спектров биотит-амфиболовых гранитов (рис. 2а) характерно обогащение LREE, пологий наклон графика в области MREE-HREE, и наличие негативной Eu аномалии, что характерно для гранитов А-типа. По мере увеличения степени дифференцированности гранитов происходит обеднение LREE, обогащение HREE и «углубление» Eu аномалии. Для экстремально дифференцированных топазсодержащих гранитов характерен спектр с почти равноплечным распределение REE и глубокой Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.08), близкий спектрам фанерозойских Li-F гранитов. Спайдерграммы (рис. 2б), демонстрирующие плавное снижение содержаний элементов в ряду увеличения совместимых свойств элементов, с резкими негативными аномалиями для Sr, P, Ti и Eu и менее выраженными для Ва, Nb и Ta, также типичны для гранитов А-типа. На дискриминационных диаграммах (рис. 3) граниты рапакиви попадают в поля внутриплитных гранитов и гранитов А-типа. Чарнокиты по своим геохимическим характеристикам практически идентичны гранитам рапакиви (Свиридено, 1968; Petersen, 1980). В отличие от последних им соответствуют более глубинные уровни становления (Великославинский и др., 1978; Шинкарев, Иванников, 1983). Граниты рапакиви из АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций геохимически близки к классическим рапакиви Балтийского щита (рис. 2в-з, 4а,б). Однако щелочные граниты, входящие в эти ассоциации, демонстрируют существенные различия. Например, щелочные граниты Бердяушского массива геохимически очень близки к гранитам рапакиви, отличаясь лишь слегка более высокой степенью дифференцированности. Они имеют индекс агпаитности, близкий к единице, и принадлежат к К-серии. Щелочные граниты АМРГЩГ

Рис. 2. Графики распределения REE (а, в, д, ж) и спайдерграммы (б, г, е, з) пород Салминского батолита и Улкан-Джугджурского вулканоплутонического комплекса, нормированные к хондриту (Taylor, McLennan, 1985) и примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), соответственно.

а-б – граниты Салминского батолита (СМ – Салминский массив, УМ – Улялегский массив);

в-з – породы Улкан-Джугджурского вулканоплутонического комплекса: в-г – гранит Южно-Учурского массива и вулканиты улканской серии (СМ и ВМ – овоидные биотит-амфиболовые граниты Салминского и Выборгского массивов, средние значения); д-е – гранитоиды Северо-Учурского массива; ж-з – породы амундалинского вулканогенно-экструзивного комплекса.

 Дискриминационные диаграммы для гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов и-2

Рис. 3. Дискриминационные диаграммы для гранитов рапакиви и ассоциирующих гранитов и кислых вулканитов: (а) – FeO*/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y) по (Whalen et al., 1987); (б) – Rb-(Y+Nb) по (Pearce et al., 1984).

1 – АМЧРГ ассоциация (батолиты Балтийского щита); 2 – АМРГЩГ ассоциация (Улкан-Джугджурский и Мапуэра комплексы, Пайкс Пик массив); 3 – ГРГФ ассоциация (Бердяушский массив); 4 – РГШ ассоциация (Южно-Сибирский магматический пояс).

Примечание: высокодифференцированные граниты исключены из выборок.

Поля диаграммы: ORT – орогенические недифференцированные граниты М-, I- и S-типов; FG –фракционированные орогенические граниты; VAG – граниты островных дуг; Syn-COLG – синколлизионные граниты; Post-COLG – постколлизионные граниты; ORG – граниты океанических хребтов; WPG – внутриплитные граниты.

ассоциации (улкан-джугджурский комплекс) показывают принадлежность к высокожелезистым гранитам Na-серии с высоким индексом агпаитности (NK/A=0.98-1.57) и резко отличаются от ассоциирующих гранитов рапакиви по уровню обогащения большинством некогерентных элементов. Спайдерграммы и REE-спектры этих гранитов (рис. 2д,е) близки к типичным анорогенным редкометальным щелочным гранитам фанерозойского возраста с источником OIB типа (см. Коваленко и др., 2002). Экстремально фракционированными породами являются поздние экструзивно-вулканогенные образования, где сосуществуют комендиты и онгориолиты (рис. 2ж,з). Первые принадлежат к Na-серии агпаитовых пород, вторые – к К-серии плюмазитовых пород. Аналогичная ассоциация экстремально фракционированных гранитов этих двух серий характерна для комплексов Найн (Miller et al., 1997), Мапуэра (Lenharo et al., 2003) и Молодые Граниты Рондонии (Bettencourt et al., 1999). Все граниты этих двух ассоциаций принадлежат к типичным внутриплитным гранитам А-типа (рис. 3).

Гранитоиды РГШ ассоциации отличаются наибольшим разнообразием составов. Например, в Южно-Сибирском магматическом поясе выделяется три геохимически отличных группы гранитоидов и ассоциирующих вулканитов: шошонит-латит-трахириолитовая, рапакивигранит-чарнокитовая и S-гранитовая. В этом ряду наблюдается последовательное увеличение глиноземистости пород от низко- до высокоглиноземистых гранитов (ASI до 1.6), снижение содержаний HFS-элементов и возрастание LILE/HFSE отношения (рис. 4в-з). Породы первых двух групп относятся к гранитам А-типа (рис. 3а), однако к типично «внутриплитному» геохимическому типу можно отнести только высокалиевые гранитоиды первой группы (Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс), которые геохимически наиболее близки к гранитам рапакиви АМЧРГ ассоциации (Неймарк и др., 1998; Ларин и др., 2003а, б). Остальные же по целому ряду своих геохимических признаков занимают граничное положение между орогеническими и внутриплитными гранитами. На дискриминационных диаграммах Дж. Пирса (рис. 3б) они вместе с S-гранитами третьей группы занимают поле посторогенных гранитов (Ларин и др., 2006б).

На диаграммах Y-Nb-Zr/4 и Y-Nb-Се (Eby, 1992) все субщелочные граниты различных ассоциаций попадают в поле А2 – поле, представляющее магмы, отделенные от континентальной или андерплейтовой коры. В это же поле попадают и щелочные граниты, которые в крайне ограниченном объеме встречаются в массивах АМЧРГ и ГРГФ ассоциаций. В то же время щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации ложатся в поле А1 – поле гранитов, представляющих собой дифференциаты базальтовых магм, отделенных от источников типа OIB. На мантийный источник этого типа гранитов указывают также значения «канонических» отношений элементов, используемых для оценки источников разнообразных мантийных магм (Коваленко и др., 2007). В частности, средние значения отношений Nb/U, Zr/Nb и Th/Ta в щелочных гранитах АМРГЩГ ассоциации улкан-джугджурского комплекса – 48, 7.3 и 1.3, близки к этим отношениям в OIB – 47.05, 5.83 и 1.48 (Sun, McDonough, 1989). Субщелочные гиперсольвусные граниты этого комплекса имеют транзитный характер, перекрывая поля А1 и А2. Вероятно, их происхождение связано со смешением этих двух различных типов гранитных магм.

Нефелиновые и щелочные сиениты Бердяушского массива относятся к миаскитовому типу (NK/A = 0.66-1.06). По сравнению с агпаитовыми щелочными породами они обеднены некогерентными элементами. Для REE характерна высокая степень фракционированности ([La/Yb]N = 20.0-30.6) и умеренная негативная Eu аномалия (0.68-0.39).



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.dislib.ru - «Авторефераты диссертаций - бесплатно»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.