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 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 8 |

Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники

-- [ Страница 4 ] --

Массивы третьего типа (Центральная Швеция) схожи с Салминским батолитом (табл. 2), отличаясь только пониженными значениями как параметра 2, так и 2.

Приведенные данные указывают на три типа коровых компонентов, принимавших участие в петрогенезе рассматриваемых гранитов рапакиви. Первый наиболее близок к свекофеннской (~1.9 млрд. лет) ювенильной коре (см. Huhma, 1986). Второй компонент – это неоархейская нижняя континентальная кора, деплетированная на LIL-элементы, с низким U/Pb и Rb/Sr и повышенным Th/U отношениями. Третий компонент также имеет изотопные

Таблица 2. Типы «изотопно-различных» массивов анортозит-рапакивигранитного типа западной части Восточно-Европейской платформы

C привлечением данных (Rm, 1990, 1991; Rm et al., 1996; Andersson, 1997; Степанюк и др., 1998)

Типы массивов Выборгский Салминский Центрально-Шведский
Возраст 1790-1540 млн. лет 1547-1530 млн. лет 1525-1500 млн. лет
Массивы Выборгский, Алланд, Лайтила, Вехмаа, Рижский, Нордингра, Коростеньский Салминский, Улялегский Родо, Рагунда, Ямтланд-Ангерманлан района
Гранитоиды
Nd(T) +0.1 до –3.1 –5.7 до –9.2 –4.8 до –8.2
ISr 0.7052-0.7060 0.7044-0.7053 ?
2 9.63-9.98 8.53-9.23 8.32-8.89
2 3.56-3.86 3.86-4.38 3.42-3.76
Основные породы
Nd(T) +2.1 до –1.7 –1.9 до –7.9 –6.2 до –8.5
ISr 0.7035-0.7037 0.7032-0.7057 0.7036-0.7053
2 9.62-9.99 8.61-8.90 8.30-9.02
2 3.65-3.97 3.93-4.25 3.55-3.81

Примечание: = 238U/204Pb и = 232Th/238U в индивидуальном источнике обыкновенного свинца, отнесенные на настоящее время; 2 и 2, вычисленные по модели (Stacey, Kramers, 1975)

характеристики древней нижней континентальной коры, но деплетированной и по U, и по Th. Три «изотопно-различных» типа анортозит-рапакивигранитных комплексов имеют различное тектоническое положение в пределах палеопротерозойской складчатой области

" width="900" >

Рис. 5. Диаграмма Nd(T)-T для рапакивигранитсодержащих магматических плутонов Восточно-Европейской платформы. Составлена с использованием данных (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Neymark et al., 1994; Belyaev et al., 1995; Rm, Haapala, 1995; Rm, et al., 1996; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002; Shumylyanskyy et al., 2006).

Незалитые контуры – граниты рапакиви, залитые серым цветом – габбро-анортозитовый комплекс, залитые черным цветом – дайки диабазов и базальты, контуры со штриховкой – щелочные и нефелиновые сиениты.

Массивы: I - Коростеньский, II – массивы ЮВ Финляндии, III – массивы ЮЗ Финляндии, IV – Рижский, V - Салминский, VI – массивы Центральной Швеции, VII - Нордингра, VIII – Бердяушский.

Нанесены также DM, CHUR, поля эволюции изотопных составов Nd свекофеннской коры и архейской коры Карельского кратона, а также линии эволюции изотопных составов Nd пород тектонического блока Тараташ (Южный Урал): пунктирная линия (авторские данные), сплошные линии (Попов и др., 2002).

Фенноскандинавского и Сарматского тектонических доменов. Комплексы первого типа приурочены к зоне распространения ювенильной континентальной коры. Массивы Центрально-Шведского типа локализованы в краевой части свекофеннской зоны в пределах Ботнийского микроконтинента, где в глубинных горизонтах, по-видимому, присутствуют домены архейской нижней коры, возможно фрагменты Карельского кратона (Andersson et al., 2002). Салминский батолит расположен на границе с Карельским кратоном.

Nd-изотопные данные для гранитов рапакиви Салминского батолита указывают на смешанный, характер их источника, вероятнее всего, обусловленный процессами мантийно-корового взаимодействия. О важной роли мантийного компонента в петрогенезисе гранитов рапакиви свидетельствуют высокие температуры кристаллизации исходных магм, низкие значения fO2 гранитов, ограничивающие возможные источники их магм и в первую очередь толеитовой серией пород, особенности состава минералов рапакиви и когенетичных основных пород. На существенную роль мантийного компонента в источнике этих гранитов указывают и данные по изотопному составу кислорода (Anderson, Morrison, 2005). Кроме того, граниты рапакиви близки по минеральному и химическому составу гранитам чисто мантийного происхождения, таким как граниты океанских островов (Frost et al., 2002), не говоря уже о фаялитовых гранитах Луны или о стеклах близкого состава в астероидах (Bonin, 2007). Модель чисто корового протолита тоналитового состава, образованного при смешении вещества архейской и свекофеннской коры (Rm, 1991) маловероятна, т.к. полученный в ходе парциального плавления такого протолита гранитный расплав будет отличаться от гранитов рапакиви существенно более высокими значениями фугитивности кислорода (Skjerlie, Johnston, 1993).

Рис. 6. Диаграмма Nd-ISr, показывающая положение гранитов рапакиви и полей фанерозойских орогенических гранитов мира. По данным (Taylor, McLennan, 1985; Фор, 1989; Anderson, Morrison, 1992; Emslie et al., 1994; Neymark et al., 1994; Belyaev et al, 1995; Larin et al., 1996; Rm et al., 1996; Jahn et al., 2000; Dewane, Van Schmus, 2007; Vigneresse, 2005).

Небольшие залитые прямоугольники – поля гранитов рапакиви: Р – Рижский батолит, ВР – массив Вольф-Ривер, ЮФ – батолиты Южной Финляндии, С – Салминский батолит, Б – Бердяушский массив, Н – комплекс Найн.

I-V – поля фанерозойских орогенических гранитов: I – Cеверо-Американская Кордильера, II – Центрально-Азиатский складчатый пояс (Китай), III – герциниды Западной Европы, IV – каледониды Западной Европы, V – Южная Австралия.

Мантийно-коровое взаимодействие может протекать по двум альтернативным сценариям: (1) смешение базальтового расплава или его фельзических фракционатов с коровыми анатектическими расплавами в нижней коре и последующая дифференциация гибридных магм (Poitrasson et al., 1995), либо фракционирование базальтовой магмы в открытой системе параллельно с ассимиляцией корового материала (модель AFC, DePaolo, 1981); (2) переплавление базитового андерплейта и вмещающих его нижнекоровых пород (DePaolo et al., 1990). В модели смешения основными проблемами являются объемы кумулятивного материала, соотношения объемов пород кислого и основного состава, и бимодальности, притом, что количество корового компонента при подобном смешении лимитируется как изотопным составом Nd и Sr, так и фугитивностью кислорода в конечных гранитах. Модель AFC также не решает проблемы. Согласно этой модели мы были бы вправе ожидать постепенного выравнивания Nd и Sr изотопных характеристик между двумя крайними членами: базальтовой магмой и коровым веществом. Кроме того, в ходе развития AFC процесса должны были бы возникать большие объемы пород среднего состава. Альтернативный подход – это парциальное плавление ранее образованных континентальных толеитов и их дифференциатов, для которых характерны высокие содержания HFS- и LIL- элементов. Например, для диабазов субйотния и базальтов йотния, ассоциирующих с

Рис. 7. Диаграммы 208Pb/204Pb – 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb – 206Pb/204Pb для полевых шпатов гранитов рапакиви и сингенетичных галенитов: (а) и (б) – Восточно-Европейская платформа; (в) и (г) – Сибирская платформа.

(а-б) 1 – АМЧРГ и 2 – ГРГФ ассоциации; (в-г) 1 – АМРГЩГ и 2 – РГШ ассоциации.

Массивы и комплексы: Б – Бердяушский; В – Ю.Финляндии; К – Коростеньский; Кд – Кодарский; ЦШ – Центральной Швеции; С – Салминский; СБВПП – Северо-Байкальский вулканноплутонический пояс (1 – ранние магматические образования пояса (риолиты малокосинской свиты), 2 – граниты ирельского комплекса и поздние кислые вулканиты домугдинской, хибеленской и чайской свит); Ч-К – чуйско-кодарский; У – улкан-джугджурский.

Контуры залитые серым цветом – граниты с AR-коровыми протолитами, контуры с вертикальной штриховкой – граниты с PR1-коровыми протлитами.

Кривые эволюции изотопного состава Pb: НК, М, Ор и ВК – нижнекоровая, мантийная, орогенная и верхнекоровая кривые, соответственно, по модели Плюмботектоника-2 (Zartman, Doe, 1981). Цифры у кривых – модельные возрасты в млрд. лет.

гранитами рапакиви Балтийского щита, типичны высокие содержания K2O (1.04-2.49%), F (0.11-0.30%), Rb (21-91 ppm), Zr (170-477 ppm), Nb (20-53 ppm), Y (36-74 ppm), значительно более высокие, чем в нижней или даже верхней, континентальной коре и сопоставимые с гранитами А-типа. Количество гранитного расплава, которое может генерироваться в рамках подобной модели, зависит как от масштабов базальтового андерплейтинга, периодически повторяющегося в ходе конкретного магматического события, так и от степени дифференциации вещества этого толеитового источника. Пролонгированный рифтинг приводит к подъему сублитосферной мантии близко к Мохо, что индуцирует плавление «андерплейтовой» коры. В рамках этой модели можно более или менее адекватно объяснить и изотопные и геохимические особенности гранитов рапакиви рассматриваемой ассоциации. При этом fO2 и fH2O гранитов рапакиви ограничивают количество водного и окисленного парциального корового расплава, который мог быть добавлен в эти магмы.

В то же время Nd изотопные данные, а также объемы плутонов рапакиви указывают на существенный вклад корового вещества в исходную магму. Из этого следует, что, плавление осуществлялось в наиболее нижних, существенно базитовых, горизонтах коры с низкими значениями fO2 и fH2O, либо термальное воздействие базальтового андерплейта еще больше «обезвоживало» вмещающие нижнекоровые породы, а отделявшиеся от них «восстановленные» флюиды в ходе метасоматоза вмещающих пород снижали в них фугитивность кислорода. О низких значения fO2 и fH2O в нижних горизонтах коры свидетельствуют также безводный и восстановленный характер пород габбро-анортозитовых комплексов этой ассоциации (см. Ashwal, 1993; Шарков, 1999), исходные магмы которых ассимилировали громадное объемы (до 75%) нижнекорового материала (Emslie et al., 1994; Ларин и др., 2002).

Слабым местом рассматриваемых моделей является несоответствие между гигантскими объемами гранитов рапакиви и существенно основным составом их потенциальных источников. Возможным выходом из этой ситуации может быть привлечение представлений о нижнекоровом метасоматозе. Экспериментальные исследования И.Д. Рябчикова (1988) показали, что при высоких давлениях водный флюид может содержать десятки процентов силикатов, обогащенных щелочами. Изучение нижнекоровых ксенолитов северо-запада Восточно-Европейской платформы, представленных мафическими гранулитами (10-16 кбар) показало, что они были сформированы в ходе двух тектонических событий 2.5-2.4 и ~1.7 млрд. лет (Неймарк и др., 1993; Markwick, Downes, 2002, Downes et al., 2002). Оба эти эпизода соответствовали внутриплитным событиям литосферного растяжения. Ксенолиты, особенно высоко-Ti метабазальты обогащены HFS-элементами (Nb до 49-106 ppm, Zr – 180-382 ppm, Y – 25-34 ppm, La – 23-38 ppm; Kempton et al., 1995). В этих породах неравномерно проявлен нижнекоровый метасоматоз, выражающийся в образовании вторичного флогопита и амфибола, и сопровождающийся существенным привносом LIL-элементов (К2О до 1.56-2.60%, Rb до 62-75 ppm и Ba до 790-1280 ppm). Подобная нижняя кора, сформированная в ходе протерозойских внутриплитных процессов андерплейтинга, и частично преобразованная в результате нижнекорового метасоматоза является наиболее благоприятным источником для формирования родоначальных магм гранитов рапакиви.

Проблема экстремально высокой калиевости гранитов рапакиви определяется, по-видимому, как повышенной калиевостью источников, так и режимом летучих компонентов в ходе низких степеней парциального плавления их протолитов и дальнейшей эволюции расплавов. Внутриплитные базитовые магмы отличаются достаточно высокими содержаниями СО2 и галогенов (Наумов и др., 1998; Коваленко и др., 2000). В ходе базитового андерплейтинга нижняя кора может насыщаться этими компонентами как за счет силлов базальтов и их дифференциатов, так и за счет метасоматоза нижней коры (Bailey, MacDonnald, 1987; Kempton et al., 1995, 2001; Богатиков и др., 2006). СО2 содержащие флюиды, сброшенные в нижней коре при кристаллизации базитов, должны индуцировать «сухие» F-обогащенные условия, способствующие генерации А-типа гранитных магм (Manning, 1981; Johannes, Holtz, 1996). При этом важно, что наиболее «сухие» условия сдвигают точку тройного минимума плавления по направлению к части гранитной системы (Qz-Ab-Or), обогащенной ортоклазом. Увеличение в системе концентрации F также сдвигают точку плавления в направлении более полевошпатовых составов. Эксперименты в гаплоганитной системе показали, что с возрастанием PCO2 и снижением PH2O расплавы, лежащие на гранитном минимуме двигаются по направлению более высокого калия и более низкого натрия (Ebadi, Johannes, 1991).

Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая ассоциация

Анализ изотопных данных по породам Улкан-Джугджурского комплекса (Ларин и др., 2002; Larin et al., 1997) позволяет выделить две контрастные группы гранитов: субщелочные граниты рапакиви Южно-Учурского массива (Nd(Т) от –2.0 до –2.4) и щелочные граниты Северо-Учурского массива (Nd(Т) от –0.3 до +1.9). Также распадаются на две группы и вулканиты амундалинского комплекса: комендиты (Nd(Т) = +1.3) и онгориолиты (Nd(Т) = –1.7). В координатах Nd(Т)Т (рис. 8) субщелочные граниты ложатся в поле палеопротерзойской коры Алданского щита, тогда как щелочные граниты и комендит располагаются выше этого поля. Первые по изотопному составу Nd близки к гранитам рапакиви «типа Выборгского массива» (см. табл. 2). Наиболее радиогенные изотопные составы Nd щелочных гранитов близки мантийному резервуару PREMA, отвечающему веществу мантийных плюмов (Stein, Hofmann, 1994). Положение пород комплекса на Pb-Pb изотопных диаграммах (рис. 7в,г), а также пониженные значения 2 (9.08-9.24) в сравнении со среднекоровыми (Stacey, Kramers, 1975), свидетельствует о примеси древнего (архейского) нижнекорового компонента. Пониженные значения 2 (9.02-9.21) характерны и для вмещающих палеопротерозойских гранулитов.

Изотопные данные хорошо коррелируются с геохимическими, указывающими на существенно мантийный источник типа OIB для щелочных гранитов Na-ряда и смешанный источник для субщелочных гранитов К-ряда. Идентичность изотопного состава Pb двух крайних типов гранитов свидетельствует о единстве их коровых протолитов. Тесная ассоциация этих двух типов гранитов не может быть связана никакими нормальными процессами дифференциации (см. Bailey, Schairer, 1966). Наиболее вероятным представляется, что щелочные граниты и базальты улканской серии, относящиеся к переходному типу, между субщелочными и щелочными, связаны с единым сублитосферным обогащенным (плюмовым) источником. Более радиогенный изотопный состав Nd щелочных гранитов по сравнению с базальтами (Nd = +0.1/+0.4…–2.0), вероятно, обусловлен различными уровнями концентраций REE в этих породах и соответственно различной чувствительностью к процессам коровой контаминации. Еще бльшей, чем базальты, коровой контаминации подверглась первичная магма анортозитов (Nd = –0.4…–9.1 и ISr = 0.7026-0.7059) в ходе длительных процессов полибарической кристаллизации этих пород (Ларин и др., 2002).

В других магматических комплексах этой ассоциации наблюдается схожая картина. В массивах Пайкс Пик и Мапуэра щелочные граниты Na-серии несут существенный вклад сублитосферного мантийного компонента в сравнении с субщелочными гранитами К-серии (Smith et al., 1999; Costi et al., 2000).

Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация

Изотопные данные для Бердяушского массива (Belyaev et al., 1995) свидетельствуют о различных источниках для трех главных групп пород этого массива (граниты, габброиды и щелочные породы) (рис. 5). Все граниты, включая и щелочные (Nd(Т) = –5.4…–6.5), на диаграмме Nd(Т)T компактно располагаются в поле свекофеннской коры. Однако в Pb-изотопной систематике эти граниты резко отличаются от всех известных комплексов. На диаграмме 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb (рис. 7а,б) они ложатся между орогенной и верхнекоровой кривыми эволюции, а на диаграмме 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb резко смещены к нижнекоровой кривой. Более высокие значения 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb отношений и более низкие значения 206Pb/204Pb отношения в гранитах массива, по сравнению с модельными, свидетельствуют о древнем, вероятно, архейском коровом протолите, развивавшемся в системе с высоким , которая позже, в раннем протерозое (?), претерпела метаморфическое преобразование в условиях нижней коры с потерей LILE, в ходе которого U/Pb отношение в этой системе было понижено, а Th/U отношение повышено. На диаграмме Nd-ISr (рис. 6) они также как и граниты рапакиви АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций тяготеют к тренду мантийной

 Диаграмма Nd(T)–T для пород рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций-7

Рис. 8. Диаграмма Nd(T)–T для пород рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций Сибирской платформы. Составлена с использованием данных (Неймарк и др., 1998; Ларин и др., 1999; 2002а; Larin et al., 1997; Ножкин и др., 2003; Кирнозова и др., 2003; неопубликованные данные автора и Е.Ю.Рыцка)

I. Улкан-Джугджурская ассоциация (1.74-1.70 млрд. лет)

1-2 – Геранский массив анортозитов: 1 – мегакрист ортопироксена, 2 – анортозиты, габброиды, монцониты, йотуниты; 3 – граниты рапакиви Южно-Учурского массива; 4-5 – вулканиты улканской серии: 4 – базальты, 5 – трахириолиты; 6-7 – граниты Северо-Учурского массива: 6 – субщелочные граниты, 7 – щелочные граниты; 8-9 – амундалинский вулканический комплекс: 8 – комендит, 9 – онгориолит; 10 – гематит-кварц-полевошпатовый метасоматит с Be-оруденением; 11 – линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих кристаллических сланцев.

II. Южно-Сибирский постколлизионный магматический пояс (1.88-1.84 млрд. лет)

1-4 – Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс: 1-2 – вулканиты малокосинской свиты (1 – базальты, 2 – риолиты), 3 – фельзические вулканиты домугдинской, хибеленской, иловирьской и чайской свит, 4 – гранитоиды ирельского и абчадского комплексов; 5 – комплексы гранитоидов (Ч-К – чуйско-кодарский, Кд – кодарский, П – приморский, Ш – шумихинский, С – саянский, М – маректинский, Т – таракский); 6 – синколлизионные граниты ничатского комплекса (1.91 млрд. лет); 7-8 – линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих пород: 8 – субдукционных гранитоидов чуйского комплекса (2.02 млрд. лет), 9 – гнейсов Шарыжалгайского блока.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.