Обсуждавшиеся выше диаграммы - элементные и изотопные - несут настолько разную информацию, что подчас сами диктуют направления для размышлений. Когда анализировали всевозможные элементные тренды (рис.1-3), мы рассуждали об эволюции расплава, его фракционировании; глядя на изотопные графики, представленные на рис.5, мы говорили о процессах смешения вещества и/или действии разных источников. По-видимому, полезно объединить эти два разных взгляда на одни и те же граниты.
Сделаем мы это на рис.8, где изотопный состав неодима ( TNd) показан в зависимости от Rb/Sr и глубины европиевого минимума, которые отражают степень дифференциации редкометалльной магматической системы, по крайней мере для I- и Low-P гранитов. Наиболее примечательная особенность обоих графиков в том, что изотопный состав неодима в высокодифференцированных гранитах Земли меняется в очень узких пределах, гораздо более узких, чем в обычных безрудных гранитоидах, и никогда не приближается к крайним положениям на кривой смешения мантийного и корового веществ (рис.5). Этот феномен мы можем попытаться объяснить двумя разными способами: (1) наиболее простым и прямолинейным - допустить существование самостоятельного глобального источника редкометалльной магмы с TNd~0 и (2) более сложным - предположить действие такого процесса, при котором смешение вещества из разных источников происходит каждый раз в более или менее стабильных пропорциях.
 | |
Рис.8. Изотопный состав неодима (TNd) в зависимости от Rb/Sr и глубины европиевой аномалии, Eu/Eu*. Условные обозначения, как на рис.7. Дисперсия изотопного состава неодима гораздо меньше в высоко дифференцированных, редкометалльных гранитах по сравнению с примитивными гранитоидами.. |
Предположение о самостоятельном источнике для редкометалльных расплавов, как ни просто выглядит, все же неправдоподобно. Единственный известный глобальный источник с таким изотопным составом неодима - хондритовый однородный резервуар - если и сохранился где-то в мантийных глубинах в неизменном виде, то имеет ультраосновной состав и вряд ли может продуцировать и поставлять на поверхность какие-либо гранитоиды, не говоря уже о редкометалльных. Тем более что эти очень небольшие порции магмы (вспомним о весьма небольших размерах тел редкометалльных гранитов) должны в таком случае пройти немалый путь сквозь значительную часть мантии и всю кору без контаминации. Других глобальных резервуаров на Земле с TNd~0 неизвестно. Так что нам остается проанализировать возможные процессы смешения вещества.
Выше мы пришли к заключению, что высоко- и низкофосфористые редкометалльные граниты связаны с безрудными S- и I-гранитоидами магматической дифференциацией. Поэтому мы должны иметь в виду, что образованию редкометалльных гранитов сопутствовали сразу два процесса: смешение мантийного и корового вещества и интенсивное фракционирование расплава.
Последние два десятилетия очень популярна модель AFC - ассимиляция + фракционная кристаллизация [DePaolo D.J., 1981], которая во многих случаях действительно удовлетворяет изотопным данным в масштабе отдельно взятой магматической фазы или даже целого плутона. Однако есть несколько серьезных препятствий, чтобы с помощью этой модели объяснить происхождение гранитов вообще и редкометалльных, в частности.
Во-первых, модель AFC предполагает постепенную ассимиляцию вещества вмещающих пород кристаллизующимся более примитивным по составу расплавом. Если бы этот процесс имел место при формировании редкометалльных расплавов, мы бы наблюдали на обоих изотопных графиках (рис.8) неизбежное понижение изотопных отношений неодима - от преимущественно мантийных значений в более примитивных породах к чисто коровым в наиболее дифференцированных. На рис.8 мы видим, что это не так.
Второе возражение - более общего характера. Мне думается, что AFC-процесс, постепенно изменяющий расплав от основного к более кислому составу, должен оставлять за собой большие объемы пород среднего состава, отвечающих всем промежуточным этапам. Если бы в результате такого процесса формировалась гранитная оболочка Земли, вряд ли наблюдалось бы отчетливое бимодальное распределение SiO2 в континентальных магматических породах.
Наблюдаемые изотопные отношения и распределение микропримесей в редкометалльных гранитах можно объяснить плавлением осадочно-метаморфических пород при внедрении в кору базальтовых расплавов. Контактирующие кислые и основные расплавы претерпевают в большей или меньшей мере вещественный обмен, при этом, согласно экспериментам [Baker D.R., 1989], в первую очередь подобный обмен будет сказываться на изотопах Sr, Nd, затем на концентрациях микропримесей и в последнюю очередь - на главных компонентах расплавов. Очевидно, те объемы коровых магм, которые получали достаточно энергии, чтобы долгое время находиться в жидком состоянии, могли продуцировать наиболее фракционированные расплавы. Но чем интенсивнее был прогрев кислого расплава, тем большего изотопного обмена следует ожидать между ним и контактирующей основной магмой. Таким образом, кислый расплав мог изменяться под действием двух процессов: фракционирования кристаллов и элементного (или изотопного) обмена, которые получали энергию от основного (базитового) расплава, находившегося, вероятно, несколько ниже.
Такой процесс вполне мог быть самонастраивающимся в отношении степени фракционирования кислого расплава и изотопного обмена. Например, если влияние базитового расплава на коровый материал было слишком сильным, результирующий расплав не только приобретал почти мантийные изотопные отношения неодима и стронция, но и насыщался такими компонентами, как Mg, Ca, Fe, а при некоторых условиях становился и более щелочным. Обильная кристаллизация и фракционирование богатых магнием темных слюд (биотита или флогопита), обладающих высокими коэффициентами распределения для фтора и редких щелочей, вполне могут привести к обеднению расплава элементами, характерными для редкометалльных гранитов. Напротив, при относительно слабом влиянии базитовой магмы на кислые породы земной коры могут возникнуть гетерогенные и слабо дифференцированные расплавы с преимущественно коровыми изотопными характеристиками. Таким образом, сильно дифференцированные расплавы должны образовываться в результате некой промежуточной степени воздействия глубинных расплавов на породы коры. Первые приносят энергию и оставляют свои изотопные "отпечатки пальцев", вторые служат, по-видимому, главным источником литофильных элементов для редкометалльной минерализации. Такой сценарий в общих чертах согласуется с поведением изотопов неодима (рис.8), свидетельствующим об установлении некоторого баланса между мантийным и коровым неодимом в процессе глубокой эволюции гранитных расплавов в сторону редкометалльных составов.
Следует отметить справедливости ради, что кинетические детали взаимодействия между расплавами основного и кислого состава пока не вполне установлены. В частности, оценки скорости изотопного и элементного обмена получаются слишком низкими в стационарных (без перемещения расплавов) и сухих (без флюидной фазы) условиях, чтобы большие объемы гранитных магм могли прийти в частичное равновесие с базальтовыми в отношении изотопов неодима и стронция.
| | |
Рис.9. Редкометалльные граниты:
1-3 - альбит-амазонитовые разности месторождения Орловка,4-6 - граниты месторождения Этыка (Забайкалье). Фото Г.П.Зарайского. |
Соотношения между главными компонентами и микропримесями в гранитоидах позволяют предполагать, что высокофосфористые (High-P) редкометалльные граниты возникают в результате эволюции гранитного расплава S-типа, а низкофосфористые (Low-P) - из расплава I-типа. Low-P гранитные расплавы развиваются преимущественно посредством фракционной кристаллизации. Эволюция High-P гранитов включает в себя, кроме того, еще и перераспределение элементов позднемагматическими флюидами.
Геохимические и изотопные характеристики редкометалльных гранитов свидетельствуют, что их источником не могли быть породы значительно обогащенные или обедненные редкими элементами по сравнению с источниками обычных безрудных гранитов. Также редкометалльные расплавы не образовывались в результате преимущественной мобилизации слюдистой составляющей пород источника. Скорее всего накопление фтора и редких металлов происходило в результате эволюции обычных гранитных расплавов I- и S-типа.
Высокоглиноземистые редкометалльные граниты имеют гораздо более узкий диапазон вариаций изотопного состава неодима (TNd от -6.0 до +1.4) в сравнении с обычными безрудными гранитоидами (от -19 до +8). Этот феномен можно объяснить плавлением силикатных пород коры при внедрении глубинных расплавов, в результате которого кислый расплав получал от базитового энергию для дальнейшей эволюции. Этот тепловой и вещественный обмен отражается в изотопном составе неодима в редкометалльных гранитах.
Я очень признателен многим моим коллегам - А.Г.Владимирову, Г.П.Зарайскому, В.И.Коваленко, А.А.Кременецкому, В.С.Попову, Ю.Д.Пушкареву, Е.В.Склярову, В.В.Ярмолюку - за плодотворные дискуссии, сопутствовавшие этому исследованию.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований. Грант 99-05-64978.
- DePaolo D.J., Wasserburg G.J. // Geophys. Res. Letters. 1976. V.3. P.249-252.
- DePaolo D.J. // Earth and Planetary Science Letters. 1981. V.53. P.189-202.
- Baker D.R. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1989. V.53. P.3015-3023.
Назад
Написать комментарий
|
