Генезис гранитоидов

1. Генезис гранитоидов

2.

Генезис гранитоидов: S-граниты
Признаки образования S-гранитов при плавлении метаосадочных пород:
1. наличие граната, кордиерита, мусковита
2. высокая глиноземистость
3. повышенное 87Sr/86Sr и δ18O.

3.

Изотопный состав S- и I-гранитов

4.

Генезис S-гранитов
Среди S-гранитов могут быть выделены два подтипа: мусковитовые лейкограниты и
кордиерит(гранат)-содержащие биотитовые граниты (Barbarin, 1999). Типичными
представителями первых служат лейкограниты Гималаев, а вторых – например, Sграниты Лакланского пояса Австралии. Состав первых соответствует по петрогенным
элементам расплавам, экспериментально полученным при плавлении пелитов (Patino
Douce, Johnston, 1991; Koester et al., 2002), тогда как повышенное содержание MgO и
FeO для вторых свидетельствует либо о неполной сепарации расплава от реститовых, в
том числе акцессорных, минеральных фаз (restite-unmixing model (Chappell, 1999), либо
о более высоких степенях плавления, которые требуют вклада внешнего (мантийного)
теплового источника.
Расплавы из метаосадочных
источников

5.

Генезис S-гранитов
При плавлении метапелитов и метаграувакк характер глиноземистой реститовой фазы
определяется давлением со сменой кордиерита гранатом при Р=5 кбар (Vielzeuf, Montel,
1994). Наличие реститового граната будет приводить к обеднению гранитов тяжелыми
РЗЭ и Y. Вместе с тем, гранатсодержащие граниты часто не обнаруживают такого
обеднения вследствие присутствия в их составе граната, представляющего собой
реститовую или перетектическую фазу.
Grt
Spl
Crd

6.

Генезис S-гранитов
Распределение в S-гранитах Rb, Ba и Sr позволяет судить об участии тех или иных
фаз в реакциях плавления и характере метаосадочного источника расплава, поскольку
при плавлении, лимитированном количеством биотита образуются расплавы с
высокими Rb/Sr (>1) и Ba/Sr (>5), а плагиоклаза – более низкими отношениями.
Максимальные величины Rb/Sr (>3) и Rb/Ba (>1) в гранитах достигаются при
плавлении обогащенного глинистым материалом (пелитового), а не грауваккового
источника (Sylvester, 1998).

7. Генезис I-гранитов

Формирование гранитоидов I-типа может быть результатом плавления коровых
метамагматических источников или дифференциации более мафических расплавов,
последний случай более характерен для субдукционных обстановок. По
экспериментальным данным расплавы, соответствующие I-гранитам, образуются
при плавлении протолитов от основного до средне-кислого состава.
Метаалюминиевый
или
слабо
пералюминиевый
характер
расплавов
контролируется, согласно экспериментальным данным, активностью H2O. Коровый
(сиалический) компонент доминирует при образовании высококалиевых, а
мафический (мантийный) – низкокалиевых I-гранитов (Barbarin, 1999).
Источник метамагматический –A/CNK<1
Источники:
мафический – низкокалиевые I граниты
сиалический - высококалиевые I
граниты
Источники:
I - пелитовый
II – граувакковый
III – тоналитовый-базитовый
(магматический)

8. Генезис I- и M-гранитов, метабазитовые источники

M
Степень обеднения тяжелыми РЗЭ, Y,
величина (La/Yb)n определяется
присутствием граната и/или роговой
обманки в рестите. Переход от
безгранатовых к гранатсодержащим
реститам происходит для мафических
субстратов при Р 10 кбар

9. Генезис I-гранитов, сиалические источники

Степень обеднения тяжелыми РЗЭ, Y,
величина (La/Yb)n определяется
присутствием граната.
Переход от безгранатовых к
гранатсодержащим реститам
происходит для диорит-тоналитовых
источников при Р 8-10 кбар (Singh,
Johannes, 1996; Watkins et al., 2007).

10. Генезис I-гранитов

Для многих I-гранитов, вариации изотопного состава в пределах
одного массива или комплекса позволяют предполагать участие
процесса
корово-мантийного
взаимодействия
в
гранитообразовании, то есть смешения расплавов из сиалических
и мантийносвязанных мафических источников

11. Генезис M-гранитов, метабазитовые источники

Источник мафическийНизкий K2O
Низкие концентрации всех
некогерентных элементов
М-граниты
Для образования гранитов М-типа предполагается дифференциация толеит-базальтовых магм или
плавление аналогичных по составу источников. Поскольку М-граниты не обнаруживают обеднения
тяжелыми РЗЭ их образование должно происходить при низких Р в равновесии с реститом, не
содержащим граната или амфибола, что подтверждается экспериментами по плавлению мафических
источников при Р 3 кбар (Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995). Этим определяется генетическое
отличие гранитов М-типа, которые образуются при низком давлении, повышенной Т и более низкой
активности H2O с отделением пироксенсодержащих реститов, от низкокалиевых I-гранитов, которые
являются продуктами плавления мафических источников при более высоком Р.

12. Генезис M-гранитов, дифференциация базитовых расплавов/плавление базитов

Расплавы из габбро
Плавление габбро+
накопление Pl
Фракционная
кристаллизация
габбро
Расплавы из:
MORB - >TiO2
Габбро - <TiO2

13. Генезис A-гранитов

Принципиальным в формировании А-гранитов является их связь с плавлением/
дифференциацией при более низкой активности H2O и фугитивности O2 в
сравнение с другими типами гранитоидов. Происхождение А-гранитов связывают:
(1) с фракционированием щелочно-базальтовых расплавов,
(2) с частичным плавлением ферродиоритов или базитов, образовавшихся при
андерплейтинге мантийных расплавов,
(3) с плавлением нижнекоровых тоналитовых или диоритовых источников,
подвергавшихся
или
нет
предшествующему
плавлению
или
метаморфизму/дегидратации.
базитовый
сиалический
Разделение
Агранитов,
образованных
при
плавлении
сиалических
источников
и
плавлении мафических
субстратов
или
дифференциации
базитовых расплавов
может быть сделано на
основании отношений
высокозарядных
элементов

14. Генезис A-гранитов

Согласно (Frost, Frost, 2011):
1. железистые
метаалюминиевые
гранитоиды
образуются
при
дифференциации
толеитбазальтовых магм или плавлении коровых кварцполевошпатовых источников при низком Р,
2. железистые
щелочные
гранитоиды
–
при
дифференциации субщелочных и щелочных
базальтовых расплавов,
3. слабо пералюминиевые железистые гранитоиды –
путем дифференциации базальтов или плавления
коровых источников.

15. Генезис A-гранитов

Обогащение высокозарядными элементами А-гранитов в случае мафических
источников, представленных преимущественно внутриплитными базитами,
является унаследованным,
для гранитов А-типа, производных коровых субстратов, такое обогащение
может объясняться высокими Т образования расплавов, приводящими к
плавлению акцессорных минералов.

16. Генезис A-гранитов

Предполагается возможность смешения расплавов различного
происхождения или ассимиляция коровым материалом продуктов
дифференциации мафических расплавов. В пользу процессов
смешения и ассимиляции свидетельствуют вариации изотопного
состава, характерные для А-гранитов

17. Источники расплава и тектонические обстановки

Тип
гранитов
M
Источник
расплава
Толеитовые
базальты
,
габбро
Тектонические
обстан
овки
Зоны
спрединг
а
I
Базиты,
диориты,
тоналиты
Субдукционные,
коллизионные
(посттектон
ические)
S
Метаосадки
(граувакки,
пелиты)
Коллизионные
(синтектонические)
A
Толеитовые до
щелочных
базиты,
тоналиты,
диориты
Внутриплитные,
коллизионны
е
(посттектони
-ческие)

18. Геодинамические обстановки образования гранитоидов

Океанические спрединговые обстановки – М-граниты
плагиогранитоиды
М-типа,
которые
являются
метаалюминиевыми
и
железистыми. Они характеризуются минимальными концентрациями некогерентных
редких элементов, положительными значениями εNd и низкими отношениями
87Sr/86Sr, указывающими на их генетическую связь с базальтами океанической
коры.
Субдукционные обстановки – М- и I -граниты
варьируют по химизму главных элементов, относятся преимущественно к I-типу
Граниты M-типа встречаются во многих офиолитах и вероятно образуются в
незрелых океанических дугах и задуговых бассейнах. Они обогащены LILE и
обнаруживают заметную Nb(Ta) аномалию, что является унаследованным от их
источников субдукционного происхождения. I-граниты океанических островных дуг
характеризуются высокими положительными εNd и низкими отношениями 87Sr/86Sr,
что отражает ювенильный характер источников расплавов
Внутриплитные обстановки – А- граниты
Кислые породы - А-типа граниты. В сравнении с гранитами океанических
хребтов и островных дуг (M и I- типы), внутриплитные граниты обогащены РЗЭ и
HFSE, Nb минимум отсутствует (щелочные граниты) или более слабо проявлен на
мультиэлементных спектрах.
Коллизионные обстановки – S-, I- и A-граниты
магматические породы представлены, главным образом, известково-щелочными
гранитными плутонами. Синколлизионные это обычно лейкограниты S-типа, тогда
как постколлизионные гранитоиды это главным образом I- и А-граниты.
Коллизионные граниты обычно обнаруживают обеднение Nb(Ta), что является
унаследованным от их коровых источников.

19. Геодинамические обстановки образования гранитоидов

Фракционная кристаллизация приводит к следующим эффектам. Аккумуляция
плагиоклаза может смещать граниты из внутриплитного и океанического полей в
островодужное. Аналогично, островодужные и коллизионные граниты могут смещаться
в поля внутриплитных и океанических гранитов вследствие аккумуляции
железомагнезиальных и акцессорных фаз.

20. Граниты океанических хребтов

Среди гранитов океанических
хребтов (спрединговых зон) Дж.
Пирсом выделяются две группы:
1.
несвязанные
с
зонами
субдукции
(нормальных
и
аномальных хребтов),
2. связанные с субдукцией
(супрасубдукционные
зоны,
задуговый спрединг). В поле ORG
попадают
точки
гранитов
офиолитовых комплексов, не
связанных с зонами субдукции.
Вторая
группа
практически
неотличима от островодужных и
размещается
в
поле
VAG
вследствие
пониженного
содержания
Nb,
который
унаследован от источника субдукционных базальтов.
связанные с субдукцией
не связанные с субдукцией

21. Островодужные гранитоиды

Вклад пелитового источника
Вклад внутриплитного источника
(тыловая зона растяжения)
Гранитоиды
океанических
островных дуг без исключения
располагаются в нижней части поля
VAG,
в
переходных
дугах
породы
вследствие
обогащения
Rb
приближаются к границе с полем
COLG.
На активных окраинах с удалением
вглубь
континента
происходит
смешение к границе с COLG.
Такие
граниты
обнаруживают
свойства
S-гранитов
за
счет
вовлечение в плавление коровых
пелитовых субстратов. При тыловом
растяжении, если раскрывающийся
бассейн накладывается на древние
островодужные породы, граниты
обнаруживают
свойства
VAG
(унаследование состава источника).
Если растяжение происходит на
континенте, происходит смешение
гранитов в поле WPG, а при
пелитовом источнике – COLG.

22. Внутриплитные гранитоиды

Внутриплитные гранитоиды, формирующиеся в океанических обстановках, приурочены к
полю WPG. Граниты, ассоциирующие с платобазальтовыми плюмовыми провинциями
или рифтингом - WPG. Гранитоиды, образующиеся в обстановках растяжения и тесно
ассоциирующие в пространстве или во времени с конвергентными окраинами могут
попадать в поля WPG, VAG и редко – COLG, в зависимости от природы источника.

23. Коллизионные гранитоиды

Типичные S-граниты в поле
COLG. Граниты, имеющие
метамагматические
источники - в поле VAG.
Более редки признаки WPG,
потому что это требует
вклада
мантийного
компонента, что затруднено
при коровом утолщении. В
тоже время переутолщенная
кора
не
стабильна,
и
поэтому в постколлизионной
обстановке
при
гравитационном
коллапсе
возможно
проникновение
мантийных
расплавов,
следовательно и связанные
с
ними
граниты
приобретают свойства WPG.
В целом интерпретация для коллизионных обстановок наиболее сложна и не
однозначна, необходима дополнительная информация о стадии коллизионного
процесса, наличии в источнике островодужных пород и т.д., только геохимические
данные не редко дают ошибочные результаты.

24. Геохимическая классификация гранитоидов Л.В. Таусона

Предполагается три пути образования гранитных магм:
1. палингенное плавление вещества континентальной коры,
2. дифференциация магм основного или среднего состава, имеющих
мантийное происхождение,
3. ультраметаморфизм и гранитизация пород кристаллического основания
континентальной коры.

25.

Гранитоиды корового происхождения:
1.
палингенные известковощелочные гранитоиды,
2.
плюмазитовые
редкометалльные лейкограниты,
3.
палингенные щелочные
гранитоиды,
4.
редкометалльные щелочные
граниты.
Граниты мантийного происхождения
(производные базальтоидных магм) :
1.
плагиограниты толеитового
ряда,
2.
гранитоиды андезитового ряда,
3.
гранитоиды латитового
(монцонитового) ряда,
4.
агпаитовые редкометалльные
граниты.
Разделение для коровых гранитов основано на двух принципах:
1. подразделение на известково-щелочную и щелочную серии связано с различием
в степени метаморфизма корового магмообразующего субстрата: первые
формируются за счет относительно слабометаморфизованных осадочных пород,
а вторые – более высокометаморфизованных субстратов;
2. проявление дифференциации первичных магм приводит к образованию пар:
известково-щелочная магма – плюмазитовые редкометалльные граниты,
щелочная – щелочные редкометалльные граниты.

26.

«Мантийные»
Т
M
I
А
Л
A
Коровые
АРМ
A
ПИЩ
S-I
ПРМ
S
ПЩ
У/метам.
I-A
РЩ
S
I-A
K
0.3
2.0
3.5
3.6
3.3
3.9
4.1
3.8
4.6
F
0.015
0.07
0.06
0.2
0.08
0.27
0.05
0.09
0.018
Li
5
18
21
105
50
180
27
52
11
Rb
2.6
100
125
270
175
440
140
270
140
Sr
140
260
700
12
330
70
650
170
280
Ba
60
550
1700
40
830
175
1550
500
2800
Sn
3
2
5
18
6
22
4
6
2.8
Nb
2.4
8
н.д.
320
19
33
22
н.д.
н.д.
Ta
0.4
0.4
н.д.
18
2.9
7
1.4
н.д.
н.д.
Zr
89
115
н.д.
2170
190
140
410
н.д.
90
K/Rb
1080
200
280
133
200
90
300
140
330
Ba/Rb
22
5.5
14
0.15
5
0.4
11
19
20
F(Li+Rb
(Sr+Ba)
6
100
50
15000
155
6800
40
430
80
Au
Pb, Zn,
Au, Mo,
W, Sn
Zr,
РЗЭ
Ta, W, Sn
От «мантийных» гранитоидов к коровым устанавливается рост содержания некогерентных элементов. Такая же
тенденция отмечается с ростом щелочности для «мантийных» гранитоидов. Для субщелочных латитовых гранитоидов
характерно резкое обогащение Ba и Sr. Для коровых типов увеличение содержания некогерентных элементов связано
со степенью дифференциации первичных расплавов.

27.

Основные вопросы
Граниты S, I, M, A типов
Минеральный состав гранитов
Петрохимическая систематика гранитов
Редкоэлементный состав гранитов
Генезис гранитоидов (источники и условия образования расплавов)
Геодинамические условия образования гранитов
Классификация Л.В. Таусона

28. Геохимия пегматитов

Исследованиями 40-60-х годов показано, что в гранитных пегматитах любого состава начало
кристаллизации характеризуется близкими температурами порядка 550-600оС; в ранних
минералах обнаружены расплавные включения, свидетельствующие о магматическом
состоянии минералообразующей среды, а заключительные фазы процесса приходятся на Т
около 300оС. Таким образом, существенных различий по температуре образования между
разными типами пегматитов не устанавлено.
В тоже время выявилась отчетливая корреляция между типом минерализации пегматитов и
фацией (фациальной серией) метаморфизма вмещающих пород, то есть связь типов
пегматитов с давлением и глубиной. Первая классификация, построенная на этом принципе,
была разработана А.И.Гинзбургом и Г.Г.Родионовым
Глубина
Тип пегматитов
> 8 км
Редкоземельные (ортитовые, монацитовые)
5-8 км
слюдоносные
4-5 км
редкометалльные
2-4 км
хрусталеносные

29. Классификация пегматитов (по Б.М.Шмакину, В.М.Макагону).

Группа
формация
Р, кбар
Минерагенические
формации
Фации метаморфизма
Высоких
давлений
5-8
Уран-редкоземельные
Слюдоносные:
мусковитовые
редкометалльномусковитовые
Гранулитовая
Амфиболитовая
(дистенсиллиманитовая
Эпидот-амфиболитовая
и
амфиболитовая
Умеренных
давлений
2-5
Редкометалльные:
сподуменовые
петалитовые
Амфиболитовая
и
амфиболитовая
(андалузитсиллиманитовая
Низких
давлений
1-2
Миароловые
Ниобий-иттриевые
Зеленосланцевая
наложенный
щелочной
метасоматоз в условиях
низких давлений
эпидот-

30. По минеральным ассоциациям выделяются стадии замещения и соответствующие зоны в пегматитах

Стадии
послемагматич
еского
замещения
Зона в пегматитовых
телах
Ранняя щелочная
Апографическая
микроклиновая
Кислотная:
возрастающей
кислотности
максимальной
кислотности
Кварц-мусковитовый
комплекс
Кварцевое ядро
Поздняя щелочная
Участки
альбитизации и
растворения
кварца
pH
кислотная
5
7
9
РЩ
ПЩ
Ранней щелочной стадии соответствуют
процессы биотитизации и микроклинизации,
происходит
замещение
плагиоклаза
микроклином, перекристаллизация ранних
калишпатов,
образование
или
собирательная перекристаллизация биотита.
Стадия возрастания кислотности обычно
проявляется в гидролизе полевых шпатов с
образованием Q-Mu агрегата или Q-Mu-Pl
замещающего комплекса. Переход к этой
стадии
сопровождается
развитием
акцессорной минерализации, при этом
источником фемических компонентов и
редких элементов является биотит.
На стадии максимальной кислотности все
ранее
образованные
ассоциации
подвергаются замещению кварцем, сначала
замещается микроклин и биотит, а затем
мусковит и плагиоклаз.
Поздняя щелочная стадия характеризуется
развитием кварц-альбитового агрегата.

31. Пегматиты различных типов в целом характеризуются накоплением:

низковалентных катионов с большим
радиусом,
высоковалентных катионов, образующих
комплексные ионы с большим радиусом.
наиболее сильные катионы – щелочные
металлы,
наиболее сильные анионы – галогены.
элементы с малым атомным весом – H, Li,
Be, B.
элементы с большим атомным весом – РЗЭ,
Nb, Ta, Th, U.

32.

Мусковитовые пегматиты
Эти пегматиты залегают в терригенно-осадочных породах с широким
распространением высокоглиноземистых разностей, метаморфизованных в
амфиболитовой фации повышенных давлений. Материнские граниты обычно
представлены гранодиоритами, реже плагиогранитами и гранитами с низким
содержанием кремнезема и щелочей и высоким глинозема. Наиболее
важными летучими являются углекислота и вода, что способствует широкому
развитию в ПГ слюд.
Среди пегматитов выделяются первично магматические - плагиоклазмикроклиновые и первично метаморфические - биотит-плагиоклазовые. От
первых ко вторым снижается содержание К2О и растет Na2O.
В зонах мусковитизации первых содержание К2О уменьшается (вынос при
гидролизе кпш), а последних - увеличивается (захват выносимого К слюдой).
Широко
проявлены
процессы
постмагматического
замещения
–
мусковитизация биотита и гидролиз полевых шпатов.

33. Мусковитовые пегматиты

Характерны очень высокие концентрации Ba и Sr, значительно
превышающие
таковые
других
типов
пегматитов.
Основные
концентраторы и носители для Ва - калиевые минералы: кпш, мусковит,
биотит, для Sr - плагиоклаз. но возможные высокие концентрации и в
кпш. Главная черта - резкое снижение их концентраций в поздних
генерациях всех минералов по сравнению с ранними. В кпш снижение до
10-30 раз, в плагиоклазе - 2-10 раз. Выносимые Ba и Sr входят в
минералы послемагматических мусковит-плагиоклазовых жил, создают
положительные аномалии в экзоконтактовых ореолах.
РЗЭ содержатся в малых количествах, особенно HREE и Y. Главная их
часть сосредоточена в акцессорных минералах: ортите, монаците,
ксенотиме, а также апатите и гранате. В незамещенных ПГ РЗЭ
рассеяны в породообразующих минералах. На ранней щелочной стадии
содержание РЗЭ растет за счет развития биотита, и роста концентраций
в нем РЗЭ. На стадии возрастания кислотности концентрации La, Ce в
биотите и кпш уменьшаются, а Y возрастают. В зонах мусковитизации
главная часть РЗЭ связана с акцессориями.

34. Редкометалльно-мусковитовые пегматиты

Не имеют в отличие от мусковитовых ПГ крупных зон кварц-мусковитового замещения
наложенного характера, и соответственно масштабы экзоконтактовых изменений
меньше.
От редкометалльных ПГ отличаются полным отсутствием первичной литиевой
минерализации, значительно более низким содержанием P, F, редких щелочей, Ta, Nb.
Содержания редких щелочей: Li, Rb, Cs превосходят средние в гранитах и мусковитовых
ПГ.
В минералах поздних генераций содержания щелочей увеличиваются. Мусковит второй
генерации содержит в 3 раза больше Rb и в 15 раз больше Cs. В целом рост
концентрации Cs опережает рост Rb, и Rb/Cs уменьшается. На стадии возрастания
кислотности с понижением Т возрастает возможность изоморфного вхождения Rb и Cs
на позиции К в кпш и мусковите. Это автометасоматическое перераспределение без
существенного обмена с вмещающими породами и без выноса в ореолы.
Для Ba и Sr содержания уменьшаются к поздним генерациям минералов. Содержания
этих элементов в минералах в целом ниже, чем в мусковитовых ПГ. Из летучих
компонентов главную роль играют вода и углекислота, иногда Р, концентрации других
обычно очень низки.

35. Редкометалльные пегматиты

Отличительная черта сподуменовых и петалитовых редкометалльных ПГ это высокие
концентрации редких щелочей (Li, Rb, Cs), Ta, Nb, Be, Sn, напротив содержания Ba очень
низки.
Среди сподуменовых ПГ выделяются собственно литиевые и тантал-цезий-литиевые.
Максимальные концентрации Li характерны для позднемагматического альбит-кварцсподумен-микроклинового комплекса, главный носитель Li это сподумен, и концентрация Li
коррелирует с содержанием этого минерала. Концентрируют Li и другие минералы монтебразит, лепидолит.
Максимальные концентрации Rb и Cs также как и Li приурочены к альбит-кварц-сподуменмикроклиновому комплексу, особенно высоки они в комплексных ПГ, где появляется
собственный минерал Cs - поллуцит.
Тантал и ниобий концентрируются в главным образом в колумбите/танталите, в отличие от
редких щелочей максимальные их концентрации достигаются в позднем кварц-мусковитальбитовом комплексе.
Замещение микроклина и сподумена альбит-кварц-сподумен-микроклинового ПГ на
послемагматическом этапе с образованием кварц-мусковит-альбитового комплекса приводит
к выносу редких щелочей за пределы пегматитовых тел с их фиксацией в зонах
экзоконтактовых изменений с замещением первичного амфибола - гольмквиститом и
биотитом, а первичного биотита - вторичным биотитом и мусковитом. Так формируются
геохимические ореолы редких щелочей в экзоконтактах жил. Таким образом, в процессе
кристаллизации и магматической дифференциации происходит накопление редких щелочей,
а при последующем послемагматическом замещении наблюдается вынос их из ПГ с
образованием мощных зон экзоконтактовых ореолов.

36. Редкометалльные пегматиты

Сподуменовые ПГ характеризуются в целом низким содержанием
летучих компонентов и высокой ролью СО2 при их формировании,
содержание F во флюидной фазе возрастает на завершающем этапе
кристаллизации комплексных ПГ.
Содержания Ba в микроклине сподуменовых ПГ низки в
сравнении с ПГ высокого давления.
Для
петалитовых
(Li[AlSi4O10])
ПГ
главными
летучими
компонентами в процессе формирования являются вода и F,
значительную роль могли играть P, B, CO2. Для этого процесса
характерно
широкое
развитие
ликвационных
явлений,
определяющих условия концентрирования редких щелочей и
тантала. Ликвация пегматитового расплава обусловливает высокую
неоднородность распределения элементов, контрастное обогащение
отдельных участков редкими щелочами, Ta, Sn, вплоть до
формирования анхимономинеральных зон и участков.

37. Миароловые пегматиты

Главной геохимической чертой миароловых пегматитов является достаточно высокое
суммарное содержание калия и натрия с обязательным преобладанием калия. Эта же
особенность свойственна и гранитам, с которыми связаны миароловые ПГ. Повидимому, именно высокая калиевость ПГ обеспечивает повышенную щелочность
остаточных растворов и их высокую растворяющую способность на заключительных
стадиях послемагматического процесса.
По содержаниям малых элементов занимают промежуточное положение между
мусковитовыми и редкометалльными ПГ и близки к редкометалльно-мусковитовым.
Характерны колебания содержания элементов, поскольку вторичные миаролы могут
образоваться в ПГ любой специализации.
Из летучих компонентов в миароловых ПГ главное значение имеют вода и фтор.
Концентрация углекислоты весьма не постоянная, также как и бора.

38. Геохимические критерии поисков и индикаторы специализации пегматитов

Среди геохимических индикаторов специализации пегматитов, т.е. их формационной
принадлежности, наиболее важным и универсальным является содержание Ва в
калишпате и мусковите.
Максимальные его концентрации характерны для минералов мусковитовых
пегматитов, которые и в целом обогащены этим элементом. Содержания Ва
снижаются в
минералах редкометалльно-мусковитовых
и еще
сильнее
редкометалльных пегматитов.
Напротив, концентрации Rb в калишпате и мусковите растут от мусковитовых
пегматитов к редкометалльно-мусковитовым и редкометалльным.
Соответственно очень контрастно изменяется Ba/Rb отношение в кпш: в ряду от
мусковитовых пегматитов к редкометалльно-мусковитовым и редкометалльным,
Ba/Rb составляет 14-27; 0,25-0,75; 0,006-0,02.
Это отношение отражает и степень перекристаллизации и замещения первичных
парагенезисов послемагматическими, так как оно отчетливо снижается из-за падения
концентраций Ва и роста Rb в более поздних генерациях минералов. Следовательно,
для выявления специализации пегматитов следует использовать минералы одного и
того же этапа формирования пегматитов.

39. Индикаторы специализации пегматитов

1. Инъекционные тела мусковитовых пегматитов сопровождаются более ранними
зонами микроклинизации, для которых характерны положительные 2-4 кратные
аномалии Rb, Ba, Pb. В зонах мусковитизации относительно накапливаются Cs, Li,
Rb, REE, F, B. Поздние зоны окварцевания сопровождаются отрицательными
аномалиями (в 2-6 раз ниже фона).
2. Редкометалльные пегматиты по составу резко отличаются от вмещающих пород.
Наиболее надежными индикаторами для их ореолов являются положительные
аномалии редких щелочей – Li, Rb, Cs, особенно характерен Li. Аномалии не
сопровождаются появлением новых минералов-концентраторов, а обусловлены
изоморфным вхождением щелочных элементов в амфибол (Li) и слюды (Li, Rb, Cs).

40.

Геохимия пегматитов различных типов
Тип
U-редкоземельные
Мусковитовые
Редкометальномусковитовые
Редкометальные
Миароловые
Замещаю
щий
комплекс
Не
характерен
Кислотное
Q-Mu
Q
Кислотное
Q-Mu
Q
Позднещелочной
Q-Mu-Ab
Q-Ab
Ab
Летучие
CO2
H2O
CO2
H2O
CO2
CO2
H2O
F
H2O
F
Типоморф
ные
элементы
3+, 4+
U, РЗЭ
2+
Ba, Sr
2+, 1+
Ba, Sr, Rb
1+, 5+
Rb, Li, Cs,
Nb, Ta
Ореолы
Ba, Sr
Li, Rb, Cs