Методы геохимической индикации палеогеодинамических обстановок

Структурно-вещественные комплексы разных палеогеодинамических обстановок обладают статистически вполне определенными и достоверными геохимическими характеристиками. Использование таких эталонных характеристик позволяет выделить критерии геохимической индикации конкретных структурно-вещественных комплексов [5,7,8].

В соответствии с принципами актуализма установление (идентификация) геодинамических обстановок производится путем сравнения петрохимических параметров пород, особенностей распределения в них малых и редких элементов, различных химических и изотопных отношений в структурно-вещественных комплексах геологического прошлого с соответствующими параметрами известных эталонных геодинамических обстановок.

Так, например, активный вулканизм проявляется вдоль границ плит: в срединно-океанические хребтах (дивергентные границы плит), в пределах активных континентальных окраин и островодужных систем (конвергентные границы плит). Кроме того, вулканизм связан с континентальными рифтами, с формированием океанических островов, с глубинными разломами внутриплитных обстановок (трапповый магматизм и магматизм обстановок горячих точек). Перечисленные обстановки характеризуются индивидуальными особенностями состава вулканических пород и их геохимического облика, в соответствии с условиями образования. При этом известково-щелочные вулканиты, в том числе андезиты и островодужные толеиты связаны с конвергентными границами. Считается, что количество воды привносимой в мантию погружающейся океанической плитой контролирует объем формирующегося андезитового расплава, а распределение температур и степень плавления мантийного субстрата определяют щелочность магм. Эти процессы, в свою очередь, контролируются характером и скоростью взаимодействия плит. Взаимодействие мантии и коры сложно и неоднозначно. Наряду с поступлением материала из деплетированной верхней мантии (обедненной крупнообъемными элементами — K, Rb, легкими РЗЭ и др.) наблюдается привнос (инъекция) глубинной необедненной мантии. В океанах обнаружены базальты явно происшедшие из необедненной мантии. Для них характерны относительно высокие концентрации некогерентных литофильных элементов с большими ионными радиусами, высокие отношения Ce/Yb, Rb/Sr, Rb/K, по сравнению с большинством океанических лав [20]. Отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr у этих базальтов смещено в сторону более высоких значений, чем у базальтов СОХ. Это Азорские острова, Исландия, Галапогос, Тристан-да-Куэнья и другие.

Следует отметить, что проявления магматизма противоположных геодинамических режимов (сжатия, растяжения) наряду с явными чертами различия обладают определенным сходством. Ряд магматических серий являются «сквозными» и называются неспецифическими, тогда как другие характерны только для определенных обстановок и называются специфическими [15].

К специфическим сериям зон растяжения относятся: толеитовая серия базальтов СОХ и толеитовая пикрит-базальтовая серия океанических островов, трансформных разломов, континентальных рифтов и траппов; K-Na щелочная серия.

Специфическими для зон сжатия являются известково-щелочная и шошонитовая серии. В то же время породы K-Na-субщелочной серии неспецифичны, т.к. участвуя в строении островных дуг, континентальных рифтов, внутриплитных областей и океанических островов они сохраняют близкие особенности минералогического и геохимического состава.

В зонах субдукции проявлены вулканиты от толеитового (примитивные дуги) до известково-щелочного (развитые островные и окраинно-континентальные дуги) и затем щелочного (тыловые зоны вулканических дуг) состава. Эти же особенности проявляются и в эволюции интрузивных пород в пределах вулкано-плутонических поясов (от известковых к известкаово-щелочным и щелочным породам). Такие закономерности могут быть объяснены уменьшением возраста магматизма в одном месте, а также увеличением расстояния центров магматизма от оси активного глубоководного желоба. Это свидетельствует о существовании единых факторов при становлении интрузивных и экструзивных магм из латерально-гетерогенной мантии.

В настоящее время сопоставление состава исследуемых СВК с эталонными комплексами-индикаторами позволяют получить достаточно надежные выводы о палеогеодинамической обстановке конкретного геологического объекта. При этом, необходимо отметить, что дополнительные трудности вносят метаморфические преобразования пород. Для принятия окончательного решения о принадлежности СВК к той или иной обстановке необходим учет всех геологических признаков.

Необходимым условием данных исследований является применение инструментальных методов количественного анализа с ошибкой не более 20% от стандарта, использование проб пород не измененных или слабоизмененных вторичными процессами со стабильными концентрациями элементов-идентификаторов.

Идентификацию магматических комплексов необходимо проводить на трех уровнях: петрохимическом (анализ породообразующих минералов), геохимическом (анализ элементов-примесей) и изотопном.

Для классификации вулканогенных пород с целью выделения толеитовой, известково-щелочной, субщелочной и щелочной серий удобно применять петрохимические критерии с использованием систем диаграмм [9]. Для этих целей рекомендуется схема последовательных операций для дискриминации петрохимических серий из выборки химических анализов изверженных пород конкретных геодинамических обстановок.

Грубую идентификацию базальтов можно производить с помощью тройной диаграммы MgO-FeO-Al₂O₃ для пяти типов базальтоидного магматизма [19].

Дж. Пирсом [17] разработаны многокомпонентные диаграммы путем обработки большого количества химических анализов базальтов различных геодинамических обстановок с помощью метода дискриминантных функций. Существует ряд жестких требований к работе с этими диаграммами [3].

На более высоком уроне разрешения выполняются задачи идентификации обстановок на основе распределения микроэлементов. С этой целью используются треугольные диаграммы Zr — Ti/100 — Y Ч 3 и Zr — Ti/100 — Sr/2 [18].

Кроме описанных тройных диаграмм для идентификации базитов широко применяются простые и наглядные двойные диаграммы. Некоторые из них построены на основе распределения титана (в форме металла или оксида). Это связано с значительной контрастностью его распределения в базитах разных геодинамических обстановок. Существуют диаграммы Ti — Zr в трех вариантах. Более сложными являются диаграммы Ti/Cr — Ni, а также Ti/100 — Cr [14].

Дж.Пирсом с коллегами предложена диаграмма Cr — Y для разделения базальтов СОХ, островных дуг, и внутриплитных обстановок. Ими же построены весьма информативная диаграмма Th/Yb — Ta/Yb для классификации пород от толеитовых серий до щелочных.

В настоящее время широко применяются диаграммы, построенные на основе сопоставления изучаемых пород с нормативными горными породами, например, хондритами метеоритов, принимаемыми за аналог примитивной (первичной) мантии и базальтами СОХ, рассматриваемыми в качестве базальтовой выплавки из истощенной верхней мантии.

Наиболее предпочтительными для употребления являются оценки содержаний редкоземельных элементов (РЗЭ) в хондритах, приводимых М. Масуда и др. [16]. При этом, необходимо напомнить, что корректность идентификации геодинамической обстановки при помощи подобных диаграмм, может достигаться только в сочетании их с методами петрологии.

Геодинамическая идентификация гранитоидов как продуктов, в основном, субдукционных и коллизионных зон в общем виде выражается в определении I-типа или S-типа гранитоидов. Существуют также способы выделения геохимических особенностей гранитоидов связанных с океаническими и островодужными обстановками. Тесная связь гранитоидов различного состава между собой, по сравнению с вулканитами затрудняет использование геохимических методов для решения указанных задач. Применяется двухкоординатная диаграмма RB -(Nb+Y), показанная на рис. Она позволяет различать коллизионные, внутриплитные и островодужные гранитоиды и также плагиограниты СОХ.

Выделение гранитов островодужных и окраинно-континентальных типов может решаться с помощью диаграмм распределения элементов КИЛ и ВЗИ. Использование редкоземельных элементов (РЗЭ) позволяют идентифицировать гранитоиды трондьемитового ряда, принадлежащие океанической, окраиннои внутриконтинентальной обстановкам [1].

Приведенные диаграммы не исчерпывают всего количества разработок, посвященных данной проблеме. В то же время, они показывают достаточно широкие возможности геохимических методов идентификации магматических пород, относящихся к различным геодинамическим обстановкам.