Granity typu A w kompleksie mazurskim— przyczynek do dyskusji o klasyfikacji granitów
Aleksandra Gawêda1, Ewa Krzemiñska2, Janina Wiszniewska2
A-type granites in the Mazury Complex — contribution to world-widediscussion on granite classification. Prz. Geol., 57: 478–485.
A b s t r a c t . The modern geochemical classification of granitic rocks isbased upon diverse criteria such as: mineralogy, geochemistry, tectonicenvironment and their origin. The alphabetic classification of S, I, M andA-type granites have been used to facilitate recognition of the origin, chemi-cal composition and geotectonic setting. Of these, the A-type term has gener-ated worldwide discussions in petrological communities. The authors discussthe geochemical, mineralogical and geotectonic features as well as the ques-tion of source rocks and co-genetic rock complexes of A-type granites at theexample of the Mazury granitoid complex. The Mesoproterozoic Mazury
Complex from the crystalline basement of East European Craton represents A-type group of granitoids, plotting in WPG (Within PlateGranites) and A2 type fields. The obtained results confirm usability and at the same time practical diagnostic value of the term ofA-type for defining a special type of granites, distinguishable from the other ones.
Key words: granitoid rocks, classification, granitoid Mazury Complex
Intruzje plutonów granitoidowych s¹ g³ównym sk³adni-kiem skorupy ziemskiej. Ich geneza, cechy fizyczne i petro-logiczne s¹ œciœle zwi¹zane z geodynamik¹ i ewolucj¹globu ziemskiego, st¹d szczegó³owe badania petrologicznegranitoidów s¹ kluczowe dla rozpoznania mechanizmów ihistorii kszta³towania siê skorupy ziemskiej. Koncepcjaklasyfikacji geochemicznej granitoidów odnosz¹cej siê dowarunków geotektonicznych powsta³a w latach 70. XX wie-ku. Wyró¿niono wtedy dwa typy granitów, ró¿ni¹ce siêsk³adem chemicznym i cechami petrograficznymi, i okreœlo-no je literowymi symbolami S (sedimentary) oraz I (igneous)(Chappell & White, 1974; White & Chappell, 1977). Sym-bol S wskazuje, ¿e protolitem podlegaj¹cym procesowitopienia cz¹stkowego by³y ska³y górnej skorupy kontynen-talnej, natomiast symbol I wskazuje, i¿ topieniu podlega³protolit magmowy z dolnej skorupy kontynentalnej. Kon-cepcja oznaczeñ literowych zosta³a rozwiniêta w 1979 r.,gdy White zdefiniowa³ granity typu M, jako toleitowe sto-py p³aszczowe o cechach plagiogranitów, powsta³e w wy-niku topienia cz¹stkowego materia³u subdukowanego wstrefach kolizyjnych lub grzbietów œródoceanicznych(White, 1979). Wspó³czeœnie przyjmuje siê, ¿e magmyŸród³owe granitów typu M powstaj¹ w œrodowiskach ³uków(Arc Tholeiitic Granitoids = ATG — wg Barbarin, 1999)oraz ryftów œródoceanicznych (Mid-ocean Ridge TholeiiticGranitoids = RTG — wg Barbarin, 1999, por. tab. 1). Gra-nity I, S oraz M by³y, w za³o¿eniu autorów tych wydzieleñ,zwi¹zane z procesami kolizyjnymi. W roku 1979 Loiselle iWones zaproponowali wydzielenie granitów typu A, którew przeciwieñstwie do trzech poprzednich typów stanowi³ystopy nie zwi¹zane z kolizj¹ lub subdukcj¹ (anorogeniczne= anorogenic) i by³y charakterystyczne dla stref ekstensyj-nych, o cechach ryftowych oraz — co istotne — reprezen-towa³y sfrakcjonowan¹ magmê p³aszcza, intruduj¹c¹ wobrêb skorupy (Loiselle & Wones, 1979). Symbol A ma wodniesieniu do tego szczególnego typu granitoidów tak¿e
kilka innych znaczeñ: alkaliczny (alkaline), zawieraj¹cytylko minera³y bezwodne (anhydrous), a wiêc reprezen-tuj¹cy stopy ubogie w wodê, za to bogate we fluor i tzw.pierwiastki niedopasowane (Eby, 1990; Bonin, 2007). Gra-nity typu A przez pewien czas by³y uwa¿ane za synonimkompleksów pierœcieniowych. W toku badañ geologicz-nych stwierdzono, i¿ klasyczne granity typu A wystêpuj¹ wtarczach prekambryjskich, gdzie tworz¹ g³êboko osadzoneplutony, zwi¹zane genetycznie z masywami anortozytów icharnockitów, podczas gdy alkaliczne kompleksy pierœcie-niowe s¹ typowe dla obszarów o konsolidacji fanerozoicz-nej i nie wykazuj¹ zwi¹zku z asocjacj¹ typu AMCG —anortozyt-mangeryt-charnockit-granit (rapakiwi) (Condie,1991; Bonin, 2007). Ska³y maficzne wspó³wystêpuj¹ce zgranitami typu A s¹ interpretowane jako kumulaty po wydzie-leniu sfrakcjonowanego stopu felzytowego (McBirney, 1996).
Chocia¿ nowe wydzielenie granitów dobrze pasowa³odo literowego zespo³u S – I – M – A (tab. 1), ju¿ od momen-tu jego wprowadzenia wzbudzi³o liczne kontrowersje.G³ównym powodem by³a, paradoksalnie, wieloznaczenio-woœæ zaproponowanej litery A. Oprócz tego granity zalicza-ne do typów S, I, M by³y genetycznie zwi¹zane z re¿imamikolizyjnymi, podczas gdy typ A reprezentowa³ granity ano-rogeniczne, o przewa¿nie p³aszczowym (Bonin, 2007) lubdolnoskorupowym pochodzeniu (Duchesne i in., 1999, 2008).Geneza tych stopów jest do dziœ dyskusyjna, a proponowa-ne modele genetyczne obejmuj¹ nastêpuj¹ce procesy (wgZhao i in., 2008):
� frakcjonalna krystalizacja alkalicznej magmy bazal-towej (Loiselle & Wones, 1979);
� topienie cz¹stkowe granulitów dolnej skorupy (Col-lins i in., 1982);
� wysokotemperaturowe topienie cz¹stkowe protolitugranitowego typu I (King i in., 1997);
� topienie cz¹stkowe bezwodnego protolitu charno-ckitowego (Landenberger & Collins, 1996).
Z powodu dyskusyjnej genezy stopu i typu protolituczêœæ badaczy podaje w w¹tpliwoœæ sens wydzielenia gra-nitów typu A, w ostatecznoœci akceptuj¹c istnienie typu Ajako podtypu granitów I. Zestawienie wyró¿nianych obec-nie, g³ównych typów granitoidów prezentuje tabela 1.
478
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
1Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60,41-200 Sosnowiec, [email protected]
2Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 War-szawa, [email protected], [email protected]
A. Gawêda E. Krzemiñska J. Wiszniewska
Klasyfikacje genetyczne granitoidów zawsze stanowi³ytemat sporny w dyskusjach petrologicznych. W ostatnichkilku latach na konferencjach, sesjach i kongresach geolo-gicznych trwa nieprzerwanie dyskusja i spór dotycz¹cygranitoidów typu A (GAC MAC, 2008 w Quebec City, 33IGC w Oslo). W roku 2005 zatwierdzono nowy projektIGCP 510 pt. Granity typu A i ska³y stowarzyszone w czasiegeologicznym (A-type granites and related rocks throughtime), który ma na celu przeprowadzenie globalnych kore-lacji granitów typu A i ska³ im towarzysz¹cych, a tak¿ezbadanie zwi¹zanej z nimi mineralizacji oraz znaczenia wrozwoju litosfery. Autorki tego artyku³u uczestnicz¹ w pra-cach projektu IGCP 510 i bior¹ aktywny udzia³ w dyskusjidotycz¹cej wyró¿nienia tego typu ska³ w Polsce.
Celem prezentowanej pracy jest przedyskutowaniezasadnoœci wydzielenia granitów typu A w œwietle badañgranitoidów kompleksu mazurskiego w Polsce pó³nocno--wschodniej. Kraton wschodnioeuropejski, a w szczególno-œci mezoproterozoiczny kompleks mazurski, z wystêpuj¹c¹ tufacj¹ ska³ AMCG — anortozyt-mangeryt-charnockit-granit(rapakiwi) jest jedynym, stwierdzonym do tej pory wyst¹-pieniem granitoidów typu A w Polsce.
Podstawy wyró¿nienia granitów typu A
Kryteria geochemiczne. Podstawowym kryterium geo-chemicznym jest alkalicznoœæ granitów typu A. Cecha tajest wyra¿ona relatywnie niskimi wartoœciami wskaŸnikówA/NK i A/CNK, co powoduje projekcjê próbek w poluperalkalicznym lub metaluminowym, rzadko peralumino-wym (Bonin, 2007, ryc. 1A, B). W przypadku projekcji wuk³adzie A/NK vs A/CNK (Shand, 1943, ryc. 1B) wskazanajest ostro¿noœæ, zwi¹zana z koniecznoœci¹ korekty udzia³u Cazwi¹zanego w apatycie (Al2O3/(Na2O + K2O + CaO – 3,33 P2O5)wg Sheppard i in., 2003). Zawartoœæ fosforu w granitachtypu A nie jest wysoka, co odró¿nia je od wysokofosforo-wych granitów typu S, tym niemniej w niektórych przypad-
kach (np. kumulatów zawieraj¹cych apatyt, por Gawêda,2008), skorygowanie udzia³u P2O5 mo¿e mieæ istotne zna-czenie. Wartoœci A/CNK prezentowane na ryc. 1 zosta³yskorygowane wzglêdem P2O5.
Kolejna, wa¿na cecha granitów typu A to wzbogaceniew ¿elazo, wyra¿one wzglêdnie wysokim wskaŸnikiemFeOT/(FeOT + MgO) > 0,446 + 0,0046% wag. SiO2 (por.Frost i in., 2001) lub proporcj¹ FeOT/MgO (Whalen i in.,1987, ryc. 2A). Minera³y maficzne zawarte w badanychpróbkach granitów typu A konsekwentnie wykazuj¹ warto-œci indeksu femicznoœci podobne do tych z ca³ych ska³.
W granitoidach typu A obserwuje siê wyraŸne wzbo-gacenie w pierwiastki niedopasowane z grupy HFSE (ryc.2B). Czynnik ten powoduje, i¿ na diagramach klasyfika-cyjnych Pearce’a i in. (1989) granity typu A lokuj¹ siê wpolu granitów wewn¹trzp³ytowych (WPG — ryc. 2A, B),co da³o podstawê do ich sklasyfikowania jako intruzjizwi¹zanych z ryftami wewn¹trzp³ytowymi (Tollo i in.,2004). W przypadku stosowania klasyfikacji geotektonicz-nych Pearce’a i in. (1984), niezbêdna jest jednak ostro¿-noœæ, gdy¿ pozycja analizowanych ska³ na diagramach kla-syfikacyjnych mo¿e bardziej odpowiadaæ topionemu mate-ria³owi Ÿród³owemu ni¿ rzeczywistym warunkom tworzeniasiê magmy Ÿród³owej (Landenberger & Collins, 1996; För-ster i in., 1997). Innym problemem jest mo¿liwoœæ lokalne-go podkoncentrowania minera³ów ciê¿kich, bêd¹cych noœ-nikami HFSE (jak np. cyrkon, monacyt, ksenotym, apatyt)w toku procesu tworzenia siê kumulatów granitowych (por.Collins i in., 2006; Gawêda, 2008), które powoduj¹ proble-my interpretacyjne.
Kolejn¹ wa¿n¹ cech¹ wyró¿niaj¹c¹ granity typu A odpozosta³ych (I, S, M) jest podwy¿szona zawartoœæ Ga. Jestto najbardziej reprezentatywny i najczêœciej stosowanywskaŸnik, pozwalaj¹cy wyodrêbniæ granity typu A zapomoc¹ diagramu zaproponowanego przez Whalena i in.(1987 — ryc. 2B), na którym granity typu A s¹ rozpozna-
479
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
Tab. 1. Uproszczone zestawienie g³ównych klasyfikacji granitów (wg Shand, 1943; Maniar& Piccoli, 1989; Barbarin, 1999; Bonin, 2007)Table 1. Simplifed table showing relationships between classification and petrogenetic types (after Shand, 1943; Maniar & Piccoli,1989, Barbarin, 1999; Bonin, 2007)
S I M A Loiselle & Wones (1979)
CCG VAG ORG WPG Maniar & Piccoli (1989)
MPG CPG KCG ACG ATG RTG PAG Barbarin (1999)
PeraluminowePeraluminous
ASI > 1,1
MetaluminoweMetaluminous
ASI < 1,1
PeralkalicznePeralkalineASI > 1,1
MetaluminoweMetaluminous
ASI < 1
Shand (1943)
Zawiera minera³y AlContains Al minerals
Brak minera³ów Al, obecna hornblendaLack of Al minerals, hornblende present
Krzemiany FeFe-silicates
Bonin (2007)
Topione sekwencjemetaosadowe
Melted metasedimentarysequences
Topione ska³y magmowedolnej skorupy
Melted lower crustaligneous rocks
Topiony subdukowanymateria³ skorupy oceanicznej
lub ³uku wyspowegoMelted subducted
oceanic crust
or island arc (OIB)
Topione maficzne ska³yp³aszcza lub dolnej skorupy
lub residuafelzytowo-granulitowe
Melted mafic mantle rocks orlower crust
or felsite-granulite residuum
Bonin (2007)Barbarin (1999)
ACG — wapniowo-alkaliczne granitoidy zawieraj¹ce amfibole,amphibole bearing calc-alkaline granitoids;ATG — granitoidy ³uków toleitowych, arc-tholeiitic granitoids;CCG — granity kolizji kontynentalnych, continental collisiongranites;CPG — peraluminowe granitoidy zawieraj¹ce kordieryt,cordierite-bearing peraluminous granitoids;KCG — wapniowo-alkaliczne granitoidy bogate w potas, K-richcalc-alkaline granitoids;
MPG — peraluminowe granitoidy zawieraj¹ce muskowit, muscovitebearing peraluminous granitoids;ORG — granity grzbietu oceanicznego, oceanic ridge granites;PAG — granitoidy peralkaliczne i alkaliczne, peralkaline andalkaline granitoids;RTG — granitoidy grzbietów œród-oceanicznych, mid-ocean ridgegranitoids;VAG — granity ³uku wulkanicznego, volcanic arc granites;WPG — granity wewn¹trzp³ytowe, within plate granites.
480
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
gabr
ope
rydo
tyto
we
peri
dot
gabb
ro
gabr
og
ab
bro
gabr
odio
ryt
ga
bb
rod
iori
te
dior
ytd
iori
te
gran
odio
r yt
gra
no
dio
rite
granitgranite
syenitsyenite kwarcowy
monzonitquartz
monzonite
monzonitmonzonite
monzodiorytmonzodiorite
monzogabromonzogabbro
foidowegabro
foid gabbro
foidowemonzogabrofoid monzo-
gabbro
foidowymonzosyenit
foid monzosyenite
foidowy syenitfoid syenite
foidolitfoidolite
kwarcolitquartzolite
Middlemost (1985)
35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 900
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
Na
O+K
O[%
wag
.]2
2
Na
O+K
O[w
t.%
]2
2
Filipów
Go³dap
Bartoszyce
Klewno
Kêtrzyn
Paw³ówka
Lazdijai
SiO [%wag.]2
SiO [wt.%]2
A�
Ryc. 1. A — Pozycja granitówkompleksu mazurskiego wklasyfikacji TAS wg Middle-mosta (1985); B — Pozycjagranitów kompleksu mazur-skiego na diagramie A/CNKversus A/NK wg Shanda (1943);C — Lokalizacja kompleksumazurskiegoFig. 1. A — A position ofMazury granitoid complex inTAS diagram by Middlemost(1985); B — A plot of Mazurygranitoids on A/CNK versusA/NK diagram by Shand(1943); C — Location of theMazury complex (Mc)
�
Ryc. 2. Geochemiczna klasyfikacja mezoproterozoicznych granitoidów z kompleksu mazurskiego: A i B — kryteria wprowadzoneprzez Whalena i in. (1987) wskazuj¹ na klasyczny typ A granitoidów mazurskich oraz komagmowych granitoidów z po³udniowej Litwy,rejon Lazdijai; C — podzia³ granitoidów typu A zaproponowany przez Eby’ego (1992). Wartoœci Rb/Nb vs Y/Nb dla granitów mazur-skich projektuj¹ siê w polu A2, œwiadcz¹c o cechach postkolizyjnych, postorogenicznych i anorogenicznych; D — stosunki œladowychpierwiastków niedopasowanych Y/Nb vs Ce/Nb (Eby, 1992) s¹ dalekie od typowych parametrów, jakie maj¹ magmy generowane w oce-anicznych ³ukach (OIB) i odbiegaj¹ te¿ od œrednich bazaltów ³uków wysp (IAB); E — diagram oceniaj¹cy œrodowisko geotektonicznesposobem Pearce’a i in. (1984). Projekcje diorytów i granodiorytów (wiercenia Filipów, Go³dap, Bartoszyce, Paw³ówka) œwiadcz¹ owewn¹trzp³ytowym (WPG) œrodowisku generacji magmy.Skróty: VAG — granity ³uków wulkanicznych, ORG — granity grzbietów oceanicznych, syn-COLG — granity synkolizyjne; F — gra-nity frakcjonowane, NF — granity niefrakcjonowane; A1 — œrodowisko ryftów kontynentalnych lub magmatyzmu wywo³anego pióro-puszem p³aszczaFig. 2. Geochemical classification of the Mesoproterozoic Mazury Complex granitoids: A and B — Whalen et al. (1987) diagramsindicate classical A-type position for plotted Mazury granitoids and comagmatic Lithuanian granitoids from Lazdijai region, southernLithuania; C — Chemical subdivision of the A-type granitoids proposed by Eby (1992). Rb/Nb vs Y/Nb for Mazury granitoids plots inthe A2 field, suggesting post-collisional, post-orogenic and anorogenic environments; D — Y/Nb vs Ce/Nb (Eby, 1992) for Mazurygranitoids plots far away from typical parameters for Ocean Island Basalts (OIB) and Island Arc Basalts (IAB) sources; E —Geotectonic environments diagram by Pearce et al. (1984). Diorite and granodiorite samples from Filipów, Go³dap, Bartoszyce,Paw³ówka borehole plots in the Within Plate Granite (WPG) fieldAbbreviations: : VAG — volcanic arc granites, ORG — oceanic ridge granites, syn-COLG — syn-collisional granites; F— fractionatedgranites, NF — non-fractionated granites, A1— continental rift environment or mantle plume magmatism
peraluminoweperaluminous
peralkaliczneperalkaline
metaluminowemetaluminous
4
2
1
0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 1,8 2,0
3
A/CNK
A/N
K
BWARSZAWA
20°
50°
Filipów
Paw³ówka
Go³dap
KêtrzynKlewno
Bartoszyce
R O S J A
R U S S I A
LI T
WA
LI T
HU
AN
I A
BIA
£.
BE
LA
R.
0 10 20 30km
PROTEROZOIKPROTEROZOIC
Ska³y starsze ni¿ 1,5 mld lat:The rocks older than 1.5 Ga:
granity i migmatytygranites and migmatites
strefy granulitowe i gnejsowegranulite and gneisses zones
Wiek ska³ ok. 1,5 mld lat:The rocks of 1.5 Ga:
anortozyty i norytyanorthosites and norites
diorytydiorites
granity rapakiwi-podobnerapakivi-like granites
syenitysyenites
lineamentylineaments
C
walne dziêki wysokiej zawartoœci Ga oraz pierwiastków zgrupy HFSE (Zr, Nb, REE i Y).
Granity typu A cechuje najni¿sza mo¿liwa dla ska³ gra-nitoidowych zawartoœæ wody w magmie (2–4,3% wag.,Clemens i in., 1986) i podwy¿szona zawartoœæ fluoru, któ-ra powoduje pojawienie siê minera³ów F (np. topazu) lubkrystalizacjê amfiboli i ³yszczyków zasobnych we fluor.
Temperatura saturacji cyrkonem (Zr) magmy granitowejtypu A osi¹ga wysokie wartoœci, zawsze powy¿ej 800oC(Watson & Harrison, 1983), co implikuje temperaturytopienia protolitu powy¿ej 900oC (Zhao i in., 2008).
Kryteria mineralogiczne. Powszechn¹ cech¹ minera-logiczn¹ granitów typu A jest wystêpowanie strukturytypu rapakiwi, która wyra¿a siê obecnoœci¹ owoidów ska-lenia potasowego z obwódk¹ oligoklazu (np. granity rapa-kiwi z rejonu Wyborga, ryc. 3A), zaokr¹glonychmegakryszta³ów kwarcu z obwódkami innych minera³óworaz euhedralnych megakryszta³ów plagioklazów,tkwi¹cych w drobnokrystalicznym matriksie (Eklund &
481
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
0,1
1,0
10,0
100,0
0,1 1,0 10,00,1
1,0
10,0
100,0
0,1 1,0 10,0
10000
1
10
100
1000
1,0 10,01
10
100
1000
10 100 1000 10000
kompleks mazurskiMazury Complex
Lazdijai -S (Litwa)Lazdijai -S (Lithuania)
F
NF
Zr[p
pm]
Ce/
Nb
Rb/
Nb
10 000*Ga/Al
Y/NbY/Nb
Zr+Nb+Ce+Y (ppm)
FeO
/MgO
T
I, S
OIB
IAB
A1
A2
Granitytypu AGranitetype A
I, M, S typ
Granitytypu AGranitetype A
B
DC
A
Go³dapgranodioryt/monzodioryt1,50 mln
Bartoszyce Qmonzonit-1,52 mln
Lazdijai -1,49 mln
E
WPG
ORGVAGsynCOLG
Nb
[ppm
]
Y [ppm]
1000
1
10
100
1 10 100 1000
Shebanov, 1999). Geneza struktur typu rapakiwi jest sze-roko dyskutowana od wielu lat, a jej tworzenie mo¿e byæzwi¹zane albo z dekompresj¹ (Nekvasil, 1991; Eklund &Shebanov, 1999) albo z mieszaniem magm maficznych ifelzytowych (S³aby i in., 2002, 2007). Bez wzglêdu naprzyjêt¹ koncepcjê genezy danego plutonu autorzy s¹zgodni, i¿ dominuj¹cym czynnikiem w powstaniu tegotypu struktur jest aktywnoœæ wody. W warunkach wysokiejaktywnoœci H2O preferowane fazy krystalizuj¹ce z magmygranitoidowej to skaleñ potasowy i kwarc, natomiast spa-dek zawartoœci H2O powoduje przesuniêcie uk³adu w polestabilnoœci plagioklazu.
Obserwuje siê tak¿e obecnoœæ faz mineralnych zawie-raj¹cych fluor, wynikaj¹c¹ ze wspomnianej podwy¿szonejzawartoœci tego pierwiastka, i dominacjê „bezwodnych”zespo³ów mineralnych.
Granity typu Amog¹ nale¿eæ do dwóch przeciwnych seriimineralogicznych: ilmenitowej i magnetytowej (Ishihara,1978; Anderson & Morrison, 2005; Frost & Frost, 1997).
Kogenetyczne zespo³y skalne. Wiêkszoœæ opisanychdot¹d granitów typu A wspó³wystêpuje i jest genetyczniezwi¹zana z anortozytami i kompleksami gabrowo-dioryto-wymi, czêsto o cechach intruzji warstwowanych (np. intru-zje archaiczne w Afryce: McBirney, 1996). W odniesieniudo proterozoicznych asocjacji zawieraj¹cych granity pirok-senowe (charnockity) stosuje siê termin formacja AMCG(anortozyt-mangeryt-charnockit-granit [rapakiwi]). W jejobrêbie granity typu A wykazuj¹ tendencjê do projektowa-nia siê wzd³u¿ krzywej frakcjonacji magmy typowej dlawarunków redukcyjnych. Proterozoiczne i paleozoiczneintruzje typu A wspó³wystêpuj¹ czêsto z granitami typu I(np. Zhao i in., 2008), natomiast mezozoiczne, afrykañskiegranity anorogeniczne kompleksów pierœcieniowychwspó³wystêpuj¹ ze ska³ami wulkanicznymi o urozmaico-nym sk³adzie (od ryolitów do karbonatytów — por. Min-gram i in., 2000).
Ska³y Ÿród³owe. Granity typu A ró¿ni¹ siê od pozo-sta³ych granitów rodzajem ska³ Ÿród³owych — s¹ to na ogó³przetopione w warunkach niskich ciœnieñ (ok. 4 kbar, Pati-no-Douce, 1999) maficzne ska³y p³aszcza lub dolnej skoru-py albo residua felzytowe (granulitowe) pozosta³e postarszych etapach topienia cz¹stkowego, lub te¿ przetopio-ne ska³y z grupy charnockitu (Zhao i in., 2008). Bez wzglê-du na przyjêt¹ koncepcjê, po zrzuceniu kumulatu o sk³adziegabra-anortozytu, magma macierzysta ulega³a krystalizacjifrakcjonalnej (Vander Auwera i in., 2008). W niektórychprzypadkach nie wyklucza siê hybrydyzacji bazaltow¹magm¹ z p³aszcza Ziemi (Clemens i in., 1986; Patino-Do-uce, 1999; Dall’Agnol & Oliveira, 2007).
Warunki geotektoniczne intruzji. Plutony granitówtypu A zwykle s¹ zwi¹zane z wydarzeniami orogeniczny-mi, ale wiek posadowienia intruzji jest m³odszy, póŸnooro-geniczny lub postkolizyjny. Intruzje te wystêpuj¹ wobrêbie stabilnych obszarów kratonicznych o pogrubionejlitosferze (Bonin, 2007). Uderzaj¹cy jest zwi¹zek granitówtypu A z lineamentami, które — w warunkach ekstensyj-nych — mog³y stanowiæ drogi migracji magmy oraz flu-idów pomagmowych odpowiedzialnych za mineralizacjêpomagmow¹, czêsto o znaczeniu ekonomicznym (Azzo-uni-Sekkal i in., 2003).
Granitoidy typu A z kompleksu mazurskiego
Granity o cechach odpowiadaj¹cych typowi A wystê-puj¹ w pod³o¿u krystalicznym pó³nocno-wschodniej Pol-ski. Wykazuj¹ one wiele podobieñstw do ogromnychmezoproterozoicznych intruzji granitów o charakterys-tycznych teksturach typu rapakiwi w Fennoskandynawii(Wyborg, Oland, Åland, Vehmaa, ryc. 3A).
Granitoidy kompleksu mazurskiego s¹ elementemsekwencji anortozytowo-mangerytowo-charnockitowo-gra-
482
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
Ryc. 3. Tekstury granitów rapakiwi z masywu Wyborga wFinlandii (A) oraz tekstury pojawiaj¹ce siê w wielu próbkachska³ kompleksu mazurskiego, np. we fragmencie rdzenia zwiercenia Boksze PIG-1 (B) i fragmencie rdzenia wiertni-czego z otworu Paw³ówka PIG-1 (C)Fig. 3. Rapakivi-type structure in granites from the WiborgMassif, Finland (A), and occurring in many samples from theMazury Complex, e.g. in core samples from Boksze PIG-1(B) and Paw³ówka PIG-1 (C) boreholes
nitoidowej — AMCG (Wiszniewska, 2002; Skridlaite i in.,2003; Bagiñski i in., 2007), jednak, mimo ¿e ich sk³ad che-miczny jest analogiczny do sk³adu skandynawskich odpo-wiedników, nie maj¹ tak wyrazistych, charakterystycznychstruktur typu rapakiwi (ryc. 3.A, B, C). Cech¹ charaktery-styczn¹ tych granitów jest obecnoœæ porfirokryszta³ów per-tytowego skalenia potasowego o wielkoœci 3–5 cm, a tylkolokalnie z widocznymi obwódkami oligoklazu (strukturytypu rapakiwi) i megakryszta³ów plagioklazów (An28–37) owielkoœci 0,5–5 cm. Skalenie potasowe charakteryzuj¹ siêzmiennym podstawieniem Ba w strukturze skalenia pota-sowego (np. w profilu otworu Bilwinowo, w próbkachpobranych ze stropowej czêœci intruzji zawartoœæ BaO wskaleniu zmienia siê od 0,1% wag. w centrum do 0,8% wag.przy brzegu kryszta³u, a w próbkach pobranych z wiêk-szych g³êbokoœci — od 1,3% wag. w œrodku do 2,6% wag.przy brzegu kryszta³u). Dominuj¹cym minera³em maficz-nym jest amfibol (hornblenda), wapniowy klinopiroksen ibiotyt. Pojawiaj¹ siê tak¿e wtórne amfibole zastêpuj¹cepierwotne klinopirokseny. Akcesorycznie wystêpuj¹: apa-tyt, cyrkon, tytanit, monacyt, allanit oraz przerosty ilmeni-tu i magnetytu.
Wiek granitoidów mazurskich zosta³ okreœlony na pod-stawie analiz U-Pb wieku cyrkonów metod¹ klasyczn¹ na1548–1499 mln lat (Wiszniewska, 2002; Dörr i in., 2002;Wiszniewska i in., 2007), a wiêc jest nieco m³odszy odtypowych fiñskich granitów rapakiwi, co jest zgodne zogólnym trendem zmian wieku proterozoicznego magma-tyzmu anorogenicznego w Fennoskandynawii (Dörr i in.,2002). W profilach ska³ magmowych obok dominuj¹cychdiorytów i granodiorytów, kwarcowych monzonitów i mon-zonitów udokumentowano obecnoœæ cz³onów maficznych:gabr i gabrodiorytów. Granitoidy mazurskie s¹ metalumi-nowe lub s³abo peraluminowe (ASI = 0,845–1,195), peral-kaliczne (wysokopotasowe do shoshonitowych) i silnie¿elaziste (FeOT/MgO = 0,75–0,85, Duchesne i in., 2009).S¹ tak¿e wzbogacone w pierwiastki niedopasowane z gru-py HFSE oraz REE, przy czym ska³y maficzne wspó³wystê-puj¹ce z granitami maj¹ wyraŸnie ni¿sze udzia³y pier-wiastków HFSE.
Wysoka zawartoœæ Zr, Nb, REE (suma Zr, Nb, REE, Y> 670 ppm), a tak¿e Ga (> 21 ppm) jest typowa dla grani-tów typu A (ryc. 2A, B) w ujêciu Whalena i in. (1987).Ska³y mazurskie, podobnie jak i ich synchroniczne i ko-magmowe odpowiedniki z po³udniowej Litwy, z rejonu Laz-dijai, dziêki sta³ej, diagnostycznej, bardzo wysokiej zawar-toœci Ga oraz pierwiastków z grupy HFSE (Zr, Nb, REE, Y),nale¿¹ do klasycznych przyk³adów granitoidów typu A.
Wzbogacenie granitoidów mazurskich w pierwiastkiniedopasowane, w tym Nb i Y, powoduje, i¿ na diagramachklasyfikacyjnych Pearce’a i in. (1984) projekcje lokuj¹ siêw polu granitów wewn¹trzp³ytowych — WPG (ryc. 2E).Tak jak we wszystkich klasyfikacjach geotektonicznychniezbêdne jest tu konsekwentne stosowanie dyskryminato-rów tylko dla tych typów ska³, dla których zosta³y skonstru-owane (tu granitoidów). Pozycja ska³ maficznych: gabr,gabronorytów o ma³ej zawartoœci Y i Nb (np. noryty z Sejn— Y i Nb, odpowiednio 4–8 ppm i 2–4 ppm), na wspo-mnianych diagramach klasyfikacyjnych nie jest diagno-styczna i nie ma zwi¹zku z rzeczywistym œrodowiskiemgeotektonicznym — w konsekwencji czêsto mo¿e powo-dowaæ b³êdne interpretacje (vide Skridlaite i in., 2003).
Uwzglêdniaj¹c diagram Rb/Nb versus Y/Nb i alterna-tywny podzia³ granitoidów typu A (Eby, 1992) na dwazasadniczo ró¿ne typy œrodowisk generowania magm, nale¿yprzyj¹æ, ¿e granitoidy mazurskie plasuj¹ siê w grupie ska³
postkolizyjnych, postorogenicznych i anorogenicznych(projekcje w A2 — ryc. 2C, D), nie maj¹ natomiast cechmagm ryftów kontynentalnych i magm generowanych podwp³ywem pióropusza p³aszcza (projekcje w A1 — ryc. 2C, D).
Dyskusja
Celowoœæ wydzielenia granitów typu A w œwietledostêpnej literatury. Klasyfikacje granitów zawsze wzbu-dza³y dyskusje wœród geologów. Problemy zwi¹zane zodniesieniem klasyfikacji do genezy granitów s¹ szczegól-nie intensywnie dyskutowane, gdy¿ s¹ pok³osiem dywaga-cji na temat warunków tworzenia siê i rozwoju skorupykontynentalnej. Wydzielenie granitów typu A wzbudza³okontrowersje, odk¹d zaistnia³o w literaturze geologicznej.Wydzielenie to nie zawsze jest jednoznaczne, tym niemniejzdefiniowanie warunków powstawania granitów o charak-terystykach uznanych jako typ A ma istotne znaczenie dlazrozumienia procesów geologicznych rz¹dz¹cych skorup¹ziemsk¹ oraz — co ekonomicznie istotne — zdefiniowaniaprocesów sprzyjaj¹cych tworzeniu siê z³ó¿ wielu pierwiast-ków (np. Sn-W-Mo, Au, Th-U, Nb i innych, Vigneresse,2008). Granity typu A s¹ jedynym stwierdzonym typemgranitów wystêpuj¹cych poza nasz¹ planet¹ (na Ksiê¿ycuMarsie, Wenus i w asteroidach — Bonin, 2007), zatem ichbadania mog¹ rzuciæ œwiat³o na rozwój uk³adu s³oneczne-go. Obecnie zdecydowana wiêkszoœæ badaczy ska³ granito-idowych stoi na stanowisku, ¿e bez wzglêdu na wielo-znacznoœæ litery A, jak równie¿ wiele przyjmowanychmo¿liwoœci generacji stopu macierzystego, wydzieleniegranitów typu A wydaje siê byæ wyj¹tkowe, potrzebne oraznaukowo i ekonomicznie istotne.
Klasyfikacja granitów kompleksu mazurskiego. W œwie-tle przeprowadzonych badañ granitoidów kompleksumazurskiego mo¿na stwierdziæ, ¿e ska³y te maj¹ wszystkiecharakterystyczne cechy granitów typu A. Kryteria geo-chemiczne (ryc. 1–2) s¹ spe³nione w ca³ej rozci¹g³oœci i niepozostawiaj¹ marginesu do dyskusji. Diagram Rb/Nb ver-sus Y/Nb (Eby, 1992) umo¿liwia doprecyzowanie pozycjitych granitoidów jako podtyp A2 (ryc. 2C). Dodatkowym
483
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
y=0,0192×e0,0117x
r =0,6572
800
500
600
700
100750 770 790 810 830 850 870 890 910
200
300
400
TZr
Zr[p
pm]
Ryc. 4. Diagram zale¿noœci temperatury saturacji magmy granito-idowej cyrkonem (TZr) od jego zawartoœci (Zr [ppm]) — naprzyk³adzie wyników badañ granitoidów kompleksu mazurskiegoFig. 4. A plot of temperature of zircon saturation (TZr) forMazury Complex granitoids versus Zr content (Zr [ppm])
argumentem za przyjêciem wydzielenia typu A jest wyso-ka temperatura saturacji cyrkonem (ryc. 4).
W granitach kompleksu mazurskiego, podobnie jak winnych masywach granitoidowych Fennoskandynawii owieku mezoproterozoicznym, wystêpuj¹ zarówno pofiro-kryszta³y skaleni alkalicznych typu rapakiwi, jak i porfiro-kryszta³y tych skaleni bez obwódek plagioklazowych (por.Eklund & Shebanov, 1999). Struktura rapakiwi mo¿epowstaæ albo w wyniku wznoszenia siê magmy (dekom-presji), albo w wyniku mieszania magm o kontrastowychcechach geochemicznych i ró¿nej genezie, ale zale¿y tak¿eod tego, czy magma jest nasycona wzglêdem obu skaleni(skalenia alkalicznego i plagioklazu). Przyjmuj¹c hipotezêszybkiego wznoszenia siê magmy, nale¿a³o by siê zastano-wiæ, czy dekompresja by³a izotermiczna oraz czy tempera-tura pocz¹tku dekompresji by³a wystarczaj¹co niska, abynie zasz³a resorpcja skaleni lub ich czêœci podczas wzno-szenia siê magmy (Nekvasil, 1991). Istotn¹ cech¹ jestzawartoœæ baru. Pierwiastek ten rozszerza pole stabilnoœciskalenia potasowego (Long & Luth, 1986). Warunki two-rzenia siê struktur rapakiwi, oszacowane na podstawiewyników badañ intruzji granitów z tarczy fennoskandy-nawskiej (Eklund & Shebanov, 1999), wskazuj¹ na prawieizotermiczne wznoszenie siê magmy, jednak nie mo¿nawykluczyæ regionalnych zaburzeñ pola termicznego.Zawartoœæ baru w ska³ach granitoidowych kompleksumazurskiego jest wysoka lub bardzo wysoka (Bagiñski i in.,2007), co tak¿e mo¿e sugerowaæ, i¿ g³ówny noœnik tegopierwiastka — skaleñ potasowy — jest stabilny, w przeci-wieñstwie do plagioklazu (Long & Luth, 1986).
Granitoidy mazurskie s¹ czêœci¹ mezoproterozoicznejformacji AMCG. Wspó³wystêpuj¹ z anortozytami, noryta-mi, gabrami, diorytami i ska³ami charnockitowymi w obrê-bie wyd³u¿onej, ok. 200-kilometrowej struktury o przebieguW-E, ci¹gn¹cej siê od Morza Ba³tyckiego poprzez pó³nocn¹Polskê, po³udniow¹ Litwê do zachodniej Bia³orusi. Naj-liczniej reprezentowanym typem ska³ w kompleksie mazur-skim s¹ monzodioryty kwarcowe i granodioryty. Grano-dioryty i kwarcowe monzodioryty maj¹ zazwyczaj teksturyporfirowe z fenokryszta³ami plagioklazów i skaleni pota-sowych oraz skupieniami drobnoziarnistych minera³ówmaficznych: hornblendy, piroksenu, biotytu, magnetytu iilmenitu. Granitoidy z Mazur i Veisiejai tworz¹ seriê ska³ obardzo zró¿nicowanym sk³adzie chemicznym — od ska³zasadowych do kwaœnych — o zawartoœci krzemionki od45 do 75%, bez klasycznej przerwy Dalyego pomiêdzyska³ami maficznymi a felzytowymi. Ten idealny trendmo¿e wskazywaæ, ¿e wiêkszoœæ ska³, oprócz kumulatów,projektuje siê wzd³u¿ krzywej frakcjonacji (liquid line ofdescent). Ska³y kompleksu mazurskiego nale¿¹ do fer-ro-potasowego i alkalicznowapniowego typu ska³. Naj-bardziej kwaœne odmiany granitoidów z Mazur i Veisiejaimaj¹ cechy petrogenetyczne zbli¿one do klasycznych gra-nitów rapakiwi, przy czym wykazuj¹ podwy¿szon¹ zawar-toœæ pierwiastków niedopasowanych i REE, typow¹ dlagranitów typu A.
Prawdopodobnymi ska³ami Ÿród³owymi granitoidówkompleksu mazurskiego by³y granulity, które — w myœlkoncepcji crustal tongue (Duchesne i in., 1999) — mog³ybyæ przetapiane, a magma wygenerowana w ten sposóbpodlega³a dalszej dyferencjacji.
Pod koniec paleoproterozoiku, ok. 1820–1830 mln lattemu, teren dzisiejszego kompleksu mazurskiego le¿a³ wobrêbie obszaru orogenicznego (Krzemiñska & Wisz-niewska, 2007) — cechy geochemiczne kompleksu wska-zuj¹ na œrodowisko kontynentalnego ³uku wysp (Skridlaite i
in., 2007). PóŸniejszy o ponad 300 mln lat magmatyzmmezoproterozoiczny typu AMCG skorupy terranu pol-sko-litewskiego (Bogdanova i in., 2006) by³ typowo anoro-geniczny. Postulowana faza orogenezy duñsko-polskiej owieku 1,50–1,45 mld lat, spowodowana procesami akrecjii kolizji Amazonii, Laurentii i Baltiki, przejawi³a siê naobszarze najbardziej po³udniowej Szwecji (rejon Blekin-ge) i wysp Bornholm (Èeèys, 2004; Bogdanova, 2001), niepowoduj¹c nawet zmian metamorficznych w ca³kowiciemagmowych ska³ach kompleksu mazurskiego (brak obwó-dek na cyrkonach oraz niskie wartoœci 16O odnotowane wpróbkach ska³ granitoidowych (Wiszniewska, 2002).
Granitoidy mazurskie s¹, jak wiêkszoœæ plutonów typu A,postkolizyjne i umiejscowione w obrêbie obszaru krato-nicznego o pogrubionej litosferze, widocznej na profilachsejsmicznych EUROBRIDGE 96 i CELEBRATION 2000(Bogdanowa i in., 2006; Cymerman, 2006).
Mechanizm posadowienia intruzji granitoidowychpolega³ na wykorzystaniu stref roz³amowych w œrodowiskuœródp³ytowym (Vigneresse, 2007; Barbarin, 1999). Linear-ny uk³ad intruzji kompleksu mazurskiego oraz geofizyczneodwzorowania anomalii grawimetrycznych i magnetycz-nych wskazuj¹ na istnienie wyraŸnej strefy roz³amowej(szwowej?) o rozci¹g³oœci W-E na po³udnie od Kêtrzyna,Suwa³k i Sejn. Bior¹c pod uwagê pogrubienie skorupykontynentalnej, widoczne w obrazie sejsmicznym (Skri-dlaite & Motuza, 2001; Cymerman, 2006), istnienie strefyroz³amowej, dzia³aj¹cej jako droga migracji, wydaje siêbyæ dodatkowym argumentem natury tektonicznej, sprzy-jaj¹cym przyjêciu anorogenicznej genezy granitoidówmazurskich. Z jednej strony, istnienie grubej skorupy kon-tynentalnej stwarza problemy interpretacyjne, dotycz¹cestabilnoœci podstawowych minera³ów ska³otwórczych,jakimi s¹ skalenie. Z drugiej strony, istnienie drogi migra-cji umo¿liwia wzglêdnie szybkie wznoszenie siê magmygranitoidowej i tworzenie szeroko rozumianych strukturtypu rapakiwi (sensu Nekvasil, 1991).
Wnioski
1. Granitoidy o charakterystykach geochemicznych typu Astanowi¹ znacz¹ce masy ska³ plutonicznych o sk³adziebimodalnym (maficzno-felzytowym), które intrudowa³y wformie linearnej, semilinearnej lub pierœcieniowej do wnê-trza utworzonych o kilkaset milionów lat wczeœniej meta-morficznych, sztywnych terranów (WPG), na du¿ychobszarach ca³ej kuli ziemskiej, np. Ameryka P³n., Fenno-skandynawia, Amazonia, Afryka i Azja.
2. Mezoproterozoiczne granitoidy mazurskie reprezen-tuj¹ typ A, projektuj¹c siê jako granity œródp³ytowe (WPG)i postorogeniczne oraz jako typ A2.
3. Epizod magmatyzmu mazurskiego, ³¹cznie z rejo-nem Lazdijai na Litwie, jest z geochronologicznego punktuwidzenia anorogeniczny w stosunku do faz swekofeñskichi podstawowego wieku skorupy w tym rejonie.
4. Wszelkie klasyfikacje opisuj¹ce zjawiska przyrod-nicze s¹ zawsze pewnym uproszczeniem i przybli¿eniem,a ich komentowanie i stosowanie nie powinno byæ mecha-niczne. Dyskutowane w artykule klasyfikacje geochemicz-ne granitoidów maj¹ jednak du¿e znaczenie praktyczne idiagnostyczne w geologii, poniewa¿ nios¹ ze sob¹ wieleinformacji petrogenetycznych i ekonomicznych, np. zwi¹zekze z³o¿ami pierwiastków u¿ytecznych. Autorki postuluj¹utrzymanie w u¿yciu wydzielenia typu A w nomenklaturzegranitoidów.
484
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
Literatura
ANDERSON J.L. & MORRISON J. 2005 — Ilmenite, magnetite andperaluminous Mesoproterozoic anorogenic granites of Laurentia andBaltica. Lithos Ilmari Haapala Volume, 80: 45–60.AZZOUNI-SEKKAL A., LIEGEOIS J.-P., BECHIRI-BENMERZOUG F.,BELAIDI-ZINET S. & BONIN B. 2003 — The “Taourirt” magmaticprovince, a marker of the closing stage of the Pan-African orogeny inthe Tuareg Shield: review of available data and Sr-Nd isotope eviden-ce. J. African Earth Sci., 37: 331–350.BAGIÑSKI B., DUCHESNE J.-C., MARTIN H., VANDER AUWERA J.& WISZNIEWSKA J. 2001 — Petrology and geochemistry of rapa-kivi-type granites from the crystalline basement of NE Poland. Geol.Quart., 45: 33–52.BAGIÑSKI B., DUCHESNE J.-C., MARTIN H. & WISZNIEWSKA J.2007 — Isotopic and geochemical constraints on the evolution of theMazury graniotoids, NE Poland. [W:] Granitoids in Poland, AM Mono-graphs, 1: 11–30.BARBARIN B. 1999 — A review of the relationships between granitoidtypes, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46: 605–626.BOGDANOVA S. 2005 — The East European Craton: Some aspects ofthe Proterozoic evolution in its south-west. PTMin. Sp. Papers, 26: 18–24.BOGDANOVA S., GORBATCHEV R., GRAD M., JANIK T.,GUTERCH A., KOZLOWSKAYA E., MOTUZA G., SKRIDLAITE G.,STAROSTENKO I., TARAN L., EUROBRIDGE & POLONAISEWORKING GROUP 2006 — EUROBRIDGE: New insight into the geo-dynamic evolution of East European craton. [W:] G.D.G. StephensonR.A (ed.), European Lithosphere Dynamics. Geol. Soc. London Memo-irs, 32: 599–625.BONIN B. 2007 — A-type granites and related rocks: Evolution of aconcept, problems and prospects. Lithos, 97: 1–29.CLEMENS J.D., HOLLOWAY J.R. & WHITE A.J.R. 1986 — Origin ofan A-type granite: Experimental constraints. Amer. Min., 71: 317–324.COLLINS W.J., BEAMS S.D., WHITE A.J.R. & CHAPPELL B.W.1982 — Nature and origin of A-type granites with particular referenceto southeastern Australia. Contrib. Miner. Petrol., 80: 189–200.COLLINS W.J., WIEBE R.A., HEALY B. & RICHARDS S.W. 2006— Replenishment, crystal accumulation and floor aggradation in mega-crystic Kameruka Suite, Australia. J. Petrol., 47: 2073–2104.CONDIE K.C. 1991 — Precambrian granulites and anorogenic grani-tes, are they related? [In:] Haapala I. & Condie K.C. (ed.), PrecambrianGranitoids —Petrogenesis, Geochemistry, and Metallogeny. Precam-brian Res., 51: 161–172.CHAPPELL B.W. & WHITE A.J.R. 1974 — Two contrasting granitetypes. Pacific Geology, 8: 173–174.CYMERMAN Z. 2006 — Interpretacja geologiczna wyników g³êbo-kich sondowañ sejsmicznego eksperymentu POLONAISE`97 dla pol-skiej czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego. Budowa litosferycentralnej i pó³nocnej Polski. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 188: 167–202.ÈEÈYS A. 2004 — Tectonic implications of the ca. 1.45 Ga granitoidmagmatism at the southwestern margin of the East European Craton.Ph. D thesis Lund University, Lund.DALL’AGNOL R. & DE OLIVIERA D.C. 2007 — Oxidised, magneti-te-series, rapakivi-type granites of Carajas, Brasil: Implication for clas-sification and petrogenesis of A-type granites. Lithos, 93: 215–233.DÖRR W., VALVERDE-VAQUERO P., MARHEINE D., SCHASTOK J.& WISZNIEWSKA J. 2002 — U-Pb and Ar-Ar geochronology of ano-rogenic granite magmatism of the Mazury Complex, NE Poland. Pre-cambrian Res., 119: 101–120.DUCHESNE J.C., LIEGOIS J.P., VANDER AUWERA J. & LONGHI J.1999 — The crustal tongue melting model and the origin of massiveanorthosites. Terra Nova, 11: 100–105.DUCHESNE J.C., MARTIN H., BAGIÑSKI B., WISZNIEWSKA J. &VANDER AUWERA J. 2008 — Origin of ferroan-potassic A-type gra-nitoids: a case of the hornblende-biotite granite suite of the Mesoprote-rozoic Mazury Complex (NE Poland). Can. Miner. (w druku).EBY G.N. 1992 — Chemical subdivision of the A-type granitoids:Petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20: 641–644.EKLUND O. & SHEBANOV A.D. 1999 — The origin of rapakivi textu-re by sub-isothermal decompression. Precambrian Res., 95: 129–146.FÖRSTER H.-J., TISCHENDORF G. & TRUMBUL R.B. 1997 — Anevaluation of the Rb vs. (Y+Nb) discrimination diagram to infer tecto-nic setting of silicic igneous rocks. Lithos, 40: 261–293.FROST C.D. & FROST B.R. 1997 — Reduced rapakivi-type granites;the tholeiite connection. Geology, 25: 647–650.FROST B.R., BARNES C.G., COLLINS W.J., ARCULUS R.J., ELLISD.J. & FROST C.D. 2001 — A geochemical classification for graniticrocks. J. Petrol., 42: 2033–2048.GAWÊDA A. 2008 — An apatite-rich enclave in the High Tatra granite(Western Carpathians): petrological and geochronological study. Geol.Carpathica, 59: 295–306.ISHIHARA S. 1977 — The magnetite-series and ilmenite series of thegranitic rocks. Mining Geol., 27: 293–305.
KING P.L., WHITE A.J.R., CHAPPEL B.W. & ALLEN C.M. 1997 —Characterization and origin of aluminous A-type granites from theLachlan Fold Belt, southeastern Australia. J. Petrol., 38: 371–391.KRZEMIÑSKA E. & WISZNIEWSKA J. 2007 — Swekofeñskiekorzenie „masywu” mazowieckiego. Prz. Geol., 55: 294–295.LANDENBERGER B. & COLLINS W.J. 1996 — Derivation of A-typeGranites from a Dehydrated Charnockitic Lower Crust: Evidence fromthe Chaelundi Complex, Eastern Australia. J. Petrol., 37: 145–170.LOISELLE M.C. & WONES D.R. 1979 — Characteristics and origin ofanorogenic granites. Geol. Soc. America Abstracts with programes. 11: 468.LONG P.E. & LUTH W.C. 1986 — Origin of K-feldspar megacrysts ingranitic rocks: Implications of a partitioning model for barium. Ameri-can Mineralogist, 71: 367–375.MANIAR P.D. & PICCOLI P.M. 1989 — Tectonic discrimination ofgranitoids. GSA Bull., 101: 635–643.McBIRNEY A.R. 1996 — The Skaergaard intrusion. [W:] Cawthorn R.G(red.), Layered intrusions. Developments in Petrology, 15, Elsevier,Amsterdam: 147–180.MINGRAM B., TRUMBULL R.B., LITTMAN S. &GERSTENBERGER H. 2000 — A petrogenetis study of anorogenicmagmatism in the Cretaceous Paresis ring complex, Namibia: evidencefor mixing of crust and mantle-derived components. Lithos, 54: 1–22.NEKVASIL H. 1991 — Ascent of felsic magmas and formation ofrapakivi. Amer. Miner., 76: 1279–1290.PATINO-DOUCE A.E. 1999 — What do experiments tell us about therelative contributions of crust and mantle to the origin of granitic mag-mas? [W:] Understanding Granites: Integrating new and classical tech-niques. Geol. Soc. London, Sp. Publ., 168: 55–75.PEARCE J.A., HARRIS N.B. & TINDLE A.G. 1984 — Trace elementdiscrimination diagram for the tectonic interpretation of granitic rocks.J. Petrol., 25: 956–983.SHEPPARD S., OCCHIPINTI S.A. & TYLER I.M. 2003 — The rela-tionship between tectonism and composition of granitoid magmas, Yar-laweelor Gneiss Complex, Western Australia. Lithos, 66: 133–154.SKRIDLAITE G., WISZNIEWSKA J. & DUCHESNE J-C. 2003 — Fer-ro-potassic A-type granites and related rocks in NE Poland and S Lithuania:West of the East European Craton. Pracambrian Res. Sp. Issue, 124: 305–326.SKRIDLAITE G., KRZEMIÑSKA E. & WISZNIEWSKA J. 2007 —Proterozoiczny ³uk wysp — interpretacja osadowo-wulkanicznej forma-cji ska³ z pod³o¿a krystalicznego po³udniowej Litwy i pó³nocno-wschod-niej Polski. Prz. Geol., 55: 305–306.S£ABY E., GALBARCZYK-G¥SIOROWSKA L. & BASZKIEWICZ A.2002 — Mantled alkali-feldspar megacrysts from the marginal part of theKarkonosze granitoid massif (SW-Poland). Acta Geol. Pol., 52: 501–519.S£ABY E., GALBARCZYK-G¥SIOROWSKA L., SELTMANN R. &MÜLLER A. 2007 — Alkali feldspar megacrysts growth: geochemicalmodelling. Miner. Petrol., 89: 1–29.TOLLO R.P., ALEINIKOFF J.N., BARTHOLOMEW M.J. & RANKIND.W. 2004 — Neoproterozoic A-type granitoids of the central andsouthern Appalachians: intraplate magmatism associated with episodicrifting of the Rodinian supercontinent. Precambrian Res., 128: 3–38.VANDER AUWERA J., BOGAERTS M., BOLLE O. & LONGHI J.2008 — Genesis of intermediate igneous rocks at the end of the Sveco-norwegian (Grenvillian) orogeny (S Norway) and their contribution tointracrustal differentiation. Contrib. Miner. Petrol. DOI10.1007/s00410-008-0312-2. SpringerLinkVIGNERESSE J.L. 2007 — Control of granite emplacement by regio-nal deformation. Tectonophysics, 249: 173–186.VIGNERESSE J.L. 2008 — Evaluation of the chemical reactivity ofthe fluid phase through hard-soft acid-base concepts in magmatic intru-sions with applications to ore generation. Chemical Geology (2008),doi: 10.1016/j.chemgeo.2008.11.019WHALEN J.B., CURRIE K.L. & CHAPPELL B.W. 1987 — A-typegranites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis.Contrib. Miner. Petrol., 95: 407–419.WHITE A.J.R. & CHAPPELL B.W. 1977 — Ultrametamorphism andgranitoid genesis. Tectonophysics, 43: 7–22.WHITE A.J.R. 1979 — Sources of granitic magma. Annual meeting ofthe Geological Society of America and associated societies, San Diego,California, Nov. 5–8, 1979, Abstracts of Papers, 11: 539.WISZNIEWSKA J. 2002 — Wiek i geneza rud Fe-Ti-V i ska³ towa-rzysz¹cych w suwalskim masywie anortozytowym (NE Polska). Biul.Pañstw. Inst. Geol., 401: 1–96.WISZNIEWSKA J., KUSIAK M.A., KRZEMIÑSKA E., DÖRR W. &SUZUKI K. 2007 — Mesoproterozoic AMCG granitoids in the MazuryComplex, NE Poland — a geochronological update. Granitoids inPoland, AM Monograph, 1: 31–39.ZHAO X.-F., ZHOU M.-F., LI J.-W. & WU F.-Y. 2008 — Associationof Neoproterozoic A- and I-type granites in South China: Implicationfor generation of A-type granites in a subduction-related environment.Chem. Geol., 257: 1–15.
Praca wp³ynê³a do redakcji 27.10.2008 r.Po recenzji akceptowano do druku 08.05.2009 r.
485
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 6, 2009
