Автохтонные и параавтохтонные граниты зон ультраметаморфизма

На глубине более 7-8 км (Р> 200 МПа) первые порции гранит­ного расплава, насыщенного Н₂0, появляются при нагреве кварц—полевошпатового субстрата до 650—700 °С, т.е. при Р—Т ус­ловиях амфиболитовой фации метаморфизма. Поэтому метамор­физм первично магматических или осадочных кварц-полевошпа­товых пород, достигший амфиболитовой фации, может сопровождаться появлением некоторого количества гранитного расплава. Метаморфические процессы, переходящие в частичное плавление, называют ультраметаморфизмом, а сам процесс час­тичного плавления — анатексисом.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

 

Рис. 7.7. Гранитный мигматит (поверхность глыбы) Светлые полосы — лейкосома, темные — мела- носома. Черный кружок — крышка объектива фотоаппарата

Скопления гранитного материала в зонах ультраметаморфизма не испытывают заметного перемещения после своего возникнове­ния, т.е. являются автохтонными (неперемещенными) или параав-тохтонными (почти не перемещенными). Чаще всего они пред­ставлены мигматитами (от греческого слова мигма — смесь) — неоднородными породами с рассеянным гранитным материалом, которые состоят из реликтов исходного метаморфического субст­рата — палеосомы и новообразований, возникших при частичном плавлении и получивших название неосомы. Неосома, в свою оче­редь, состоит из более светлых полос, пятен, прожилков, образован­ных относительно круп­нозернистым кварц-по­левошпатовым агрегатом и более темных полос и пятен с высоким содер­жанием биотита, кордие-рита и других цветных минералов. Светлые час­ти неосомы называют леикосомой, а темные — меланосомой. Для многих мигматитов характерно тонкое чередование лей-косомы и меланосомы (рис. 7.7). Лейкосома со­ставляет 10-30, иногда до 50-70% объема мигмати­тов. Баланс вещества в макрообъемах мигматитов показывает, что мигматизация носит изохимический характер: обособление лей-косомы и меланосомы не сопровождается привносом-выносом химических элементов, а сводится лишь к их пространственному пе­рераспределению. Состав исходного субстрата (палеосомы) равен сумме составов лейкосомы и меланосомы.

Разделение на лейко- и меланосому начинается в твердом состо­янии вследствие метаморфической дифференциации, а завершает­ся в процессе частичного анатектического плавления. Лейкосома представляет собой затвердевшие скопления гранитного распла-

7. Магматические горные породы корового происхождения

ва, который выплавился из палеосомы, а меланосома обогащена ре-ститовыми твердыми фазами. Лейкосома имеет гранитный (кварц + + плагиоклаз + K-Na полевой шпат) или плагиогранитный (кварц + + плагиоклаз) состав, что зависит от особенностей минерального со­става исходного субстрата, а также отражает многообразие химиче­ских реакций, протекающих при ультраметаморфизме.

Рис. 7.8. Кривые дегидратации мус­ковита (Мu) и биотита (Bi) S —солидус гранитной магмы, насыщен­ной водой

Появление гранитного расплава в зонах ультраме­таморфизма возможно лишь при наличии воды, понижающей температуру солидуса кварц—полевош­патовых пород. Главным ис­точником воды в процессе мигматизации служат слю­ды метаморфических гор­ных пород, которые при по­вышении температуры разлагаются с выделением Н₂0. При Р— Т условиях ам-фиболитовой фации неус­тойчивым становится глав­ным образом мусковит область стабильности кото­рого при Р= 200—400 МПа ограничена температурой, не превыша­ющей 600-650°С (рис. 7.8). В кварцсодержащих породах мусковит разлагается с образованием ортоклаза и силлиманита:

KAl₃Si₃O₁₀(OH)₂ + Si0₂ → KAlSi₃0₈ + Al₂Si0₅ + Н₂0.

мусковит кварц ортоклаз силлиманит газ

Дегидратация биотита происходит при более высокой темпера­туре (Т= 750-850 °С при Р= 200-400 МПа). В условиях амфиболи-товой фациц биотит обычно сохраняется в качестве реститовой фа­зы и накапливается в меланосоме. Роговая обманка может оставаться устойчивой до 900—1000 °С.

Автохтонный характер гранитной лейкосомы мигматитов сви­детельствует о том, что эвтектоидный расплав, образованный в хо­де анатексиса, был насыщен водой и вследствие этого не обладал способностью к дальней миграции. Если бы насыщения расплава водой не достигалось, жидкая фаза неизбежно была бы выжата в об­ласть меньшего давления.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Как следует из соотношений между кривой дегидратации мус­ковита и солидусом гранита (см. рис. 7.8), насыщенный водой кис­лый расплав может возникнуть в процессе ультраметаморфизма мусковитсодержащих пород только при Р< 350-400 МПа, т.е. на глубине менее 15-16 км. Глубже мусковит разлагается при тем­пературе выше гранитного солидуса; образованный при этом рас­плав становится перегретым и недосышенным водой. Если при­нять, что нижний предел амфиболитовой фации метаморфизма по давлению составляет 200 МПа, то зона мигматизации охватывает интервал глубин от 7-8 до 15— 16 км от поверхности Земли, что со­гласуется с геологическими данными.

Максимальное содержание Н₂0 в мусковите составляет около 4 мас.%. Если количество слюды в метаморфических горных поро­дах равно 10-30%, то исходная концентрация воды в зонах ультра­метаморфизма (С₀) достигает 0.4-1.2 мас.%. Растворимость воды в гранитном расплаве при Р = 200—400 МПа равна 6—10 мас.%, и выделившаяся при дегидратации мусковита вода полностью по­глощается расплавом.

Объемная доля насыщенного водой расплава (Х_т) составит:

Х_т=С₀/С_i,

где С_i — растворимость воды в магме. При С₀=0.4—1.2 мас.% и С_i =

= 6—10 мас.% доля расплава окажется равной 4—20 объемн.%, что соответствует количеству лейкосомы в природных мигматитах. По­скольку растворимость воды в магме (С) увеличивается с ростом давления, то при прочих равных условиях количество расплава (лейкосомы) в зонах ультраметаморфизма должно уменьшаться с глубиной.

При постоянных давлении и температуре количество лейкосо­мы зависит от С₀, т.е. от массы воды, вовлекаемой в анатектическое плавление. Максимальное количество рассеяного гранитного ма­териала (до 60-70%) характерно для высокоглиноземистых миг­матитов амфиболитовой фации, что обусловлено высоким содержа­нием мусковита в исходных метапелитовых гнейсах, а минимальное количество гранитной лейкосомы (5-10%) образуется в относи­тельно «сухих» гиперстеновых гнейсах, содержащих мало слюды.

При Р— Т условиях амфиболитовой фации выплавление гра­нитной жидкости часто прекращается на такой стадии мигматиза­ции, когда еще остается нерасплавленный кварц и полевой шпат. По данным B.C. Шкодзинского (1985 г.), легкоплавкая ассоциация плагиоклаз + ортоклаз + кварц сохраняется в исходном гнейсовом

7. Магматические горные породы корового происхождения

субстрате в 169 из 206 изученных мигматитов. Таким образом, в большинстве случаев нагрев метаморфического субстрата не при­водит к переводу в расплав всего кварц-полевошпатового агрега­та, что указывает на ограниченный запас заключенной в слюде во­ды, которого не хватает для насыщения предельно возможного объема лейкосомы.

При кристаллизации лейкосомы вода, растворенная в гранит­ном расплаве, выделяется из него в виде газовой фазы, которая, воздействуя на твердую лейкосому и меланосому, может вызывать их ретроградный метаморфизм. Если, например, в палеосоме или меланосоме содержались гиперстен и кордиерит, то в ходе ретро­градного метаморфизма они могут превратиться в биотит.

Поскольку в ходе ультраметаморфизма возникает насыщенный водой гранитный расплав, не способный к дальней миграции, он за­твердевает в виде рассеянной лейкосомы и не собирается в более крупные тела. Доля гранитного расплава может возрастать при пе­ремещении всей массы мигматитов в область меньшего давления. Возможность такого перемещения обусловлена тем, что мигмати-зированные гранито—гнейсы, содержащие то или иное количество анатектического гранитного расплава, обладают дефицитом плот­ности и пониженной вязкостью. Вследствие этого они оказывают­ся механически неустойчивыми и приобретают способность к подъ­ему в виде диапировых куполов, аналогично тому, как поднимаются массы пластичной и относительно легкой каменной соли. Гранито-гнейсовые купола, достигающие многих километров в поперечни­ке и приуроченные к ядрам антиклинальных структур, весьма харак­терны для ультраметаморфических комплексов.

Пластическое течение мигматизированных пород сопровожда­ется выделением теплоты трения и дополнительным нагревом, что, в свою очередь, приводит к увеличению степени частичного плав­ления, возрастанию подвижности гранито-гнейсов и ускорению их подъема. Таким образом, между ростом купола и гранитообразова-нием возникает положительная обратная связь. Плавление мигма­тизированных гранито-гнейсов в процессе пластического течения называется реоморфизмом. Параавтохтонные реоморфические гра-нито-гнейсы отличаются от мигматитов большей однородностью. Доля гранитного материала в них в 1.5-2.0 раза выше, чем в авто­хтонных мигматитах.

Часть Ш. Магматические горные породы (петрология)

7.4. Аллохтонные граниты, гранитоиды малых глубин

и кислые вулканиты

В отличие от относительно низкотемпературных эвтектоидных магм, насыщенных водой, которые образуются в процессе ультра­метаморфизма, аллохтонные кислые магмы недосыщены водой и возникают в результате более продвинутого плавления при тем­пературе выше «влажного» солидуса. Можно полагать, что в изоба­рических условиях автохтонные мигматиты формируются на на­чальной стадии анатексиса, а аллохтонные магмы появляются позднее в ходе прогрессивного нагревания. При этом лейкосома мигматитов превращается в более высокотемпературный расплав, способный к подъему. Недосыщенные водой кислые магмы часто возникают глубже зон мигматизации в области, где температура дегидратации слюд и амфиболов превышает температуру «влаж­ного» гранитного солидуса (см. рис. 7.8). При таких соотношениях мигматитовые комплексы могут представлять собой внешние инъ­екционные ореолы магматических очагов, располагавшихся на большей глубине.

Относительно высокотемпературные и маловодные аллохтон­ные магмы, перемещаясь вверх, теряют связь с источником, прямая информация о котором обычно отсутствует. Выводы об условиях за­рождения аллохтонных магм основаны на изучении минерального и химического состава изверженных пород и результатах петроло­гических экспериментов.

Приведенная ниже генетическая систематика аллохтонных гра­нитов, гранитоидов и кислых вулканитов построена с учетом соот­ношений между компонентами полевых шпатов: Са, Na, К, с одной стороны, и AI, с другой. В качестве определяющего параметра удоб­но использовать коэффициент глиноземистости в форме al₁ = = А1/(2Са + Na + К) или al₂= (2Ca+Na+K-Al)/2Ca, предложенной М.ИДубровским (1984).

По величине K_al выделяются следующие главные типы кислых магматических пород:

1. Умеренноглиноземистые низкокалиевые тоналиты-трондь-емиты-плагиограниты и их вулканические аналоги — низкокали­евые дациты-риодациты-плагиориолиты с al₁< 1 и al₂ = 0-0.5, которые отличаются повышенными содержаниями Са, заключен­ного не только в плагиоклазе, но, кроме того, в клинопироксене и амфиболе.

7. Магматические горные породы корового происхождения

2. Умеренноглиноземистые гранодиориты-адамеллиты-гра-ниты и дациты--риодациты--риолиты с более высокими содержани­ями калия и пропорциями Са, Na, К и А1, близкими к стехиометрии полевых шпатов (al₁ ~ 1 и al₂ ~ 0).

3. Высокоглиноземистые мелано- и лейкограниты², риодаци-ты-риолиты с al₁ > 1 и al₂ < 0; породы содержат избыток алюминия относительно стехиометрии полевых шпатов из-за обилия слюд и наличия высокоглиноземистых минералов: силлиманита, кор-диерита, граната, топаза.

4. Низкоглиноземистые граносиениты-граниты-аляскиты и трахириолиты (пантеллериты)-риолиты (комендиты) с al₁ < 1 и al₂ > 0.5-1.0, в том числе породы с избытком Na по сравнению со стехиометрией полевых шпатов, что отражает появление натриевых пироксенов и амфиболов (эгирина, арфведсонита и др.).

7.4.1. Умеренноглиноземистые тоналиты—трондьемиты и низкокалиевые дациты—риодациты (Р-тип)

Низкокалиевые кислые магматиты с al₁ < 1 и al₂= 0—0.5 распро­странены на современных активных континентальных окраинах и островных дугах, а также в более древних подвижных поясах, в том числе докембрийских. Породы состоят главным образом из плагиоклаза Аn₃₀_₅₀ (50-60 об.%), кварца (15-50%), калиевого по­левого шпата (не более 5—15%) и цветных минералов (10-20%). В вулканитах последние обычно представлены пироксенами, а в гранитоидах — роговой обманкой и биотитом. Гранитоиды и их вулканические аналоги относятся к низкощелочному петрохими-ческому ряду. Они выделяются низким K/Na отношением и по­вышенными по сравнению с другими типами кислых пород содер­жаниями СаО (табл. 7.1), что отражает наличие плагиоклаза с относительно высокой долей анортитового компонента при малом количестве калиевого полевого шпата, а также частое присутствие Са-содержащих цветных минералов.

К фанерозойским тоналитам-трондьемитам и низкокалиевым кислым вулканитам близки по составу так называемые серые гней­сы, широко развитые в архейских метаморфических комплексах. Хи­мический состав этих пород, имеющих первично магматическое

2 Меланограниты содержат не менее 5-10 об.% биотита, а лейкограниты бедны темной слюдой.

503

Таблица 7. 1. Химический состав умеренноглиноземистых кислых магматических пород, мас.%

 

 

 

 

 

Оксид				t	\
a		a
Si02	67.4	67.9	69.3	66.7	71.0	68.6	65.1	71.2	70.8	70.2	74.3
Ti02	0.6	0.4	0.4	0.5	0.3	0.4	0.4	0.3	0.3	0.5	0.3
Аl203	15.5	15.6	l6.2	16.1	15.3	15.9	15.2	14.8	14.1	14.5	13.6
FeO	4.5	4.6	3.1	3.6	^2.1	2.5	4.2	2.2	3.1	3.3	1.8
MgO	1.4	1.1 J	l.1	1.5	0.8	0.9	3.2	0.9	1.1	1.4	0.6
CaO	4.3	5.3	3.2	3.9	2.9	2.6	4.7	3.2	3.1	3.2	1.7
Na20	4.1	3.2	4.8	4.6	4.9	5.3	4.4	4.8	4.1	3.2	3.4
к2о	2.1	1.5	1.9	1.5	1.6	2.5	1. 6	1.6	1.8	3.4	4.2
P205	0.2	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.2	Н.Д.	Н.Д.

Примечание. 1—3 — низкокалиевые дациты и риодациты современных островных дуг и активных континентальных окраин: 1 — островные дуги юго-западной части Тихого океана, 2 — Карибская дуга (по А. Юарту, 1983 г.), 3 — вулкан Сент-Хеленс, Каскадные горы (по А.Н. Холлидею и др., 1983 г.); 4—7 — архейские серые гнейсы: 4 — гнейсы Амитсок, Западная Гренландия: а — тоналитовые, б — трондьемитовые (по В.Р. Мак-Грегору, 1983 г.), 5 — гнейсы Уйвак, полуостров Лабрадор, Канада, 6 — гнейсы Свазиленда, Южная Африка: а — тоналитовые, б — трондьемитовые, 7 — гнейсы Зимбабве, Южная Аф­рика (по Е.И. Кравцовой и Ф.П. Митрофанову, 1980 г.); 8-9 — палеозойские адамеллиты (8) и лейкограниты (9) с относи­тельно высоким содержанием калия, Восточная Австралия (по Б. Чаппелу, 1988 г.)

7. Магматические горные породы корового происхождения

происхождение, приведен в таблице 7.1. В процессе регионально­го метаморфизма низкокалиевые кислые вулканические и интрузив­ные породы были превращены в биотит-роговообманковые плаги-огнейсы амфиболитовой фации или гиперстеновые плагиогнейсы гранулитовой фации (эндербиты).

Серые гнейсы слагают более 80% площади архейских метамор­фических комплексов, выведенных на современную дневную по­верхность. Древнейшие серые гнейсы с возрастом более 3 млрд лет известны в Западной Гренландии (гнейсы Амитсок), на востоке Канадского щита в провинции оз. Верхнего (гнейсы Мортон) и на п-ове Лабрадор (гнейсы Уйвак), в Южной Африке (древние гней­сы Свазиленда и Зимбабве), на западе Австралии (древние гнейсы блоков Пилбара и Иилгарн), а также в пределах докембрийских кратонов Индии, Южной Америки, Антарктиды. Архейские серые гнейсы развиты также на Балтийском щите (Мурманский, Беломор­ский блоки), на Украинском, Алданском, Анабарском щитах. По сравнению с ареалами распространения более молодых пород выходы серых гнейсов невелики. Однако судя по составу древних об­ломочных толщ континентальная земная кора в архее примерно наполовину состояла из кислого магматического материала, близ­кого по составу к серым гнейсам.

О происхождении низкокалиевых кислых пород тоналитово-го—трондьемитового состава высказаны различные суждения. Экс­периментально наиболее обоснована модель образования этих по­род в результате частичного плавления метабазитов, залегающих в нижней части континентальной земной коры и представленных кварцевыми или бескварцевыми амфиболитами, гранулитами, эк-логитами. На относительно малых глубинах (Р< 10 кбар) наиболее вероятна реакция плавления:

Amph + Pl₁ ± Q → L + Р1₂ + Срх + Орх + Ох, (1)

связанная с дегидратацией амфибола (Amph). При этом кварце­вый амфиболит, состоящий из роговой обманки, среднего плагиок­лаза (Pl₁) и некоторого количества кварца (Q) испытывает частич­ное плавление с образованием около 20% водосодержащего, но не насыщенного Н₂0 тоналит-трондьемитового расплава (L) и грану-литового рестита, состоящего из основного плагиоклаза (Р1₂)> кли-но- и ортопироксена (Срх и Орх) и Fe—Ti оксида (Ох).

На большей глубине (Р > 10 кбар) плагиоклаз становится неус­тойчивым и реакция дегидратации

Amph + Pl ± Q → L + Gr + Срх ± Орх (2)

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

приводит к образованию низкокалиевого кислого расплава, содер­жащего воду, и эклогитового рестита, представленного гранато­вым (Gr) клинопироксенитом.

Согласно реакции (1), рестит содержит много плагиоклаза. По­этому комплементарные кислые породы относительно бедны алю­минием и обнаруживают дефицит Еu. В результате реакции (2) воз­никают более глиноземистые кислые породы без дефицита Еu. Именно такие типы тоналитов—трондьемитов выделяются и в при­роде.

Интересную возможность открывает модель, обоснованная аме­риканским петрологом П. Келеменом (1990 г.). Она допускает хими­ческое взаимодействие пикритоидных мантийных магм с деплети-рованными гарцбургитами, залегающими на относительно малых глубинах. При этом глубинный мантийный расплав растворяет ор-топироксен гарцбургитов, и степень насыщения расплава кремне­земом возрастает вплоть до образования кварцевых толеитов, кото­рые при дифференциации могут дать низкокалиевые кислые породы.

Предложено несколько специальных петрологических моде­лей для объяснения природы древнейших серых гнейсов и их ши­рокого распространения в архейских метаморфических комплексах. Одна из таких моделей допускает, что серые гнейсы были выплав­лены непосредственно из перидотитов верхней мантии, которые в начале геологической истории содержали много воды. Предпола­гается, что процесс протекал при избытке Н₂0 и сопровождался массовой дегазацией мантийного материала, которая привела к фор­мированию гидросферы. Принципиальная возможность получе­ния кислых выплавок из перидотитов вследствие инконгруэнтно-го плавления ортопироксена при избыте воды подтверждена экспериментально, однако результаты опытов еще не доказывают, что серые гнейсы возникли именно таким путем. Более того, обвод­ненная верхняя мантия, которая теоретически могла бы быть источ­ником пересыщенных кремнеземом расплавов, в то же время не могла служить источником базальтовых пород, которые слагают примерно половину архейской земной коры.

Некоторые авторы рассматривают серые гнейсы как прямые дифференциаты древнего магматического океана (модель А.А. Куз­нецова) или как продукты конденсации силикатного пара, который образовался при селективном испарении базитового-ультрабази-тового вещества ранней Земли в момент падения крупных метеори­тов (модель О.В.Яковлева). Модель, предложенная В.С.Поповым

7. Магматические горные породы корового происхождения

(1990 г.), связывает формирование низкокалиевых кислых магм с частичным плавлением бонинитовой (ортопироксенитовой) про-токоры.

Следует заметить, что модели, связывающие образование серых гнейсов с геологическими процессами, характерными только для ранней стадии эволюции Земли, не учитывают того, что аналогич­ные по составу магматические породы продолжали формироваться и позднее. Например, дациты вулкана Сент-Хеленс, возникшие при извержении 1980 г., очень близки по составу к архейским серым гнейсам Гренландии и других провинций (см. табл. 7.1).

Судя по изотопному составу Sr, Nd и Pb, низкокалиевые кислые магматические породы не могли образоваться за счет повторного пе­реплавления каких-либо других гранитовдных пород, известных на Земле, поскольку последние отличаются более высоким Rb/Sr и более низким Sm/Nd отношениями, а также содержат больше U и Th, чем это можно предполагать для источника низкокалиевых кислых магм. Развитие во времени Rb/Sr и Sm/Nd изотопных сис­тем в этом источнике было таким же, как и в веществе верхней мантии. Низкокалиевые кислые породы, которые не являются ре­зультатом магматического рециклинга (переплавления) ранее суще­ствовавшего гранитоидного материала, могут быть названы пер-вичнокоровыми (ИД. Батиева, И.В. Бельков, 1968 г.). Именно такие породы преобладают среди самых древних магматических образо­ваний, слагающих континентальную земную кору.

Хотя конкретный механизм формирования первичнокоровых кислых магм остается не до конца ясным и ни одна из существую­щих гипотез не может считаться строго доказанной, фактом явля­ется то, что уже в раннем архее существовали ядра континентов, сло­женные низкокалиевыми кислыми породами, которые продолжали формироваться и в более позднее время. Таким образом, сиаличе-ский материал континентальной земной коры наращивается за счет первичнокоровых кислых магматических пород. Впоследствии этот материал, а также продукты его размыва и метаморфизма могли испытывать частичное плавление (магматический рециклинг) с об­разованием других типов кислых коровых магм.

В первом варианте классификации австралийских петрологов Б. Чаппела и А. Уайта (1974 г.) низкокалиевые гранитные породы были отнесены к I-типу (igneous granites) и рассматривались как продукты частичного плавления магматогенного, преимуществен­но базитового корового субстрата. Позднее было предложено отно- /

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

сить эти породы к М-типу («мантийные» граниты), что подчерки­вает сходство изотопного состава источников кислых пород с ман­тийным материалом. Однако возможность выплавления больших объемов низкокалиевых кислых магм из перидотитов верхней ман­тии весьма проблематична, и все наиболее обоснованные модели рассматривают эти магмы как результат процессов, протекающих в континентальной коре. Поэтому для обозначения низкокалиевых гранитов, гранитоидов и кислых вулканитов лучше использовать аб­бревиатуру «Р-тип» (primary crustalgranites), которая подчеркивает первичнокоровую природу этих пород и оставляет открытым вопрос об их конкретном источнике. Применение термина I-граниты це­лесообразно ограничить умеренноглиноземистыми кислыми по­родами с более высокими содержаниями калия (см. раздел 7.4.2), как это сделано в классификации Б.Чаппела и У.Стефенса (1988 г.).

7.4.2. Умеренноглиноземистые гранодиориты—адамеллиты—

граниты и дациты—ридациты—риолиты с относительно

высоким содержанием калия (I-тип)

Низкокалиевым умеренноглиноземистым кислым магматитам могут быть противопоставлены изверженные породы, которые так­же близки по уровню насыщения глиноземом к стехиометрии по­левых шпатов (al₂ ~ 0), но отличаются более высоким содержани­ем калия и пониженными содержаниями кальция, что отражает увеличение доли калиевого полевого шпата за счет уменьшения количества плагиоклаза и некоторого снижения его основности. Породы представлены гранодиоритами, адамеллитами, гранитами и дацитами, риодацитами, риолитами низкощелочного ряда. Ши­роко распространены вулканические фации.

С ростом содержания Si0₂ коэффициент глиноземистости al₂ уменьшается и в предельно кремнекислых породах (лейкогранитах, риолитах) может достигать отрицательной величины; коэффициент al₁ при этом, наоборот, увеличивается и становится больше едини­цы. Количество нормативного корунда не превышает, однако, 1 мас.%. Слабая пересыщенность гранитов и риолитов алюминием отражает наличие небольшого количества слюд и возникает в ре­зультате естественного хода фракционирования богатых кальцием минералов в процессе эволюции кислых магм.

Начальное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr варьирует от 0.703-0.704 до 0.706-0.708 и оказывается чуть более высоким, чем в низкокалиевых по-

______________ 7. Магматические горные породы корового происхождения

родах. Породы обеднены радиогенным ¹⁴³Nd и начальная величи­на εNd в них меньше нуля. По этому признаку высококалиевые гранитоиды и вулканиты отличаются от низкокалиевых первично-коровых кислых пород, в которых начальное εNd так же, как в ма­териале верхней мантии, больше или равно нулю. Это означает, что источник высококалиевых пород был обогащен легкими ланта­ноидами по сравнению с источником низкокалиевых пород. По изо­топному составу кислорода (δ¹⁸0 = 7-10‰) рассматриваемые гра­нитоиды и кислые вулканиты занимают промежуточное положение между веществом верхней мантии (δ¹⁸0 ~ 6‰) и верхней част кон­тинентальной земной коры (δ¹⁸0 > 10—12‰).

Как показывают петрологические данные, кислые магмы были первоначально недосыщены водой и достигали малых глубин при температуре не менее 800-900 °С.

Гранитоидные плутоны и эффузивы, которые относятся к рас­сматриваемой группе, размещены во внешних тектонических зонах подвижных поясов, где они прорывают и перекрывают древнее складчатое основание. При этом кислые магматиты всегда имеют ал-лохтонный характер и обнаруживают пространственно-временную связь с изверженными породами основного и среднего составов. Ха­рактерны протяженные интрузивно-вулканические пояса: мезо-кайнозойский Охотско-Чукотский пояс на Северо-Востоке Рос­сии, девонский и позднепалеозойский пояса Центрального Казахстана, мезокайнозойский Андийский пояс в Южной Амери­ке. Умеренноглиноземистые кислые магматические породы с повы­шенными содержаниями калия обычно формируются на средней и поздней стадиях развития интрузивно-вулканических поясов по­сле того, как были образованы низкокалиевые кислые магматиты.

Условия залегания и особенности состава умеренноглиноземи-стых гранитных пород и их вулканических аналогов, содержащих достаточно много калия, лучше всего согласуются с петрологичес­кой моделью, которая связывает их возникновение с повторным ча­стичным плавлением (рециклингом) первичнокоровых низкока­лиевых гранитоидов, залегающих внутри континентальной земной коры. Не исключено, что магматическому рециклингу предшество­вала метасоматическая фельдшпатизация корового субстрата, ко­торая привела к его обогащению калиевым полевым шпатом. Ме-тавулканиты среднего состава и другие магматические породы, принимающие участие в строении континентальной земной коры, также могут служить источником рассматриваемых кислых магм.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Частичное плавление корового материала, скорее всего, вызывает­ся тепловым воздействием крупных магматических масс, переме­щенных в земную кору из верхней мантии.

В классификации Б.Чаппела и А.Уайта (1974 г.) интрузивные по­роды данной группы относятся к I-гранитам (igneous granites) — по­родам, имеющим магматогенный коровый источник.