Высокоглиноземистые мелано- и лейкограниты (S-mun)

Отличительной особенностью кислых и ультракислых магмати­ческих пород данного типа является максимальная пересыщен-ность глиноземом. Все они являются корунднормативными (al₁ > 0, a al₂ < 0), что обусловлено наличием большого количества слюд, представленных биотитом истонит-сидерофиллитового ряда и му­сковитом, а также появлением андалузита, силлиманита, кордиери-та, граната.

Наиболее распространены интрузивные породы, содержащие более 68 мас.% Si0₂. Могут быть выделены меланограниты (68— 74 мас.% Si0₂)³ и лейкограниты (>74 мас.% Si0₂). Вулканические аналоги высокоглиноземистых гранитов встречаются редко.

По суммарному содержанию Nа ₂ O + K ₂ O высокоглиноземистые граниты относятся к низкощелочному петрохимическому ряду. Для них характерны относительно низкие содержания СаО и Na₂0 при высоких концентрациях К₂0 и низкое отношение Fe³⁺/Fe²⁺ (табл. 7.2), что отражает малое количество магнетита в породах. Главный рудный минерал — ильменит. Отсутствие магнетита ком­пенсируется повышенной железистостью биотита. Для высокогли­ноземистых гранитов типичны повышенные содержания Li, Rb, Cs, которые концентрируются в слюдах, a Rb и Cs, кроме того, в ка­лиевом полевом шпате. Часто отмечается высокий уровень содер­жаний бора и появляется акцессорный турмалин. Начальное от­ношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr обычно не опускается ниже 0.706-0.708; εNd < 0; δ¹⁸0 составляет 10-12 ‰ и более.

Высокоглиноземистые меланограниты нередко содержат вклю­чения метаосадочных пород (парагнейсов), а также отдельные ми­нералы, которые обособились при дезинтеграции таких включе­ний, в том числе силлиманит, кордиерит, гранат. Эти минералы

³ в принятой классификации гранитоиды, содержащие 68-71 мас.% Si0₂, на­званы адамеллитами. Однако в типичных адамеллитах присутствует роговая обман-а, которой нет в высокоглиноземистых меланогранитах.

Таблица 7.2. Химический составвысокоглиноземистых гранитов и их вулканических аналогов, мас.%
Оксид
Si02	69.8	72.6	73.8	71.5	74.4	71.8	73.0	72.2	73.9	72.3
Ti02	0.5	0.3	0.2	0.5	0.3	0.1	0.01	0.03	0.15	0.04
А1203	15.5	15.1	14.8	14.3	13.6	16.6	16.4	17.2	15.3	15.8
Fe203	0.6	0.4	0.3	0.6	0.4	0.8	0.2	0.3	0.3	0.04
FeO	2.2	1.5	0.9	2.9	1.8	0.9	0.3	0.5	0.8	0.6
MgO	1.3	0.5	0.3	1.4	0.6	0.4	0.01	0.2	0.3	0.02
CaO	1.8	0.9	0.6	2.1	1.3	0.8	0.5	0.3	0.7	0.2
Na20	3.4	3.1	3.4	2.5	2.8	3.9	4.6	5.2	3.4	4.1
K20.	4.6	5.4	5.3	4.1	4.6	4.7	3.7	3.8	4.8	3.7;
P205	0.2	0.2	0.3	—	—	-----------	1.1	0.35	0.3	0.5
кAl	-0.5	-1.56	-2.09	-0.53	-0.7	-2.57	-4.33	-8	-2.38	-11.5
K/Na	0.89	1.14	1.2	1.5	1.9	0.79	0.53	0.48	0.93	0.59
Fe^3+/Fe^2+	0.26	0.29	0.33	0.2	0.24	0.83	0.5	0.57	0.2	0.1

Примечание. 1—3 — палеозойские биотитовые граниты (1, 2) и лейкограниты (3) Западной Европы; 4—5 — палеозой­ские биотитовые граниты (4) и лейкограниты (5) Восточной Австралии; 6 — микроклин-альбитовые граниты, средний со­став, 7 — то же, массив Бовуар, Франция; 8 — онгонит, средний состав; 9-10 — макусаниты, Перу: 9 — игнимбрит, 10 — об­сидиан, по О. А. Богатикову, В.И. Коваленко, Б. Чаппелу, М. Пишавану и другим авторам. Кз, = (2Са + Na + К - А1)/2Са

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

могут быть и новообразованными твердыми фазами, которые кри­сталлизовались из пересыщенного глиноземом расплава. Лейко-граниты лишены реликтовых включений и минералов.

Высокоглиноземистые граниты сосредоточены во внутренних поднятиях подвижных поясов, где они слагают крупные интрузив­ные тела, залегающие среди терригенных толщ или метаморфиче­ских пород фундамента. По мере увеличения глубины денудаци­онного среза аллохтонные граниты могут обнаруживать переход к массивам параавтохтонного облика, тесно связанным с окружа­ющими метаморфическими породами. Гранитные плутоны не­редко группируются в пояса, вытянутые на многие сотни киломе­тров. Примерами служат пояс раннемеловых колымских батолитов, позднемеловые граниты Чукотки, позднепалеозой-ские граниты Калбы в Восточном Казахстане, их аналоги в Цен­тральной и Западной Европе, мезозойские гранитные пояса Юго-Восточной Азии.

Геологические, петрографические и геохимические особенно­сти высокоглиноземистых гранитов указывают на выплавление ис­ходных магм из метаморфического корового вещества, богатого слюдами. Обычно это метаморфизованные глинистые или грау-вакковые осадочные породы. По классификации Б. Чаппела и А.Уайта (1974 г.), высокоглиноземистые граниты относятся к S-ти-пу (sedimentary granites). Однако в некоторых провинциях источни­ком высокоглиноземистых гранитов служили слюдяные ортогней-сы. Первоначально это были кислые вулканиты или гранитоиды, которые затем подверглись кислотному выщелачиванию под воз­действием нагретых водных растворов.

Частичное плавление метаосадочных пород сопровождалось дегидратацией слюд, которые служили источником воды, раство­ренной в гранитном расплаве. Плавление начиналось при Р-Т ус-ловиях амфиболитовой фации на глубине около 10-12 км (Р ~ 400 МПа) при температуре 650-750 °С и было связано с разло­жением мусковита (Мu), например:

Mu + PI + Q→L + Sill, (3)

где Pl — плагиоклаз, Q — кварц, L — расплав, Sill — силлиманит. По­следний минерал представляет собой остаточную твердую фазу.

Дальнейшее нагревание до 750-850 °С и выше приводило к де­гидратации биотита (Bi) с образованием шпинели (Sp), кордиери-та (Cord), фаната (Gr) и гиперстена (Орх) как реститовых фаз:

Bi + Sill (Мu) + PI + Q →L + (Sp, Cord,Gr) + Орх ± Ksp (4)

7. Магматические горные породы корового происхождения

Наличие реликтового кордиерита указывает на относительно небольшую глубину гранитообразования (Р < 400 МПа), а появле­ние граната как продукта разложения биотита свидетельствует о том, что этот процесс происходил на большей глубине. Эксперименты показали, что максимальное количество гранитного расплава обра­зуется в тех случаях, когда относительные количества минералов, принимающих участие в реакции плавления, близки к ее стехиоме­трии. Так, реакция (4) наиболее «продуктивна», если в частичное плавление вовлекается метаосадочная порода, состоящая из 38% би­отита, 32% кварца, 22% плагиоклаза и 8% силлиманита (А.Патино Дус и А.Д.Джонстон, 1991 г.). При отклонении минерального соста­ва от этих пропорций возрастает количество реститового материа­ла.

Высокоглиноземистые гранитные расплавы, имевшие относи­тельно низкую начальную температуру и содержавшие не менее 1—3 мас.% растворенной воды, редко достигали поверхности Зем­ли и обычно затвердевали на глубине нескольких километров в ви­де интрузивных тел.

Отсутствие магнетита указывает на низкий окислительный по­тенциал расплава, что обусловлено низкой щелочностью кислой магмы, а также наличием графита в метаосадочных породах, кото­рые служили источником гранитов.

Высокоглиноземистые лейкограниты формировались при отно­
сительно малых степенях частичного плавления (≤20 об.%), не пре­
вышавших критической доли расплава, необходимой для перехода
магматического очага в эффективно жидкое состояние (см. раз­
дел 3.2). Жидкая фаза выжималась из межзернового пространства
и не содержала реститового материала.

Высокоглиноземистые меланограниты являются продуктом бо­лее продвинутого частичного плавления, при котором доля жидкой фазы приближалась к 40 ± 10 об.%, и магматический очаг превра­щался в эффективно жидкую суспензию. Эта суспензия, поднима­ясь, увлекала включения твердых реститов, которые встречаются в меланогранитах.

Лейкограниты могут быть также продуктом кристаллизацион­ной дифференциации меланогранитов и представлять собой за­твердевшие остаточные расплавы, выжатые из магматических камер при их затвердевании.

7.4.4. Высокоглиноземистые микроклин-альбитовые редкометальные граниты и онгониты

Своеобразной разновидностью высокоглиноземистых грани­тов являются интрузивные породы, полевые шпаты в которых пред­ставлены микроклином (нередко это амазонит) и альбитом. Отсут­ствие более основного плагиоклаза определяет низкое содержание СаО в породах, а преобладание щелочных полевых шпатов — высо­кую сумму Na₂0 + К₂0 (см. табл. 7.2), соответствующую кислым магматическим породам умереннощелочного ряда. Вместе с тем микроклин-альбитовые граниты пересыщены алюминием отно­сительно Na и К так, что al₂<<0 0, a al₁ > 1.

Характерной особенностью микроклин-альбитовых гранитов являются высокие содержания фтора (0.2-0.4 мас.%) и лития (0.02-0.2 мас.%), которые на 1-2 порядка выше, чем в стандартных биотитовых и двуслюдяных гранитах. Фтор заключен в слюдах, то­пазе, флюорите, а литий главным образом в слюдах. Некоторые разновидности выделяются высокими содержаниями фосфатов. Типично обогащение пород Sn и редкими металлами (Та, Nb, Be), заключенными в танталониобатах, берилле и других акцессорных минералах. На Горном Алтае обнаружены сподуменовые граниты. В соответствии с геохимическими особенностями микроклин-альбитовые граниты называют литий-фтористыми, а также редко-метальными. По химическому и минеральному составам микро­клин-альбитовые граниты обнаруживают большое сходство с редкометальными пегматитами. Максимальные концентрации редких металлов, достигающие промышленного уровня, отмеча­ются вблизи апикальных частей гранитных интрузивов.

Тела микроклин-альбитовых гранитов, измеряемые сотнями метров-первыми километрами в плане, залегают среди более круп­ных гранитных и лейкогранитных плутонов или в непосредствен­ной близости от них. Примерами могут служить Этыкинский и Ор­ловский интрузивы в Забайкалье, Алахинский интрузив на Горном Алтае, Майкульский интрузив в Казахстане, интрузив Бовуар во Франции.

На начальном этапе изучения микроклин-альбитовых редкоме-тальных гранитов эти породы рассматривались как метасоматиче-ские образования, возникшие в результате эпигенетического пре­образования обычных биотитовых или двуслюдяных гранитов. Для обозначения редкометальных метасоматитов был предложен

7. Магматические горные породы корового происхождения

специальный термин — «апограниты». Однако в ходе последую­щих исследований выяснилось, что породы, относимые к «апогра-нитам», слагают самостоятельные магматические тела, которые имеют интрузивные контакты с более древними гранитами. Эти контакты в ряде случаев срезают дайки, в том числе и базитовые. По­добные соотношения привели к выводу о первично магматичес­ком происхождении редкометальных микроклин-альбитовых гра­нитов, обогащенных фтором и литием.

Этот вывод был подтвержден находками даек и других малых ин­трузивов, сложенных субвулканическими аналогами микроклин-аль­битовых литий-фтористых гранитов. Такие породы эффузивного об­лика были впервые описаны В.И.Коваленко в гранитном массиве Онгон-Хайрхан в Монголии и названы онгонитами. 0нгониты пред­ставляют собой порфировые породы с вкрапленниками альбита (Аn_3-6), микроклина (в том числе голубого амазонита) или ортокла­за, кварца, которые погружены в афанитовую основную массу, содер­жащую от 10—20 до 50% вулканического стекла. Основная масса он-гонитов обогащена литиевыми слюдами и нередко содержит топаз. Кристаллы слюды и топаза встречаются и среди вкрапленников. Со­держание фтора в онгонитах достигает 2.6 мас.%, а лития — 0.2 мас.%.

Геологические выводы о магматическом происхождении мик­роклин-альбитовых гранитов и онгонитов согласуются с результа­тами экспериментов, которые показали, что гранитные магмы, обо­гащенные литием и фтором, остаются в жидком состоянии до 550-500 °С. Это на 100-200 °С ниже солидуса гранитного распла­ва, насыщенного водой. Высокое содержание фтора приводит к обо­гащению эвтектического гранитного расплава альбитом, причем этот минерал кристаллизуется непосредственно из низкотемпера­турной магматической жидкости. Из богатого фтором остаточного расплава выделяются топаз и флюорит.

При затвердевании микроклин-альбитовых гранитов обособля­ется водный флюид с высокими содержаниями натрия, калия, фто­ра, лития, редких металлов. Воздействие этого флюида на твердую породу вызывает ее интенсивное автометасоматическое преобразо­вание, особенно заметное в прикровельной части гранитных тел, где скапливаются остаточные расплавы и растворы. Такая модель поз­воляет увязать геологические и петрологические данные, указыва­ющие на магматическую природу микроклин-альбитовых гранитов с результатами петрографического изучения этих пород, которые выявляют отчетливые признаки их метасоматического изменения.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Пересыщенные глиноземом кислые магмы с аномально высо­кими содержаниями фтора, лития и редких металлов часто рассма­тривают как конечный продукт дифференциации гранитных рас­плавов в ходе кристаллизации (пегматитовая модель). Однако микроклин-альбитовые граниты и онгониты встречаются столь редко, что их генетическая связь с универсальным процессом кри­сталлизационной дифференциации вызывает сомнение. Более ве­роятно образование кислых магм с высоким содержанием фтора и лития в результате частичного плавления высокоглиноземистых метаосадочных пород, ортогнейсов или гранитов, испытавших ме-тасоматическое изменение с обогащением F- и Li-содержащими слюдами. Термическая диссоциация F- и Li-содержащих слюд при­водит к анатектическому плавлению и образованию пересыщенных глиноземом кислых магм с высокими концентрациями F и Li. Ме­тасоматизм может быть результатом химического взаимодействия корового субстрата с нагретыми рассолами, богатыми фтором и ли­тием. Подобные рассолы обнаружены в настоящее время во многих провинциях на глубине нескольких километров, и их проникнове­ние до уровня 10—15 км, где выплавляются высокоглиноземистые кислые магмы, представляется реальным.

Такая модель подтверждается результатами изучения необычных кислых вулканитов — макусанитов, описанных в районе Макусани в Юго-Восточном Перу и Боливии (М.Пишаван и др., 1988 г.). Ма-кусанитами названы миоплиоценовые игнимбриты, в которых кро­ме вкрапленников кварца и полевых шпатов обнаружены фено-кристаллы биотита, магматического мусковита (обе слюды богаты фтором), андалузита, силлиманита, шпинели, минерала, близкого к кордиериту, а также разнообразных акцессорных минералов. Часть вкрапленников кристаллизовалась из расплава, а часть пред­ставляет собой реликты высокоглиноземистого метаморфическо­го субстрата, вовлеченного в частичное плавление. Начальное от­ношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в игнимбритах составляет 0.721-0.726, а δ¹⁸0 = = +12‰. По минеральному и химическому составу макусаниты близки к двуслюдяным лейкогранитам, известным во многих про­винциях земного шара, и как правило, не имеющим вулканических аналогов. В Юго-Восточном Перу и в Боливии лейкогранитный расплав достиг дневной поверхности благодаря высокой начальной температуре, составлявшей около 800 °С. Такой нагрев стал возмож­ным вследствие того, что мусковит в метаморфическом субстрате был богат фтором и оставался устойчивым до более высокой темпе-

7. Магматические горные породы корового происхождения

ратуры по сравнению с ОН-мусковитом. Заметим, что в стандарт­ных биотитовых и двуслюдяных гранитах S-типа слюды, как прави­ло, бедны F и содержат в своем составе главным образом группу ОН.

Содержания Li и F в перуанских и боливийских макусанитах со­ставляют 270-830 г/т и 0.3-0.4 мас.% соответственно. Максималь­ные концентрации Li и F, достигающие 3400 г/т и 1.33 мас.%, уста­новлены в вулканических стеклах (обсидианах), которые ассоциируют с игнимбритами и по химическому составу являются полными аналогами микроклин-альбитовых редкометальных гра­нитов и онгонитов (см. табл. 7.2).

Петрографические и геохимические особенности макусанитов ясно указывают на то, что эти породы возникли за счет частично­го плавления корового вещества, содержавшего слюды, богатые F и Li. Даже если накопление F и Li в обсидианах было связано с кри­сталлизационной дифференциацией, начальная геохимическая специализация расплава бесспорна.