Аллохтонныеграниты, гранитоидымалых глубин

и кислыевулканиты

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.%

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.