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 Nа₂O + K₂O 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.

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.