Петрология / Высокоглиноземистые мелано

Высокоглиноземистые мелано- и лейкограниты (S-mun)

Отличительной особенностью кислых и ультракислых магмати­ческих пород данного типа является максимальная пересыщен- ность глиноземом. Все они являются корунднормативными (я/, > О, 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 высокоглиноземиа ых гранитов встречаются редко.

По суммарному содержанию Na₂0 + К₂0 высокоглиноземистые граниты относятся к низкощелочному петрохимическому ряду. Для них характерны относительно низкие содержания СаО и Na^O 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; eNd < 0; 8^,80 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 могут быть и новообразованными твердыми фазами, которые кри­сталлизовались из пересыщенного глиноземом расплава. Лейко­граниты 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 фанитов указывают на выплавление ис­ходных магм из метаморфического корового вещества, богатого слюдами. Обычно это метаморфизованные глинистые или фау- вакковые осадочные породы. По классификации Б. Чаппела и А.Уайта (1974 г.), высокоглиноземистые фаниты относятся к S-ти- пу (sedimentary granites). Однако в некоторых провинциях источни­ком высокоглиноземистых фанитов служили слюдяные ортогней- сы. Первоначально это были кислые вулканиты или фанитоиды, которые затем подверглись кислотному выщелачиванию под воз­действием нафетых водных растворов.

Частичное плавление метаосадочных пород сопровождалось дегидратацией слюд, которые служили источником воды, раство­ренной в фанитном расплаве. Плавление начиналось при Р-/ус­ловиях амфиболитовой фации на глубине около 10-12 км (Р - 400 М Па) при температуре 650-750 °С и было связано с разло­жением мусковита (Ми), например:

Mu + PI + Q L + Sill, (3)

где Р1 — 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 г иперстена (Орх) как реститовых фаз: Bi + Sill (Mu) + PI + Q -> L + (Sp, Cord,Gr) + Орх ± Ksp (4)

Наличие реликтового кордиерита указывает на относительно небольшую глубину гранитообразования (Р < 400 МПа), а появле­ние фаната 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 отно­сительно малых степенях частичного плавления (<20 об.%), не пре­вышавших критической доли расплава, необходимой для перехода магматического очага в эффективно жидкое сосгояние (см. раз­дел 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.