ИСТИНА

Современные модели континентальной коры (напр. Rudnick, Fountain, 1995), основанные на сейсмических характеристиках пород и петрологических исследованиях ксенолитов коровых пород в изверженных магмах, выделяют в коре нижний, средний и верхний уровни. При этом указывается, что нижняя кора, обогащенная Al2O3, FeO, MgO, CaO и обедненная легкими РЗЭ, сложена преимущественно породами основного-среднего состава, испытавшими высокотемпературный или даже ультравысокотемпературный (> 900OC) метаморфизм (гранулитами). Между уровнями коры осуществляется активное перераспределение вещества. В неоархейское – неопротерозойское время яркой репрезентацией этого процесса являлся подъем гарполитоподобных гранулитовых поясов между стабильными участками коры – кратонами. Примерами таких комплексов могут служить пояс Лимпопо (ЮАР) с возрастом 2.72-2.69 млрд. лет (напр. van Reenen et al., 2011), Лапландский пояс (Россия-Финляндия) с возрастом 1.95-1.87 млрд. лет (напр. Mints et al., 2007), Мозамбикский пояс (Танзания) с возрастом 0.64-0.62 млрд. лет (напр. Fritz et al., 2009) и другие. Еще один способ перераспределения вещества между уровнями коры - это гранитоидный магматизм, обуславливающий благодаря которому происходит внутрикоровая дифференциация и гравитационная стабилизация коры. Доминирующая c 1990-х годов модель указывает на определяющую связь нижнекоровых гранулитов и гранитных интрузий, проникающих в среднюю («амфиболитовую») кору. Согласно этой модели гранулиты представляют собой реститы после частичного плавления пород (анатексиса) и отделения недосыщенных водой гранитоидных расплавов (Clemens, 1990; Vielzeuf et al., 1990; Brown, 2006; Sawyer et al., 2011). Экспериментальные данные при давлениях 5-15 кбар (см. обзор в Weinberg, Hasalová, 2015) показывают, что, кордиерит, гранат, орто- и клинопироксены, шпинель, силлиманит – характерные минералы гранулитов, появляются в ходе перитектических реакций дегидратационного (без участия внешнего флюида) плавления двуслюдяных и амфиболитовых ассоциаций на фоне прогрессивного метаморфизма при температурах > 650-700°С. Уже при температурах 800-900ОС в ходе этого процесса генерируются значительные объемы гранитных расплавов (до 50 об. %), а нижняя кора становится более тугоплавкой и обедняется легкими РЗЭ. Дегидратационное плавление высокоглиноземистых пород, таких как метапелиты или метаграувакки адекватно моделирует возникновение гранитоидных расплавов типа S. Однако дегидратационное плавление не всегда способно объяснить появление гранитоидных расплавов в таких субстратах, как тоналит-трондьмитовые гнейсы (ТТГ), являющиеся источниками гранитоидов типа I или A. В отличие от пелитовых пород, дегидратационное плавление ТТГ начинается лишь при температурах >800-850ОС в зависимости от состава. Для производства значительных объемов расплавов необходимо участие внешних водных или более сложных по составу (водно-углекисло-солевых) флюидов (напр. Safonov et al., 2014a). В мигматитовых комплексах, возникших как в ходе дегидратационного, так и флюидного плавления, гранитоидные расплавы термодинамически равновесны с окружающим гранулитовым реститом. Тем не менее, модели гранулитов как реститов, оставшихся после удаления больших объемов гранитных расплавов, не всегда способны объяснить соотношения гранитоидов и гранулитов в мигматитовых комплексах. К таким проблемам можно отнести несоответствие составов мигматитовых гранитоидов и вмещающих гранулитов, геохронологические взаимоотношения (гранитоиды в мигматитовых комплексах могут быть заметно моложе, чем возраст пика метаморфизма и сопровождать ретроградную стадию), несоответствие соотношений гранитоидного и «реститового» гранулитового материала модельным представлениям. Поэтому в петрологической литературе все больше появляется работ, указывающим на значительную долю инъекционного гранитоидного материала в мигматитовых комплексах (Morfin et al., 2013; Safonov et al., 2014b). В этом случае необходимо говорить о внешнем влиянии гранитоидных расплавов, изначально термодинамически и динамически неравновесными с гранулитовым окружением. Влияние гранитоидных интрузий (инъекций) на эволюцию пород гранулитовых комплексов имеет несколько аспектов. Геодинамическое влияние проявляется в активной циркуляции отдельных блоков гранулитов вокруг интрузий и эксгумации блоков гранулитов, захваченных магмами (Perchuk et al., 2008). При этом горячие (до 1000oС) гранитоидные магмы способны прогревать и ассимилировать блоки гранулитов (Huizenga et al., 2011; Safonov et al., 2014b). Так растворение метапелитов и метаграувакк в гранитных расплавах приведет к формированию гранитов, содержащих магматический гранат, силлиманит, ортопироксен. Подобные гранатсодержащие гранитоиды занимают значительные территории в некоторых гранулитовых комплексах (напр. Лапландский комплекс; Mints et al., 2007). Высокие температуры, задаваемые магмами, могут также привести к возникновению локальных зон высокотемпературного (UHT) метаморфизма и частичного плавления во вмещающих породах. Гранитоидные магмы несут огромный объем флюидов, содержащих H2O, CO2 и разнообразные солевые компоненты (напр. Huizenga et al., 2011). Ассимиляция гранитоидных расплавов материалом вмещающих пород влияет не только на состав расплавов, но и на характер флюидов, растворенных в них. Например, ассимиляция расплавами богатых сульфидами метаграувакк вполне может привести к восстановлению CO2 до графита с образованием графитсодержащих гранитов. Отделение флюидов в ходе остывания магм приведет к метасоматическим преобразованиям вмещающих гранулитов. Таковы, например, процессы высокотемпературной регидратации в комплексе Лимпопо (ЮАР) и процессы чарнокитизации вокруг гранитов Клозепет в Южной Индии. В отличие от «дегидратационных» комплексов, потерявших гранитный материал, инъекционные комплексы будут характеризоваться повышенными содержаниями теплогенерирующих элементов (U, Th, K), влияя на термальную структуру коры (Morfin et al., 2013).