Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок
Подождите немного. Документ загружается.
формация
сменяется
щелочно-гранитовой
формацией
-
типичной
для
рифтогенеза
(А-тип).
В
составе
гранит-граносиенитовой
формации
главными
по
объему
являются
граносиениты
и
граниты.
Подчиненную
роль
играют
лейкограниты,
аляскитовые
граниты,
щелочные
граниты,
кварцевые
сиениты, сиениты,
кварцевые
диориты,
монцониты,
диорито-сиениты.
Типичный
минеральный
пара
генезис
главных
групп
по-
род:
граносиениты,
граниты
- Qu+Fsp(Mi, Ort,
Sап)+РI
20
-
40
*+Bt+
+НЫ
Зl
-
44
**;
лейкограниты,
аляскиты
Qu+Fsp(Mi)+PI
2
_
18
**+
+В!
(Mus)
±НЫ;
щелочные
граниты
- Qu+Fsp+Bt+alc
Аш
9s
±alc
Рх;
монцониты,
кварцевые
диориты
- Plso+Fsp+Qu+Bt+HbI
±Срх;
Акцессорные
минералы
- Zr, Mt,
Ар
(сквозные):
Sph,
Ог, Ру.
Типоморфизм
минералов:
Fsp
представлен
высоко-
и
низко
структурно-упорядоченными
моноклинными
и
триклинными
Ort,
Mi, San.
В компонентном
составе
Fsp
типично
соотношение
Ort
:
АЬ
= 1 :
1.
Биотит
является
магнезиально-желизистым
с
высоким
содержанием
Ti0
2
•
Роговые
обманки
в
породах
ранних
и
главных
интрузивных
фаз
-
железисто-магнезиальные
(актинолиты)
,
в
поздних
-
натриево-железистые
(рибекиты).
Петрохимическая
связанность
главных
видов
горных
пород
в
сериях
гранит-граносиенитовой
формации
и
их
отличие
от
однотипных
пород
в
других
формациях
проиллюстрированы
в
табл.
5
(их
отличие
-
в
первую
очередь
более
высокая
величина
суммарной
щелочности,
рис.
5).
Условия
становления
комплексов
-
гипабиссальные
и
субвул
канические.
По
типу
состава
и
строения
региональных
проявлений
гранит
граносиенитовой
формации
могут
быть
выделены
петротипы
:
-
Забайкальский,
представленный
гомодромной
серией:
мон
цониты,
сиенито-диориты,
кварцевые
сиениты
(ранние
фазы)-+
граносиениты,
граниты
(главные
фазы)-+лейкограниты
(поздние
фазы);
-
Алтае-Саянский,
представленный
многофазной
гомодромной
серией:
сиениты,
кварцевые
сиениты,
граносиениты,
граниты-+
граносиениты,
4ейкограниты,
аляскиты-+щелочные
граниты.
Объ
емы
фаз
близки;
взаимосвязи
пород
внутри
фаз
-
фациальные;
-
Казахстанский,
представленный
двумя
подтипами:
а)
мон
цониты
(ранняя
фаза)-+кварцевые
диорито-сиениты,
граниты
(главная
фаза);
б)
кварцевые
монцониты,
диориты,
кварцевые
сиениты,
габбро,
гранодиориты,
граносиениты
(ранняя
фаза)-+гра
носиениты,
кварцевые
сиениты,
граниты
(главная
фаза)-+Субще
лочные
граниты,
лейкограниты,
граниты
(поздняя
фаза).
Взаимо
отношения
пород
внутри
фаз
-
фациальные;
•
Содержание
анортита
в
nлагиоклазе
.
••
Железистость
амфибола
.
59
-
Большекавказский
(пятигорский
комплекс)
характеризуется
слабой
дифференцированностью
состава,
резкопорфировой
струк
турой
пород
и
минеральным
·
парагенезисом,
типичными
для
экструзивных
субвулканических
пород,
что
послужило
причиной
укоренившеrocя
в
литературе
ЭФФузивного
(вулканического)
на
звания
пород
-
трахилипариты.
Породную
ассоциацию
здесь
представляют
граносиенит-порфиры
и
гранит-порфиры,
связанные
между
собой
фациально-фазовыми
взаимоотношениями
.
МЕТОДИКА
СРАВНИТЕЛЬНОГО
АНАЛИЗА
СОСТАВА
КОЛЛИЗИОННЫХ
ПЛУТОНИЧЕСКИХ
ФОРМАЦИЙ
Завершая
характеристику
плутонических
ассоциаций
зон
кон
тинентальной
коллизии,
следует
подчеркнуть,
что
формации
мафическо-салического
семейства
проявлены
в
эволюции
самой
геодинамической
обстановки
по
крайней
мере
дважды
-
на
пред
или
раннеколлизионной
стадии
(gd)
и
позднеколлизионной
(dg) ,
а
возможно,
и
на
постколлизионной
-
предрифтогенной
(gs) .
Следует
отметить,
что
комплексы
как
тоналит-гранодиоритовой,
так
и
диорит-гранодиоритовой
формаций
сложены
однотипными
видами
горных
пород.
При
этом
различия
между
гранодиоритами,
гранитами
и
лейкогранитами
в
сравниваемых
формациях
устанав
ливаются
только
по
признаку
более
высокой
щелочности
этих
пород
в
диорит-гранодиоритовой
формации
(табл.
5).
Гранит-гра
носиенитовая
формация
продолжает
эту
тенденцию.
Во
времени
диорит-гранодиоритовая
формация
всегда
следует
после
тоналит-гранодиоритовой,
образуя
с
ней
типовой
для
мафическо-салического
семейства
временной
формационный
ряд.
Формации
салического
семейства
(g
и
Ig),
относящиеся
к
кульминации
процесса
континентальной
коллизии,
выступают
преимущественно
как
латеральные
аналоги
формаций
мафическо
салического
семейства,
KflK
например,
типичный
латеральный
формационный
ряд
тоналит-гранодиоритовой
и
гранитовой
форма
ций.
По
составу и
особенностям
главных
видов
пород
(лейкогра
нитов,
гранитов
и
гранодиоритов)
формации
салического
семейства
отличаются
от
одноименных
пород
в
формациях
мафическо-сали
ческого
семейства
практически
лишь
от
тоналит-гранодиоритовой
формации,
в
то
время
как
от
dg
и
gs
они
отличаются
не
столь
очевидно
(табл.
5)
.
Все
это
заставляет
рассматривать
другие
признаки
в
поисках
более
информативных
разделительных
критериев.
Такими
признаками
могут
быть
геохимические
и
изотопно-гео
химические
данные.
Рассмотрим
для
всей
ассоциации
коллизионных
гранитоидных
формаций
поведение
Rb
и
Sr
как
наиболее
важных
литофильных
элементов-примесей,
входящих
соответственно
в
калиевый
полевой
60
шпат
и
плагиоклаз
и
отражающих,
с
одной
стороны,
степень
плавления
субстрата,
с
другой,
процесс
фракционирования
рас
плава.
для
тоналит-гранодиоритового
формационного
вида
харак
терна
незначительная
величина
фракционирования
Rb
и
Sr
во
всей
петрогенетической
серии пород
(рис.
6).
На
диаграмме
Rb/Sr
-
Si0
2
(Tischendorf, Palchen, 1985)
комплексы
тоналит
гранодиоритовой
формации
занимают
преимущественно
поле,
ограниченное
значениями
Rb/Sr
=
0,05-0,5,
которое
с
позиций
~незиса
гранитоидов
рассматривается
как
поле
образований,
связанных
с
материалом
океанической
коры.
Вариации,
вплоть
до
перехода
в
поле
коровых
гранитоидов,
отмечаются
лишь
для
гималайских
комплексов
(особенно
для
более
кремнекислых
пород),
в
то
время
как
наиболее
низкие
значения
для
комплексов
той
же
формации
характерны
для
Альп.
Для
комплексов
гранитовой
формации,
напротив,
устанавли
вается
высокая
степень
фракционирования
Rb
и
Sr
(0,6-60
в
горском
комплексе
и
0,75-12,5
в
гималайских
комплексах),
что
обусловлено
в
первую
очередь
влиянием
корового
субстрата.
На
диаграмме
Rb/Sr
-
Si0
2
(рис
.
7)
они
занимают
поле
«гранитов
континентальной
коры».
Лейкогранитовая
формация,
подобно
гранитовой,
на
диаграмме
Rb/Sr
-
Si0
2
(рис
.
7)
также
попадает
в
поле
гранитов
конти
нентальной
коры,
но
на
примере
рудногорского
и
тырныаузского
(Кавказ)
комплексов
лейкогранитовой
формации
может
быть
показана
значительная
вариация
Rb/Sr
(заметно
более
высокие
значения
в
рудногорском
комплексе
по
сравнению
с
тырныауз
ским).
Возможно,
это
связано
с
более
лейкократовым
характером
рудногорского
комплекса,
в
котором
соответственно
наблюдается
тренд
обогащения
Rb
(максимальное
возрастание
Rb/Sr),
а
в
тырныаузском
обратная
тенденция
-
к
понижению
Rb/Sr,
соот
ветствующая
его
антидромному
характеру.
для
диорит-гранодиоритовой
формации
характерна
низкая
степень
фракционирования
Rb
и
Sr
во
всей
серии
пород
(рис.
8).
На
диаграмме
Rb/Sr
-
Si0
2
ее
комплексы,
подобно
тоналит-гра
нодиоритовой
формации,
локализуются
только
в
полс
«
интрузив
ных
гранитов
океанической
коры».
Устойчивым
формационным
признаком
для
тоналит-гранодно
ритовой
формации
служит
прямая
корреляция
между
петрохими
ческими
характеристиками
Si0
2
,
Na
2
0+K
2
0
и
концентрациями
редкоземельных
элементов
(REE).
В
гомодромной
петрогенетиче
ский
серии
пород
(табл.
6)
наблюдается
закономерное
накопление
группы
легких
редкоземельных
элементов
(LREE>.
дЛЯ
характеристики
петрогенезиса
региональных
компл
е
ксов
формации
важную
роль
могут
сыграть
значения
элементов,
входящих
в
группу
легких
(LREE)
и
тяжелых
(HREE),
поскольку
отражают
различную
степень
фракционирования
расплава.
Значе
ние
отношения
Lз/Се
рассматривается
как
характеристика,
свойственная
составу
мантийного
вещества
,
вовлекаемого
в
про-
б!
о
"-
"-
,
"-
"
\.
о
"
"
о
"
о
\.
\.
"
о
.0
е"
о
\.
\
\
"
о
00
,
о
\
\
\.
о
\
\
о
\
о
\
0 \
\
\
о
\
00
\
\
\
\
\.
о
•
е
\
о
•
о
'\
о
о
•
о
•
о
\.
о О
••
0\
о
~.
\.
..
.
~
\ •
:.
о
о
•
•
о
о
I
г.
•
о
\:
:
•
о
.
I
о
е
о
..
о
I
.е
~
1.
•
••
1-
••
е
8
·
1·"
~
I
.!fJ~.
I
•
а.
. -
о
\
"е
о
&,.0
_
• ••
~
о
••
8
\ . ,
~.
о
\
о
о
o
~
!fJ
0 \
00
о
\
О!В
• 8
о
d
\
\
\
. \
\
\
•
\
\
.
\.
о
\
\
\
~
\
18
\
\
. \
$\
\
\
\
~
\
•
о
,...
<D
со
со
со
N
<D
о
со
ф
....
е
<"
о
•
о,
07.
03
tz,
115.8
~7
о8
Рис.
7.
Дифференцирован
ность
состава
комплексов
грани
товой,
леЙкогранитовоЙ.
гранит
граносиенитовой
и
диорит-гра
нодиоритовой
формаций
в
сис
теме
RЬ/Sг-SiO!
(G. Tischen-
dorf,
W.
РаlсЬеп,
1985).
По
дан
ным
К.
Berg,
СЬ.
Breilkreuz
(1983), F. Debon
е!
а1.
(1986),
Р.
Le
For\
(1973, 1981);
Г.
Рёл
лига,
В.
Бергера
и
др.
(1990);
М.
Р.
Searle,
В.
J.
Ргуег
(1986),
В. С.
Попова
и
др.
(1987),
Е
.
К.
Станкевича
(1990),
Р
.
Vidal
е\
аl.
(1982).
1-2
-
гранитовая
форма
ция
:
1 -
Гималаи
(тип
масси
вов
Манаслу),
2 -
Р
удн
ые
горы
(горский
комплекс);
3-
4-
лейкогранитовая
формация:
3 -
Рудные
горы
(рудногорский
комплекс).
4 -
Б
.
Кавказ
(тыр
ныаузский
комплекс);
5 -
гра
нит-граносиенитовая
формация
(Б.
Кавказ,
пятигорский
комп
лекс);
6-8
-
диорит-гранодио
ритовая
формация
:
6 -
Б
.
Кав
каз
(теплинский
комплекс),
7 -
Каракор
ум
(тип
массивов
Бальторо).
8 -
Северо
-
Чилий
ские
Анды
.
Буквенные
пояснения
рис
.
6.
цессы
плавления,
поэтому
его
отличие
интерпре
тируется
как
признак
различия
мантийного
источ
ника.
Для
гималайских
комплексов
отношение
La/Ce
в
породах
гомодромной
серии
характеризу
ется
близкими
значениями
при
сопоставлении
западного
и
восточного
секторов
(табл.
6,
прил.
8).
В Альпах
тоналит-гранодиоритовые
ком
плексы
обнаруживают
сходство
с
гималайскими,
но
отличаются
меньшей
дифференцированностью
значений,
что
хорошо
коррелируется
со
степенью
петрохимической
дифференцированности
всей
се
рии
пород
(прил.
9).
Совершенно
иную
тенденцию
изменчивости
этого
параметра
демонстрируют
данные
по
комп
лексам
тоналит-гранодиоритовой
формации
кав
казского
сегмента
(прил
.
1
О).
Отнош
ения
La/Yb
характеризуют
степень
фракционирования
между
LREE
и
HREE.
Они
имеют
близкие
значения
для
тоналит
-
гранодиори
·
товых
комплексов
одного
региона
(для
гималай
ского
сегмента),
но
различные
в
разных
регионах.
Самое
высокое
фракционирование
наблюдается
в
альпийских
комплексах,
наиболее
низкое,
как
будет
показано
далее,
в
андиЙских
.
Отнош
ение
Еu/
Еu·,
отражающее
дефицит
ев
ропия,
показывает,
что
ведущим
для
петрогенезиса
формации
являлся
процесс
фракционной
кристал
лизации
расплава,
и
его
признаком
служит
понижение
значения
этого
отнош
ения
в
более
поздних
фазах
становления
плутонов.
Присутствие
в
серии
пород
(преимущественно
наиболее
основ
ного
состава),
у
которых
нет
ев
ропиевого
мини
мума
,
можно
интерпретировать
как
более
низкую
степень
кристаллизационной
дифференциации
рас
плава,
сохранившего
признаки
присутствия
пер
вичной
мантийной
магмы.
Анализ
кривых
распределения
REE
показывает
,
что
для
ведущих
пород
в
комплексах
тоналит-гра
нодиоритовой
формации
,
представляющих
гима
·
лаЙскиЙ,
кавказский
и
альпийский
сегменты,
характерен
общий
наклон
в
группе
LREE
(след
ствие
близких
значений
отношений
La/Ce,
Sm/Nd)
и
заметное
различие
кривых
в
группе
HREE
(прил.
7-10).
Содержание
редкоземельных
элементов
в
ком
плексах
гранитовой
формации
может
играть
роль
как
признаков
формационной
принадлежности,
так
и
признаков,
отражающих
региональную
специфи-
63
ку
становления
комплексов.
Характерным
формационным
призна
ком
для
гранитовой
ассоциации
пород
служит
устойчивый
европиевый
минимум
(прил.
11-13).
С
другой
стороны,
при
одинаковых
характеристиках
главных
петрохимических
параметров
(Si0
2
,
Na
2
0+K
2
0)
гималайские
и
горские
гранитоиды
существенно
различаются
по
содержанию
REE,
показывая
тем
самым,
что
эти
признаки
определяются
не
только
формационной
принадлежностью
ассоциаций,
но
являются
и
региональным
признаком,
обусловленным
различием
состава
суб
страта,
подвергшегося
анатектическому плавлению.
Так,
в
Гима
лаях
исходные
гнейсы
характеризуются
в
целом
более
высоким,
чем
у
гранитов,
содержанием
LREE
(в
западном
секторе
- 103;
в
центральном
и
восточном
- 127).
Значения
отношений
La/Ce,
La/Yb,
Еи/
Еи*
в
породах
гранитовой
формации
следует
рассматривать,
как
характеристики
степени
плавления
и
отклонения
от
эвтектоидного
расплава,
а
не
как
характеристики
фракционирования
при
кристаллизационной
дифференциации,
что
подтверждается
и
изотопно-геохимическими
данными.
Содержание
и
распределение
редкоземельных
элементов
в
породах
лейкогранитовой
формации,
представленной
рудногорским
и
тырныаузским
комплексами,
можно
рассматривать как
один
из
формационных
признаков.
Так,
для
рудногорского
комплекса
характерны
глубокий
европиевый
минимум
и
исключительно
высокая
дl1сперсия
содержания
REE
(табл.
7,
прил.
14,
а,
6).
Отдельные
значения
соответствуют
мантийным
концентрациям.
Вместе
с
тем
обращает
на
себя
внимание
слабая
диффсренциро
ванность
кривых
распределения
REE,
что
особенно
контрастно
выглядит
при
сравнении
с
аналогичными
кривыми
в
породах
горского
комплекса
гранитовой
формации
(значения
La/
Lu,
La/Yb).
Поскольку
лейкогранитовый
рудногорский
и
гранитовый
гор
ский
комплексы
тесно
связаиы
единым
литосферным
блоком
(Фихтельберг-Рудногорская
антиклинальная
структура),
петрогео
химические
различия
между
комплексами
можно
рассматривать
в
качестве
признака
принадлежности
к
разным
формационным
видам
(прил.
13, 14).
Для
тырныаузского
комплекса
кривая
распределения
REE
однотипна
с
кривыми
для
вулканических
комплексов
Эльбруса
и
В.
Чегема,
что
служит
дополнительным
признаком
их
комагма
тичности.
Вместе
с
тем
она
существенно
отличается
01'
рудногор
ских,
И
это
уже
можно
рассматривать
как
признак
региональной
специфики
формации.
Петрохимически
слабодифференцированный
пятигорский
ком
плекс
гранит-граносиенитовой
Формации
(Большой
Кавказ)
отли
чается
высокой
степенью
фракционирования
REE
(табл.
7).
Кривые
распределения
REE
(прил.
15)
в
основном
не
имеют
характерного
для
кислых
пород
европиевого
минимума
.
5
-3ак.
865
65
"
х
"
"
\
х"
,,\
~
"
•
(!I
•
:.::
"'-
11
'-
-
)(
"-
.
~"
"
:.::
х
,
о
)(
-.
х
)(
~
х
х
)(
)(
х
\
х
)(
\
ХХ
ф
"
Х.
\
"'-
\8
•
ф
"-
•
tЛ\
•
"
"'~.
:
\
ф
ф
\
•
ф
~)
\
s
8>
\
ф
\
\
\
\
\
Х
"
<
•
\ .
~
\
-
\
\"
6)
\
6)
\.8
\
I
I
I
I
I
I
11
\"
"
\
ф
\
\
~
66
\
\
.
\
.\
(9
\
\
\
•
•
\ .
\
\
\
••
\
\
8
•
•
•
"
ф
(t
а
•
•
~8
•
•
~
~
-
\
\
\
\
\
\
\
\
\
\
\
\
\
\
\
~
N
О
CI)
C\I
tD
о
10
х
Изотопные
отношения
87
Sr/
86Sr
в
породах
тоналит-гранодиоритовой
формации имеют
пре
имущественно
мантийные
и
мантийно-коровые
значения,
которые
отражают
различную
сте
пень
участия
в
процессе
петрогенезиса
матери
ала
континентальной
коры
.
(табл.
5).
Изучение
изотопии
кислорода
(
18
0/
16
0)
дает
дополнительную
информацию
о
степени
равно
весности
процессов
кристаллизационной
диффе
ренциации
и
взаимодействия
с
вмещающей
средой
.
В
гималайских
комплексах
тоналит-гра
нодиоритовой
формации
содержание
изотопов
кислорода
(Р.
Вlаttпег)
тесно
связано
с
петро
генетическим
трендом
дифференцированности
по
типу
кислотность-основность,
свойственным
всей
серии
пород,
и
меняется
в
интервале
значений
001
86,
0-7,6
'10
0'
В
кавказском
сег
менте
пояса
содержания
изотопов
кислорода
характеризуется,
по
данным
Р
.
Л.
Мелконяна,
в
ряду
габбро-диорит-гранодиорит-лейкогра
нит
в
лалварском
комплексе
тоналит-граноди
оритовой
формации
следующими
значениями:
6,5-6,7-8-9,
которые
в
целом
близки
к
таковым
для
гималайских
комплексов
тоналит
гранодиоритовой
формации.
В
породах
гранитовой
формации,
в
отличие
от
тоналит-гг.ано
д
иоритовоЙ,
изотопные
отно
шения
87
Sr/
8 Sr
характеризуются
устойчивыми
коровыми
значениями
(0,7068; 0,7102 -
для
горского
комплекса
и
0,714 -
для
гранитов
Центрального
Французского
массива)
.
И
нтерес
ны
изотопные
данные,
подтверждающи
е
обус
ловленность
свойств
гранитовой
формации
раз
личием
состава
субстрата
,
подвергш
е
гося
ана
тектическому
плавлению.
Эти
зависимости
хорошо
проявлены
для
гималайских
гранитовых
комплексов
(Высокие
и
Тибетские
Гималаи)
в
сходстве
величин
изотопных
отношений
87
Sr/
86Sr;
14З
Nd/
144
Nd
в
гранитах
и
гнейсах
.
для
гранитов
87
Sr/
86Sr
0,7078-0
,7089; 0,7186;
0,
738-0,764
;
E;
in
Nd
=
-16
,
1-(-10
,
8)
.
Для
вмещающих
граниты
гнейсов
87
Sr
/
8~
Sг=O
,
729-
-0,755;
E;
inNd =
-18,1-
(
-13,4).
Изотопный
состав
кислорода
в
гималай
-
ских
гранитовых
комплексах
характериз
ует
ся
значениями
01
О
(7
00
) =
11,5-12,4,
что
соот
ветствует
КОРОI!ЫМ
отношениям,
близкими
к
67
о
QO
Редкозе-
мель-
ные
эле-
менты
La
Се
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
ТЬ
Dy
Но
Er
Tu
УЬ
Lu
У
I REE
I
LREE
I
HREE
СОДЕРЖАНИЕ
РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ
ЭЛЕМЕНТОВ
(REE)
В
ПОРОДАХ
ТОНАЛИТ-ГРАНОДИОРИТОВОЙ
ФОРМАЦИИ
(мкг/г)
Гималайский
сегмент
СПП
Малокавказский
сегмент
Альпийский
сегмент
западная
часть
восточная
часть
53-
53
- 53-
53-
<53 %
64 %
>64 % <53 %
64
%
>64 % <53 %
64 %
>64 % <53 %
64 %
>64 %
Si0
2
Si0
2
Si02
Si0
2
Si0
2
Si0
2
Si0
2
Si0
2
Si0
2
Si0
2
Si0
2
Si0
2
1 2
3
4
5
6
7
8
9
IO
/J
12
8
21,2
32
,13 0,71
27
,8
33,4
9,53
13 26,1 9,26
27
,65
33
,64
22,4
52,1 57,91 1,
61
55
,4 62,65 18,73
27
58,2 17,44
51
,67 58,1
4,5
7,6
6
2,05 3,65 5,87
17,2
27
20,3
1,24
25,1 23,1
11,5
16 24,75 8,46 21,22 20,3
3,4 3,9
4,6
0,85
5,4 4,6 2,6 4,25
5
2,37
4,4
3,89
0,88
1,43 0,77 0,
24
1,12
0,87
1,17 0,75
1,18
0,73
1,15 1,02
6 7
3,7
0,46
4,4
3,9 3,43
4 5,33
2,30
0,5
0,65 0,52 0,07
0,66
0,43
0,55 0,9
1
0,37 0,58
0,
46
5,2
5,8
3,7 4,23 3,48
3,56
3,4 6,21
1,4
1,6
0,9 0,85
1,36
2,1 2,7 2
2,23
1,85
1,75 1,5 3,53
0,98
1,06 0,39 0,3
0,55 0,22
2
~,2
2,35
0,22 2,36 2,04
1,77
1
3,54 1,23 1,85 1,48
0,
44
0,98
0,34
0,03 0,37 0,31
0,36
0,64
0,19
0,34 0,24
18,6
22,8
21,1 16,1 16 33
93,6 158,02
156,71 5,43 129,07 136,63 74,25 91,45
176,26 42,57
108,86
119,13
56,38
113,
23
121,
71
4,65 114,82 124,62 45,58 64,65
121,1
38,26
106,09 116,95
37
,22 44,79
35
0,78 14,25 12,01 28,67 26,8
55,16 4,31 2,77
2,18
ТАБЛИЦА
6
Анды,
С
еве
р
-
ное
Чили
53-
I
64
%
>64 %
Si0
2
Si0
2
IЗ
J4
16,4
13,1
36,9 27,65
5,1 3,25
21,8 12,5
5,8
2,4
1,34 0,61
5,09
2,47
5,21 2,38
1,03
0,47
2,95 1,33
2,69 1,
38
0,40 0,22
27
8
131,71 75,76
87,34 59,51
44,37
16,25