Общая характеристика магматических проявлений Белореченского полигона

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Реферат

Общая характеристика магматических проявлений Белореченского полигона



Введение

В районе Белореченского полигона проявлены три магматические формации. К ним относятся: формация ультрабазитов; формации орогенных (улукамский, малкинский комплексы) и посторогенныхгранитоидов. Именно эти формации являются объектом геологического картирования при проведении учебных и учебно-исследовательских практик.

На описываемой территории магматические проявления встречены на трех участках, являющихся выступами палеозойского фундамента в пределах Лабино-Малкинской структурно-тектонической зоны: Даховском и Сахрайскомгорстах и Руфабгинском поднятии. Для всех выделенных участков характерно проявление магматизма трёх формаций: ультрабазитов, позднеорогенных (позднепалеозойских) гранитоидов и предположительно габбро-тоналитовой формации.

Магматические породы Даховского массива представлены серпентинитами (змеевиками) и гранитоидамималкинского комплекса, вмещающей средой для которых является толща кристаллических сланцев раннего палеозоя. Даховский массив, площадью около 30 кв. км, расположен в 7 км южнее станицы Даховская, где в ущелье р. Белая и скальных выходах рельефа обнажается всё многообразие интрузивных и метаморфических пород массива. По южной границе гранитоидов проходит тектонический разрыв, сопровождаемый мощной зоной милонитизациигранодиоритов и гранитов. Данный разрыв, по мнению Г. Д. Ажгирея, является северной ветвью Тырныауз-Пшекишской зоны разломов и отчетливо наблюдается вблизи устья левого притока реки Белая - ручья Сосновка. Разрывные нарушения субширотного простирания, вероятно, относящиеся к этой же зоне разломов, наблюдаются и восточнее, в русле руч. Грушевый, где они фиксируются по аэрофотоснимкам и тектоническим зонам дробления. Гранодиориты и граниты в этих зонах соответствуют начальным стадиям формирования линейных кор выветривания по гранитоидам. По всей южной периферии массива развиты равномернозернистыегранодиориты, в основном серые, местами переходящие в красноватые. Они часто содержат ксенолиты амфиболитов вытянутой формы, ориентированные в северо-западном направлении. Ближе к центральной части массива в зонах разрывных нарушений наблюдаются выходы изометричных и вытянутых тел микроклиновых биотитовых гранитов, двуслюдяных гранитов и дайки лейкократовых гранитов, гранит-аплитов мощностью от 1 до 15-20 м, имеющие как тектонические, так и магматические контакты с гранодиоритами.

Центральную часть массива занимают в основном более лейкократовыерозовыегранодиориты, которые к северу, а также к югу переходят в более меланократовые серые и красновато-серые гранодиориты. Гранодиориты центральной части массива огнейсованы с ориентированным расположением листочков слюды. К зонам дробления в гранодиоритах приурочены дайки гранитов и гидротермальные жилы, а также дайки (мощностью 1-3 м) и мелкие тела (мощностью до 40 м) среднезернистых аляскитовых гранитов, которые часто содержат ксенолиты гранодиоритов. Следует отметить возрастание к северу от центральной части массива, вблизи зон тектонических нарушений, количества даек гранит-аплитов, светлых альбитизированныхплагиоклазитов, лейкократовых гранитов.

С севера гранитоиды имеют активный контакт с толщей кристаллических сланцев балканской свиты и серпентинитами, которые в свою очередь трансгрессивно перекрыты породами триаса и юры. Здесь в зоне Центрального разлома, а также в среднем течении ручья Догуако, балке Колесникова, русле реки Белая, приустьевой части балки Липовая, ручье Сюготкартированы линзы и тела серпентинитов мощностью до 100 м и протяженностью до 500 м субширотного и северо-западного простирания. Они рассекаются жилами родингита, представляющего собой существенно гроссуляровую породу. Серпентиниты локализованы в зонах тектонических нарушений, относятся к протрузиям и имеют тектонические контакты с вмещающими породами. Вблизи контакта с гранитами прослеживаются амфиболовые, амфибол-гранатовые сланцы, рассланцованныеполевошпатовые амфиболиты с пластовыми телами мусковитовых и секущими телами аплитовидных гнейсов, мощностью до 1 м. Гранитоиды в этой северной части массива представлены серыми амфибол-биотитовыми гранодиоритами, местами переходящими в розовые и даже красноватые среднезернистые разности. Отмечается значительная изменчивость их окраски и состава с постепенными переходами на всём протяжении разреза. В районе северного контакта массива, на водоразделе левых притоков ручьёв Сибирка и Догуако, в тектоническом блоке наблюдаются выходы плагиогранитов и кварцевых диоритов с заметнойгнейсовидностью.

Все магматические породы массива пересекаются многочисленными гидротермальными жилами. На контактах гранитов и гранодиоритов, а также в зоне тектонического контакта гранодиоритов и серпентинитов встречаются карбонатно-баритовые жилы с сульфидами свинца, цинка, меди. Наблюдаются зоны дробления, где обломки гранитов и гранодиоритов сцементированы карбонатами и баритом. Кальцитовые, кальцит-сидеритовые и анкеритовые жилы чаще всего встречаются в гранодиоритах и кристаллических сланцах. Простирание жил преимущественно северо-восточное, реже северо-западное с падением на восток под углами 60-80°.

Магматические породы Сахрайского горста, представленные Шибабинским массивом гранитоидов площадью около 3 кв. км, обнажаются на правом берегу реки Сахрай, ниже станицы Новопрохладная. С востока и юго-запада массив ограничен тектоническими нарушениями, по которым граниты контактируют с отложениями триаса, а с севера породы массива трансгрессивно перекрыты отложениями юры. Возраст гранитоидов по особенностям петрографического состава определяется как позднепалеозойский, дотриасовый. Среди пород массива выделяются гранодиориты и розовые граниты. Шибабинский массив гранитоидов представляет собой небольшое горстообразное поднятие, сложенное палеозойскими породами среди пород мезозоя (триаса и нижней юры), не испытавших контактового взаимодействия. Интрузивные породы массива, как правило, катаклазированы, а в отдельных зонах превращены в милониты. Породы интрузии представлены биотит-амфиболовымигранодиоритами и гранитами розового и серого цвета с ксенолитами амфиболовых диоритов. Этот комплекс пород первой фазы внедрения прорван многочисленными телами аляскитовых, существенно микроклиновых гранитов северо-западного простирания, мощностью до нескольких метров. Эти граниты также катаклазированы. Гранодиориты и граниты, в свою очередь, секутся жилами аплитов и кварцевыми жилами северо-восточного и меридионального простирания, содержащими вкрапленность сульфидов и участки пиритизации. Петрографический состав пород Сахрайского (Шибабинского) массива сходен с составом пород Даховского массива. Для них характерно отсутствие четко выраженных пегматитовых жил, но широко распространены гидротермальные карбонатные, кварцевые и барит-полиметаллические жилы.

Гранитоидный массив, приуроченный к небольшому горсту по реке Руфабго, полностью аналогичен по составу описанной выше Сахрайской интрузии и представляет собой массив катаклазированных биотит-амфиболовых (с ортоклазом) гранодиоритов, выступающих среди триасовых отложений.

Амфибол-биотитовые гранодиориты и граниты первой фазы внедрения всех трёх описанных выше интрузий содержат калиево-натриевый полевой шпат в виде ортоклаза, а микроклиновые граниты второй фазы внедрения, воздействуя на них, приводили к дополнительной калишпатизации (микроклинизации). Учитывая то, что в нижнепермских конгломератах встречается галька только ортоклазовых гранитов, возраст первой фазы внедрения может быть определен как допермский, а возраст второй фазы - как дотриасовый.

1. Формация ультрабазитов

Формация ультрабазитов является наиболее древним проявлением интрузивного магматизма как на рассматриваемой территории, так и на всей территории Большого Кавказа. Данная формация объединяет многочисленные тела серпентинизированныхультрабазитов, широко распространенных в пределах всей зоны Большого Кавказа и являющихся частью офиолитового комплекса вместе с ассоциирующими с ними габброидами и базитовыми вулканитами (Плошко, 1969; Белов, Омельченко, 1976; Хаин, 1979). Ультрабазиты представлены в основном протрузивными телами линзообразной формы, согласными с вмещающими толщами, размерами от первых метров до крупных массивов (Малкинский, Беденский, Тхачский, Маркопиджский и др.). Они интенсивно деформированы - рассланцованы, развальцованы, будинированы и, по данным В. В. Плошко (1969) и О. Ш. Надарейшвили (1977), представлены серией серпентинизированных пород: гарцбургитов, лерцолитов, дунитов, пироксенитов и др.

В районе геологической практики протрузии серпентинитов в виде небольших линз приурочены к северной периферии Даховского горста, к зоне Центрального разлома, встречаются в среднем течении р. Догуако, балках Колесникова и Липовая, русле р. Белая, по ручью Сюг, а также в зоне доюрского надвига в истоке левого притока руч. Сибирка.

Серпентиниты образуют линзообразные тела субширотного и северо-западного простирания, имеющие ширину до нескольких десятков метров и протяженность до 0,5 км. Они локализованы в зонах крупных тектонических нарушений, а их контакты с вмещающими породами всегда тектонические. Сами породы интенсивно перемяты, карбонатизированы, лиственитизированы. Внешне это породы темно-зеленого до черного цвета с точечными включениями рудных минералов и нитевидными прожилками асбеста.

Рис. Эрозионный останец серпентинитов в устье балки Липовой

В серпентинитах балки Липовая установлены ксенолиты кристаллических сланцев, а в ущельях реки Белая и ручья Сюг серпентиниты и актинолит-плагиоклазовые метасоматиты пересекаются дайками и жилами крупнозернистых розовых лейкократовых гранитов мощностью до 0,5 м. В устье б. Липовая в зальбандах гранитоидных инъекций отмечается развитие асбестовых прожилков (4-5 см), а на удалении от контакта количество прожилков уменьшается и далее они исчезают.

Рис. Взаимоотношение гранитов с амфибол-плагиоклаз-кварцевыми гнейсами с линзами серпентинитов

Серпентиниты характеризуются брекчиевой, волокнистой, пластинчатой структурой, сланцеватой, петельчатой текстурой. Порядка 97 % породы составляют ориентированные, уплощенные обломки серпентинита размером от 0,4 до 1-3 мм, связанные тонковолокнистым агрегатом серпентина с пылеватой примесью магнетита (до 3 %). Обломки сложены антигоритом, слабо окрашены в зеленовато-желтый цвет. Остатки первичных минералов (энстатита, оливина) не сохранились.

Актинолит-плагиоклазовыеметасоматиты характеризуются диабластовой, реликтовой нематобластовой (волокнистой) структурами и массивной вторичной пятнистой текстурой.

Рис. Пятнистая текстура серпентинитов балки Липовой.

В составе метасоматитов преобладают агрегаты актинолита с плагиоклазом (до 50-60 %), в подчиненных количествах присутствуют псевдоморфозы по плагиоклазу хлорит-эпидот-цоизит-пренитового состава (до 15 %), граната (6 %), апатита (0,5 %), лейкоксена (3 %), хлорита-серпентинита (до 15-20 %) и знаки пирита. Порода обычно рассечена микропрожилка мипренита, альбита, кальцита.

Таблица Химический состав (в %) ультрабазитов, базитов и гранитоидов Белореченского полигона

	1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	38,35	37,12	49,02	48,16	49,88	55,16	73,88	68,80	62,40
TiO2	сл.	-	2,26	2,70	2,78	1,15	0,31	0,47	0,58
Al2O3	2,38	0,59	15,00	17,00	14,92	15,70	13,92	15,12	16,96
Fe2O3	3,18	3,92	2,90	1,82	2,66	1,10	0,49	1,07	0,84
FeO	6,75	3,52	11,43	9,27	10,92	7,12	0,72	3,12	5,02
MnO	0,21	0,31	0,27	0,18	0,27	0,41	0,08	0,06	0,16
MgO	46,09	39,47	6,68	6,00	4,17	3,96	0,37	0,98	4,02
CaO	1,20	1,16	9,17	10,86	7,85	6,80	0,62	1,94	2,81
Na2O	сл.	-	2,09	2,18	3,52	3,12	3,72	3,41	3,32
K2O	-	-	0,53	0,66	1,61	2,48	4,38	2,35	2,12
P2O5	0,18	-	0,21	0,20	0,33	0,30	0,21	0,14	0,14
H2O+	0,02	1,02	0,80	0,98	1,24	2,96	0,08	0,54	0,39
H2O-	0,94	11,89	1,38	1,19	1,92	1,88	1,12	1,89	1,31
CO2	-	-	0,50	0,44	0,50	0,20	н.о.	н.о.	0,40
Сумма	99,86	99,45	100,36	99,85	99,85	100,26	99,90	99,89	100,47

1 - оливинит, р. Гвадра; 2 - серпентинизированныйгарцбургит, Малкинский массив (Плошко, 1977); 3 - меланократовое амфиболовое габбро без следов микроклинизации; 4 - то же с участками реликтовой структуры; 5 - хлоритизированное и слабо микроклинизированноегаббро; 6 - сильно хлоритизированное, микроклинизированное, биотитизированное и окварцованное апогаббро; 7 - нормальный гранит Даховского массива (4 - 7 - левобережье р. Белой у устья б. Сибирки); 8 - плагиогранит, руч. Догуако; 9 - гранодиорит, южная окраина Даховского массива (4 - 9 - неопубликованные анализы В. В. Закруткина)

магматический полигон гранит базит

Первичный состав ультрабазитов не ясен. В. В. Плошко (1977) считает, что родоначальная магма имела перидотитовый состав (гарцбургитовый). Тела ультрабазитов в тектонических зонах пересекают докембрийские толщи и гранодиоритыДаховского комплекса, а сами секутся поздними дайками гранитоидов. На сопредельных территориях они несогласно перекрыты среднекарбоновыми отложениями.

Датировки абсолютного возраста гипербазитов обычно весьма неопределенны и имеют разброс от 209,1 до 318 млн. лет. По данным Г. И. Лебедько (1980), серпентиниты балки руч. Догуако имеют возраст 655-686 млн. лет (PR2), а по данным Г. Д. Афанасьева и др. (1971) он варьирует для зоны Передового хребта от 350 до 380 млн. лет (PZ).

2. Методика изучения формации позднепалеозойских гранитоидов Белореченского полигона

Территория Большого Кавказа в герцинскую тектоническую эпоху представляла собой южную активную окраину Восточно-европейской платформы, в которой выделялись островные дуги окраинные моря, малый океанический бассейн, интрадуговый рифт Передового хребта (Ш.А.Адамия, И.Д.Шавшишвили, 1976). Палеозойский островодужный магматизм Большекавказской островной дуги представлен гранитоидами и в значительно меньшей степени известково-щелочными вулканитами. В северо-западной части Большого Кавказа известно несколько изолированных гранитоидных массивов, образующих горстовые поднятия: Даховский, Сахрайский горсты и Руфабгинское поднятие, расположенные в участке сочленения Бечасынской зоны и структуры Передового хребта в пределах зоны Северного глубинного разлома, являющегося северной ветвью Пшекиш-Тырнаузской шовной зоны. Указанные массивы располагаются в пределах Белореченского полигона (Рис.).

Даховский массив, сложенный в основном гранодиоритами, кристаллическими сланцами и амфиболитами представляет собой тело, вытянутое с юго-востока на северо-запад на 15 км, при ширине около 6 км.Рельеф массива среднегорный с хорошо выраженным хребтом (Трезубым), скалистыми уступами, ущельями, каньонами. Особенности рельефа тектонически обусловлены и характерны для молодых эрозионных областей.

Массив представляет тектонический блок, зажатый между двумя крупными разломами: Центральным с севера и Северным с юга, которые наряду с многочисленными нарушениями более низких порядков входят в состав Пшекиш-Тырныаузской шовной зоны. Центральный разлом имеет характер надвига с крутым падением к югу, выполаживающегося на глубине [Отчет, Коваленко, 1984]



Рис. Тектоническая схема территории полигона

Основные тектонические элементы и структуры: I-кристаллические массивы (метаморфические и магматические комплексы), II-триасовый структурный этаж; III- нижне-среднеюрский структурный этаж; IV-Пшекиш-Бамбакская зона; V- верхнеюрско-эоценовые толщи Северо-Кавказской моноклинали; VI-Лагонакскаяскладчато-глыбовая зона.

Структуры: Сахрайско-Руфабгинское поднятие: 1-Руфабгинский выступ,2-Шибабинский выступ, 3-Сахрайский выступ, 4-Тхачский серпентинитовый массив, 5-Даховская горст-антиклиналь; Гутский прогиб: 6-Усть-Сюкская синклиналь, 7-Грузинская антиклиналь, 8-Гутская синклиналь; 9-Дудугушский прогиб; Северо-Кавказская моноклиналь: 11-Ходжохское поднятие,12-Ходжохский прогиб, 13-Побединское поднятие, 14-Эквенцопский прогиб, 15- Псеубекское поднятие, Лагонакскаяскладчато-глыбовая зона: 16-Курджипский блок, 17-Темнолесский блок, 18-Полковницкий блок.

Разломы: Х-Хамышанский, С-Северный, Ц-Центральный, Сс-Сосновский, Нт-Ново-Титаровский, П-Путевой, Сх-Сахрайский, Б-Белореченский

Видимая зона влияния разлома составляет около 500 м, сопровождается телами серпентинитов разной конфигурации, катаклазом и карбонатизацией пород.

Северный разлом, отделяющий Даховский горст на юге от Дудугушского прогиба, имеет северо-западную ориентировку с азимутом около 300 и образует зону влияния шириной около 600 м, включающую многочисленные разрывные нарушения. Разлом отчетливо выражен в рельефе вблизи устья руч. Ковалева, где наблюдается тектонический контакт песчаников тоара с гранодиоритами, которые превращены в динамокластиты разной степени организованности (Рис.).

В южной части массива развиты равномернозернистыегранодиориты, в основном серые, местами красноватые. Они содержат ксенолиты амфиболитов вытянутой формы и ориентированные в северо-западном направлении. Ближе к центральной части массива наблюдаются выходы изометричных и вытянутых тел микроклиновых биотитовых гранитов, двуслюдяных гранитов, дайки лейкократовых гранитов, гранит-аплитов мощностью от десятков сантиметров до 15-20 метров, имеющих как тектонические, так и магматические контакты с гранодиоритами.

В центральной части массива обнажаются розовые гранодиориты, которые севернее и южнее переходят в более лейкократовые красновато-серые гранодиориты. Гранодиориты центральной части массива «огнейсованы» (ориентированное расположение листочков слюды) (300 м южнее смотровой площадки). К разрывным нарушениям и зонам дробления в гранодиоритах приурочены дайки (мощностью 1-3 м) среднезернистых аляскитов с ксенолитами гранодиоритов и дайки гранит-аплитов, а так же светлых альбитизированных плагиоклазитов.

На севере гранитоиды активно контактируют с толщей кристаллических сланцев балканской свиты и серпентинитами (Pt-Pz), которые в свою очередь трансгрессивно перекрыты породами триаса и юры.

Северная часть массива сложена серыми амфибол-биотитовыми гранодиоритами, местами имеющими розовый и красноватый оттенок. Здесь же в тектонических блоках наблюдаются небольшие выходы плагиогранитов и гнейсовидных кварцевых диоритов (Коваленко и др. 1984).

На контактах сильно изменных гидротермальными процессами гранитов, гранодиоритов, гранито-гнейсов и серпентинитов наблюдаются многочисленные кварц-карбонатно-баритовые жилы с сульфидами Pb, Zn, Cu, возраст которых, судя по взаимоотношениям с породами триаса и юры пслеааленский-предкелловейский.

Магматические породы Сахрайского горста, представлены Шибабинским массивом гранитоидов, ограниченным с востока и юго-запада тектоническими нарушениями, а с севера трансгрессивно перекрытым отложениями юры (Грановский А.Г.,Закруткин В.В.,1997). Это небольшое (в современном эрозионном срезе) горстообразное поднятие сложено амфибол-биотитовыми гранодиоритами и гранитами розового и серого цвета с ксенолитами пород диоритового состава. Гранодиориты и граниты пересекаются породами второй фазы внедрения - дайками аплитов и кварцевыми жилами с вкрапленностями сульфидов. Состав пород Шибабанского массива сходен с составом пород Даховского массива. Характерным для них является широкое развитие процессов катаклаза в связи с многочисленными тектоническими нарушениями , отсутствие четко выраженных пегматоидных жил и широкое распространение гидротермальных кварцевых, карбонатных и барит-полиметаллических жил.

Еще один гранитоидный массив - Руфабгинский - приурочен к небольшому горсту по реке Руфабго. Его состав аналогичен описанной ранее Шибабинской интрузии (Грановский А.Г.,Закруткин В.В.,1997). Массив представляет собой катаклазированныебиотит-амфиболовые ортоклазовые гранодиориты розовато-серого цвета, дайки порфировидных гранитов и альбитофиров, более поздних по отношению к гранитоидам.

Во всех трех описанных массивах выделяются амфибол-биотитовые гранодиориты и граниты первой фазы внедрения, содержащие ортоклаз и микроклиновые граниты второй фазы внедрения в виде небольших тел и многочисленных даек, которые воздействуют на породы первой фазы, приводят к их калишпатизации. Учитывая, что в нижнепермских конгломератах встречается галька только ортоклазовых гранитов, возраст первой фазы внедрения определяется как допермский, а возраст второй фазы - дотриасовый.

Cредигранитоидов первой фазы внедрения выделяются: плагиограниты (plPz2-3), которые развиты локально в тектоническом блоке на водоразделе притоков ручьев Сибирь и Догуако. Это массивные, порфировидные, светло-серые, гнейсовидные породы с зональным плагиоклазом (57-65%), ортоклазом (2-15%),кварцем (22-30%), биотитом (1-5%), хлоритом (4-6%), лейкоксеном (1%, апатитом (1%), а также знаками магнетита (Коваленко и др., 1984). Структура пород - гранитная, текстура - порфировидная, за счет крупных таблиц плагиоклаза-4-7 мм. Вторичные минералы - цоизит, хлорит, окислы железа. Акцесорные - апатит, циркон, сфен, магнетит. Характерен катаклаз зерен (Коваленко,1984).

Кварцевые диориты (qPz2-3) - небольшое тело (150-200 м) в верховьях Левого Догуако. Это зеленовато-серые массивные породы с заметной гнейсовидностью, состоящие из изометричных таблиц плагиоклаза (45-60%) размером 0.5х0.7 мм, разложившегося биотита (2-3%), призматического амфибола (25-30%), размером 0.3-0.6 мм. Акцесорные-апатит, сфен, циркон,магнетит. Вторичные изменения - катаклаз, хлоритизация, эпидотизация, окварцивание. Текстура - массивная, структура - гипидиоморфнозернистая, порфировидная. Переход от кварцевых диоритов к грнодиоритам постепенный (Коваленко и др., 1984).

Гранодиориты (Pz2-3) - являются наиболее распространенными породами Даховского, а также Руфабгинского и Шибабинского массивов. Они занимают значительную часть Даховского массива, имеют активный магматический контакт с амфиболитами и биотит-плагиоклазовыми гнейсами и содержат ксенолиты этих пород. В экзоконтактегранодиоритов хорошо выражена зональность: амфиболовые гнейсы - биотитовые гнейсы - сильно измененные гранитогнейсы - кварц-микроклиновые реликты амфиболитов - гранодиориты.

Гранодиориты - обычно серого или красновато-серого цвета, равномернозернистые. Состоят из удлиненных зерен плагиоклаза (до 50%), размером 2х2 мм, изометричного амфибола (5-15%), размером 1х2 мм, пластинок биотита, ксеноморфных, перекристаллизованных вследствие бластеза зерен кварца, в виде сегрегационных скоплений размером от 1 до 2,5 мм и широких таблиц калишпата (до 20%). Структура гипидиоморфнозернистая, порфиробластовая, катакластическая, в разгнейсованных разностях лепидогранобластовая. Текстура - массивная. Вторичные изменения - катаклаз, окварцевание, хлоритизация слюд, лейкоксенизация.

Рис. Биотит-амфиболовыегранодиоритыДаховского кристаллического массива

Рис.Микроклинизированныегранодиориты. Четко видна ориентированная текстура - чередование светлых (плагиоклаз) и темных (биотит) полос. Микроклинизацияналожена пятнами на всю массу породы. Верхнее течение руч. Сибирь.



Биотит-амфиболовые граниты находятся в тесной связи с гарнодиоритами, часто включают дайки крупнозернистых гранитов, растворяющихся в массе гранодиоритов (что говорит оиходновозрастности. В их составе выделяются: альбит (до 40%), калишпат, биотит (1-2%) и кварц. Гранодиориты и амфибол-биотититовые граниты (а также плагиограниты и кварцевые диорты) относятся к ранней фазе внедрения массива (рис.).

Рис. Биотит-амфиболовые граниты первой фазы внедрения. Правый борт р. Белой. Буровая площадка

Гранодиориты интрудируются биотитовыми и двуслюдяными гранитами, образующими штоки, мелкие тела и их жильными аналогами - дайками аплитов. Эти породы относятся к поздней фазе внедрения и широко развиты в пределах Даховского массива, хотя и имеют резко подчиненное значение в сравнении с гранодиоритами. По сходству с гранитами Малкинского массива Г.Д. Афанасьевым (1968) они отнесены к малкинскому комплексу.

Биотитовые (микроклиновые) граниты располагаются в осевых частях массива, обычно вблизи зон дробления и разрывных нарушений, образуя вытянутые тела (150х300м) и дайки, особенно вдоль Сюговского разлома по северной периферии Даховского горста. Они состоят из микроклина (35%), олигоклаза (20-30%), ксеноморфных зерен кварца (25-30%), при резко подчиненных количествах хлоритизированного биотита и мусковита. Вблизи нарушений граниты катаклазированны, трещиноваты, окварцованы, содержат многочисленные гидротермальные прожилки кварца и кальцита. Акцессорные минералы - апатит и циркон. Двуслюдяные разности гранитов этой фазы внедрения отличаются от вышеописанных биотитовых гранитов только равнозначным содержанием биотита и мусковита. По данным калий-аргонового метода возраст пород этой фазы внедрения колеблется от 270 до 190 млн. лет (Афанасьев, 1971).

Рис. Биотитовые (микроклиновые) граниты. Среднее течение руч. Золотой

Другая группа гранитоидов, также выделяемая во вторую фазу внедрения, представлена гипабиссальными дайками и штоками аплитов, аляскитов, лейкократовых гранитов, которые пересекают гранитоиды первой фазы внедрения. Породы этой группы встречаются и в других структурно-формационных зонах Северного Кавказа и, по мнению ряда авторов (Ажгирей и др.,1976), являются интрузивными аналогами кислых вулканитов карбона и перми.

Рис. Дайка гранитов в амфибол-кварцевых гнейсах второй фазы внедрения



Гранит-апплиты - состоят из бластопорфировых очковых таблиц альбита (до 30%), погруженных в частично перекристаллизованную массу, состоящую из ксеноморфных таблиц несдвойникованногокалишпата, альбита, кварца. Структура - порфировидная, гипидиоморфнозернистая, гранобластовая, а основной массы - пойкилитовая. Текстура - слабо ориентированная, гранокластическая. Вторичные изменения - микроклинизация, окварцевание, альбитизация. Новообразованный решетчатый микроклин распологается в интерстициях породообразующих минералов. Акцессорные минералы редки - аппатит, циркон, окислы Fe. Порода обычно серицитизирована, пелитизирована, хлоритизирована (Рис.).

Рис. Дайка гранит-аплитов в катаклазированныхгранодиоритах первой фазы внедрения. Устье руч. Сибирь\

Кроме гранит-аплитов выделяются дайки (субвертикальные) лейкократовых гранитов и, возможно, аляскитов, состоящие из бластопорфировых вкраплениковкалишпата, размером до 3 мм, погруженных в мелкозернистую массу из перекристаллизованных зерен кварца, кислого плагиоклаза, калишпата. Структура - бластопорфировая, с гранобластовой основной массой. Текстура - катакластическая ориентированная. Акцессорные минералы - апатит, циркон, анатаз, гидроокислы железа. Породаокварцована, ожелезнена, серицитизирована, карбонатизирована.

Рис. Зона разлома в амфибол-кварц-хлоритовых гнейсах с субвертикальными дайками лейкократовых гранитов. Северный фланг ДКМ

Таким образом в интрузивных массивах Белореченского полигона установлены три разновидности гранитоидов:

плагиограниты и кварцевые диориты, развитые только на водоразделе ручьев Сибирь, Догуако и в верхнем течении ручьев Сюг и Золотой;

гранодиориты, варьирующего состава от кварцевых диоритов до адамелитов и даже гранитов. Эти породы составляют основу массивов, и занимают их большую часть.

граниты, представленные микроклиновыми биотитовыми гранитами в виде даек и небольших тел. На диаграмме Штрекайзена они попадают в поле собственно гранитов. К этой же разновидности относятся дайки двуслюдяных и лейкократовых гранитов.

К первой фазе внедрения относятся плагиограниты, кварцевые диориты и гранодиориты, фигуративные точки проб которых на диаграмме Штрекайзена располагаются в основном в поле гранодиоритов, в значительно меньшей степени в поле кварцевых монцонитов, адамелитов и плагиогранитов (рис.). Вторую фазу внедрения образуют небольшие тела и дайки биотитовых, двуслюдяных и лейкократовых гранитов. В соответствии с трендом, приведенным Дж. Лемейером и П. БоуденомгранитоидыДаховского массива относятся к калиево-натриевой известково-щелочной или габброво-диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации. Породы габбрового состава нами не установлены, но описываются в литературе (в верховьях р.Догуако) и встречаются в обломках в русле ручья Сибирь (Устные сообщения).

В формационном отношении породы ранней фазы следует отнести к плагиогранит-гранодиоритовой формации, соответствующей гранитоидамI-типа (раннеколлизионная стадия), а гранитоиды второй фазы относятся к S-типу гранитовой или лейкогранитовой формации, характеризующей собственно коллизионную обстановку.

Вероятней всего вся совокупность пород относится к смешанной группе, названой В.В.Чаппелом и А.И.УайтомIS-гранитами,аА.В.Путинцевым и С.И.ГригорьевымIR-типом, включающим широкий спектр пород от диоритов, кварцевых диоритов до лейкократовых гранитов, при общем преобладании кислых разностей. Такие граниты рассматриваются в качестве проявления диорит-гранодиорит-лейкогранитовой формации.

Доказательством смешанного типа гранитоидов может являться некоторая повышенная натриевость, высокая степень окисленности железа, присутствие акцессорного магнетита в ассоциации со сфеном (что характерно для гранитов I-типа), при одновременной пересыщенности глиноземом относительно суммы щелочей и кальция, свойственной гранитам S-типа.

Породы такого смешанного типа характерны для коллизионных орогенических поясов. В основе их генезиса лежит с одной стороны плавление базитовых и амфиболитовых субстратов с последующей кристаллизационной дифференциацией, а с другой анатексисметаосадочных, высокоглиноземистых пород. Именно этот состав имеют вмещающие гранитоиды докембрийские образования балканской и армовской свит Даховского и Сахрайского массивов.



Литература

Ажгирей, Г. Д. Общая геология / Г. Д. Ажгирей [и др.] - М.: Просвещение. 1974.

Ананьев, В. П. Основы геологии, минералогии и петрографии / В. П. Ананьев, А. Д. Потапов. - М.: Высш. шк., 2005.

Барская, В. Ф. Практические работы по общей геологии: учеб, пособие для студентов пед. институтов / В. Ф. Барская, Г. И. Рычагов. - М.: Просвещение, 1970. - 158 с.

Высоцкий, Э. А. Геология и полезные ископаемые Республики Беларусь: учеб, пособие / Э. А. Высоцкий. - Минск: Ушверсггэцкае, 2006. - 184 с.

Геология СССР. Т. III Белорусская ССР / М.: Недра, 1971. - 456 с.

Геология антропогена Белоруссии / Э. А. Левков, А. В. Матвеев, Н.

А. Махнач [и др.]. - Минск: Наука и техника, 1973. - 152 с.

Геология Беларуси / А. С. Махнач, Р. Г. Гарецкий, А. В. Матвеев и

др. - Минск: ИГН НАЛ Беларуси, 2011. - 815 с.

Гурский, Б. Н. Общая геология / Б. Н. Гурский, Г. В. Гурский. -

Минск: Высш. школа, 1976.

Иванова, М. Ф. Общая геология с основами исторической геологии / М. Ф. Иванова. - М.: Высш. школа, 1980.

Карлович, И. А. Геология / И. А. Карлович. - М.: Академический

проспект, 2005.

Короновский, Н. В. Основы геологии / Н. В. Короновский, А. Ф.

Якушева. -М.: Высш. шк., 1991.

Короновский, Н. В. Общая геология / Н. В. Короновский. - М.:

МГУ, 2002.

Короновский, Н. В. Геология / Н. В. Короновский, Н. А. Ясаманов. - М.: Академия, 2013. - 448 с.

Размещено на Allbest.ru