Методы изучения морфологии и внутреннего строения магматических тел Белореченского полигона

Размещено на http://www.allbest.ru/

Реферат

Методы изучения морфологии и внутреннего строения магматических тел Белореченского полигона



1. Магматические образования Белореченского полигона

Магматические образования Белореченского полигона представлены небольшими линзовидными телами (дайками) серпентинитов и многочисленными и разнообразными по форме и размерам телами гранитоидов.

Процесс внедрения магмы в земную кору, когда она не достигает поверхности и кристаллизуется называется интрузивным, а тела интрузиями. По условиям образования интрузивные массивы обособляются в пять основных групп:

- крупные гранитные массивы в древних докембрийских складчатых комплексах, в кристаллических щитах и фундаментах платформ. Образуются в результате процессов гранитизации осадочных и магматических пород;

- батолиты в палеозойских, мезозойских и альпийских складчатых зонах. Они формируются на больших глубинах, медленно остывая и обладают полнокристаллической структурой;

- гипабиссальные интрузивные тела от кислого до основного состава. Формируются на глубинах 1-2 км и имеют тонко-мелкозернистое строение;

- небольшие тела гипабиссального или субвулканического облика, генетически связаны с вулканами. Образуются из магмы в узких каналах, не выходящих на поверхность;

- жильные интрузивные тела - дайки, жилы.

Формы интрузивных тел разнообразны и среди них выделяются:

Батолиты - крупные (более 100 км²) массивы пород имеющие секущие контакты с вмещающими породами. Обычно сложены гранитами и гранодиоритами, а породы другого состава (диориты, сиениты, габбро) приурочены к краевым, приконтактовым частям массивов. Поверхность батолита имеет плавные очертания, а боковые поверхности обычно наклонены в стороны от центральных частей батолита.

Встречаются батолиты центрального типа - свекловидной формы с узким подводящим каналом, отходящим вниз от центральной части дна батолита.

Батолиты трещинного, щелевого типа имеют языкоподобную форму, наклоненную в сторону. Огромное тело находится над подводящим каналом.

Породы на контакте с батолитами оплавлены и образуют зону экзоконтакта, а, в свою очередь, сама интрузивная порода батолита на контакте образует зону эндоконтакта. В приконтактовых зонах образуются роговики, скарны.

Существует несколько гипотез образования батолитов. Согласно одной из них формирование батолитов происходит за счет обрушения кровли пород в поднимающуюся магму и в ней происходит расплавление, растворение и ассимиляция магмой вмещающих пород. Подтверждение этому является частое присутствие в гранитах ксенолитов вмещающих пород.

Вторая точка зрения предполагает постепенное расплавление и ассимиляцию пород по мере подъема магмы к поверхности.

Согласно третьей точки зрения батолиты формируются на заключительных этапах воздымания горных сооружений в осевых частях поднятий. При внедрении они поднимают земную кору не нарушая в целом структуру вмещающих пород. И наконец, многие считают образование батолитов связанным с процессом гранитизации осадочных и метаморфических пород на месте в глубоких зонах земной коры под влиянием температуры, давления и ряда подвижных компонентов (H₂O, SiO₂, Na, K, CO₂, F, CL и др.), проникающих по трещинам и порам вмещающих пород из глубин. Под влиянием этих агентов происходит перекристаллизаия минералов и гранитизация.

Штоки - относятся к несогласным (секущим) интрузивным телам, отличаются от батолитов размером (менее 100 км²). Они образуют самостоятельные массивы, а иногда осложняют боковые или верхние части батолитов, имея сходное с ними строение.

К числу согласных с вмещающими породами интрузий относятся

· лакколиты - небольшие (3-6 км) грибообразные или караваеобразные гипабиссальные интрузии, образующиеся за счет нагнетания магмы в межпластовые пространства. Их верхняя поверхность выпуклая, нижняя плоская. Перекрывающие слои изгибаются в виде купола (Кавминводы, Айю-Даг и др.)

· лополиты - блюдообразные межпластовые интрузивные тела, преимущественно основного и ультраосновного состава, реже гранитоидного. Размеры огромны, например. Бушвельдский массив Южной Африке протяженностью более 300 км;

· факолиты- небольшие интрузии (нагнетания) чечевицеобразной формы, образующиеся в сводовых частях антиклинальных складок, имеющие в разрезе серповидную форму;

· дайки - относятся к несогласным, секущим интрузиям. Это трещинные плитообразные интрузии различного состава, длины и мощности. Образуются группами, часто слагая концентрические и радиальные системы;

· некки или вулканические жерла - являются частью древних вулканических аппаратов. Это каналы, по которым магма поднимается на поверхность. Их форма округлая, овальная в разрезе, иногда неправильная. Диаметр от метров до 1-1,5 км. Стенки крутые, Ю падающие к центру. Сложены мелкокристаллическими стекловатыми изверженными породами, часто пирокластическими (агломератами, пеплом, туфами);

· вулканические трубки взрыва, часто заключающие в себя алмазы, представляют замкнутые горловины овальной формы 1-2 км в поперечнике, суживающиеся к низу. Первоначально они заполнены пирокластическим материалом, потом в них внедряется расплав основного состава (базальты) и превращают содержимое трубки в породу типа гранатовых и пироксеновых скарнов Вмещающие породы по периферии трубок залегают спокойно и только на контакте с трубкой раздроблены, метаморфизованы, завернуты вверх или вниз. Вдоль контактов трубки располагаются мелкие жилы карбонатного состава.

· интрузивные залежи - силлы образуются при внедрении магмы вдоль поверхности наслоения, занимая большие площади до 10000 км². Сложены обычно породами габбро=диабазового состав (долеритами). Широко развиты в пермских и карбоновых от ложениях Сибирской платформы.

· апофизы (языки) - небольшие, слепо заканчивающиеся ответвления от крупных магматических тел

Рис. 1. Схематическое изображение формы залегания интрузивных тел

2. Изучение контактовых ореолов

В интрузивных породах выделяются эндо- и экзоконтактовые ореолы. Экзоконтактовые - образуются под действием выделяющихся во вмещающие породы паров и газов, при высоких температурах. При этом происходит перекристаллизация пород с образованием роговиков, скарнов и других пород. Наиболее широки ореолы у гранитных интрузий (до 1-3 км), минимальны ореолы у интрузий основного и среднего состава.

Эндоконтактовые ореолы образуются в самих интрузивных телах, за счет обмена с вмещающими породами теплом и химическими компонентами. При быстром охлаждении происходит образование мелкокристаллических пород, изменяется их химический и минеральный состава, структурные особенности, цвет, часто появляются рудные минералы. Картирование ореолов позволяет установить форму интрузивных тел, скрытых на глубине.

3. Определение внутренней структуры интрузивов

Внутренняя структура интрузивов определяется процессами остывания и затвердевания магмы, которые выражаются в распределении и ориентировке в породе отдельных минералов, образовании трещин и других явлений, объединяемых под названием прототектоники или первичной тектоники интрузивов.

Прототектоника жидкой фазы интрузива выражается в появлении первичных полосатых и линейных текстур.

Полосатые текстуры течения - послойное чередование пород, обогащенных одним или несколькими минералами - слюдой, кварцем, роговой обманкой, полевым шпатом. Их мощность от мм до сотен метров, особенно в основных и щелочных породах

Линейные текстуры течения - образуются параллельным расположением игольчатых, удлиненно-призматических, таблитчатых кристаллов, шлиров, ксенолитов (слюд, обманок, амфиболов, пироксенов и др.). Линейность часто параллельна первичной полосатости, она определяется в пространстве горным компасом и с помощью условных знаков наноситься на карту.

Первичная полосатость параллельна поверхности контакта интрузии, а линейность всегда параллельна направлению течения. Она обычна в дайках и образует характерные узоры, купола, арки в массивах батолитов.

Прототектоника твердой фазы связана в основном с уменьшением объема интрузии при остывании и выражается в образовании трещин, которые подразделяются на несколько типов (трещины Клооса):

Поперечные трещины (Q-Клооса) - развиваются нормально к ориентировке текстур течения (линейных структур). Они прямые, хорошо выражены в краевых частях массива и обычно открыты (трещины отрыва). Образуются на ранних стадиях остывания и часто вмещают жилы аплитов, пегматоидов, кварца.

Продольные трещины (S-Клооса) расположены по простиранию линейных структур течения. Они ровные, не ясно выражены, короткие, круто наклонены, либо вертикальны, тоже вмещают различные жилы.

Пластовые трещины (L-Клооса) расположены в верхних и боковых частях интрузий, обычно совпадают с первичной полосатостью и перпендикулярны трещинам Q и S типов, залегают полого и параллельно внешним контактам массива, особенно кровли. Они активно участвуют в формировании рельефа и часто вмещают жилы.

Диагональные трещины(q) распологаются косо к направлению структур течения, пересекаются под прямым углом (или мепнее). Падение их крутое, являются трещинами скалывания. Образуются под воздействием вертикального и горизонтального давления сжатия. Часто выполнены дайками аплитов, лампрофиров, гранит-порфиров, гидротермальными жилами. По ним часто происходят поздние перемещения блоков пород с образованием штриховки и зеркал скольжения.

Краевые трещины - образуют краевые системы с жилами с падение внутрь массива. Часто образуют дайковые и жильные серии.

Вторичные, наложенные структуры, включающие гнейсовидность, раздробленность и смещения по разрывам. Эти структуры затушевывают первичные трещины.

Диагональные трещины(q) располагаются косо к направлению структур течения, пересекаются под прямым углом (или мепнее). Падение их крутое, являются трещинами скалывания. Образуются под воздействием вертикального и горизонтального давления сжатия. Часто выполнены дайками аплитов, лампрофиров, гранит-порфиров, гидротермальными жилами. По ним часто происходят поздние перемещения блоков пород с образованием штриховки и зеркал скольжения.

Краевые трещины - образуют краевые системы с жилами с падение внутрь массива. Часто образуют дайковые и жильные серии.

Вторичные, наложенные структуры, включающие гнейсовидность, раздробленность и смещения по разрывам. Эти структуры затушевывают первичные трещины.

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 и зажатое между двумя элементарными разломами: Центральным с севера и Северным с юга, которые наряду с многочисленными нарушениями более низких порядков и образуют объемную зону Северного глубинного разлома. Центральный разлом имеет характер надвига с крутым падением к югу, выполаживающимся на глубине (данные съемочной партии, Коваленко, 1984).

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. Коваленко, где наблюдается тектонический контакт песчаников тоара с гранодиоритами (Pz), которые превращены в динамокластиты разной степени организованности.

С целью изучения строения и состава динамокластитов проведена серия маршрутов в крест простирания зоны Северного разлома и отобраны образцы, характеризующие минеральный состав, текстурно-структурные особенности динамокластитов, проявление гидротермально-метасоматической минерализации, степень тектонической проработки пород, ориентировку трещиноватости.

Изучение текстурно-структурных особенностей динамокластитов позволило выделить две их наиболее распространенные разновидности - тектонические брекчии и катаклазиты. Непосредственно у тектонического контакта, который в рельефе выражен седловиной на правобережье ручья Коваленко, наблюдаются темно-серые до черных катаклазиты, плотные, зернистые. Они содержат тектонические включения гранодиоритов (размером от первых см до 40-50 см) в мелкообломочной, местами сланцеватой минеральной массе. Включения пород раздроблены, имеют угловатую, часто ромбическую форму с ориентировкой длинной оси субпараллельно простиранию зоны (около 300). На этом участке зоны отмечается явное преобладание матрикса над тектоническими включениями (дуплексами), представленными обломками гранитоидов. Мощность описанных пород около 150 м.

По данным петрографического изучения пород в составе матрикса катаклазитов преобладают кислые плагиоклазы, микроклин, биотит, кварц, карбонаты, хлорит, серицит. Второстепенными являются апатит, рутил, магнетит. Текстура зернистая, флюидальная, брекчиевая, очковая Структура цементная, гранолепидобластовая. Наложенные процессы выразились в окварцевании, серицитизации, карбонатизации, калишпатизации, сульфидизации и повышенной углеродистости пород.

При удалении от контакта на 150 м в сторону центральной части Даховского массива в прирусловой части ручья и его крутых склонах наблюдается увеличение количества тектонических включений по отношению к цементирующей основной массе (матриксу). Отдельные включения достигают в длину 2-3 м, при величине короткой оси 0,5-1 м. Форма включений отчетливо ромбическая с ориентировкой длинной оси на северо-запад 300, т.е. совпадает с простиранием тектонической зоны. Далее к центру массива породы приобретают облик тектонической брекчии с размером обломков от сантиметров до нескольких метров. Количество матрикса значительно уменьшается и он представлен тонко перетертым веществом того же состава, что и более крупные обломки. На расстоянии около 500 м от контакта тектоническая проработка пород уменьшается, наблюдаются выходы основных типов пород Даховского массива, которые разбиты несколькими системами трещин, содержат зоны дробления, зеркала скольжения, участки гидротермальной проработки пород.

Таким образом, в зоне влияния Северного разлома установлено широкое проявление динамокластитов с переходом от катаклазитов, вблизи тектонического контакта, к крупной тектонической брекчии на удалении от него к центру массива. Форма обломков ромбовидная, линзовидная с ориентировкой длинной оси по простиранию тектонической зоны. Гидротермальная проработка пород в зоне разлома развита весьма интенсивна. Замеры элементов залегания тектонических нарушений, зон дробления и протяженных трещин на 12 площадках в пределах зоны Северного глубинного разлома, а также использование аэрофотоматериалов позволило выявить четыре основных системы нарушений:

Хорошо дешифрируемые протяженные (до нескольких км) тектонические нарушения, ориентированные в северо-западном направлении (300), образующие зоны влияния Северного и Центрального разломов.

Это сколы взбросово-сдвигового характера, отчетливо наблюдаемые на левом берегу р. Белая в виде зон динамокластитов, зеркал скольжения, гидротермальной минерализации, а на её правобережье в виде зон выщелачивания по трещинам в гранитах с образованием линейных кор выветривания (вблизи русла ручья Грушевый). К этим разломам приурочены русла ручьев Сибирь, Котса, Липовый, Грушевый, Блокгаузный и др. (рис.2). Следует отметить также резкое изменение ориентировки русла реки Белая на северо-запад на участке, совпадающем с зоной влияния Северного разлома.

Рис. 2. Геолого-структурная схема полигона практики

Структурные комплексы: 1 - мезозойско-кайнозойский чехла Скифской плиты (K₂ - N), 2 - верхнеюрско-меловой Северо-Кавказской моноклинали (J₃ - K₁), 3 - нижне-среднеюрский складчатый (J₁ - J₂), 4 - триасовый складчатый (T), 5 - 9 - домезозойский (герцинский) комплекс фундамента: 5 - граниты, 6 - гранодиориты, 7 - кварцевые диориты, 8 - ультрабазиты, 9 -метаморфические породы, 10 - тектонические структуры (I - Руфабгинский выступ, II - Сахрайский выступ, III - Даховский горст, IV - Гутский прогиб, V - Дудугушский прогиб, VI - Лагонакская складчато-глыбовая зона), 11 - разломы (Х - Хамышанский, С - Северный, Ц - Центральный, НТ - Ново-Титаровский, Б - Белореченский, Сх - Сахрайский, Сс - Сосновский, М - Мезмайский, П - Путевой, Ч - Черкесский).

Система разломов и трещин северо-северо-восточного простирания (40-50), сколового характера и крутого падения (55-80 ) на юго-восток и северо-запад. К ним приурочены притоки ручьев Сибирь, Сюг, Золотой, а также многочисленные зеркала скольжения и зоны катаклаза в бортах реки Белая (рис.2). К этой же системе нарушений относится группа разрывов крутого падения, объединяемых зоной Мезмайского разлома, сопровождаемых дроблением, смятием, гидротермальной халькопирит-молибденитовой минерализацией, а также зона Путевого разлома с широким проявлением окварцевания и сульфидизации. Это сбросо-сдвиги с амплитудой смещения около 300 м. Эти крутопадающие сколовые трещины северо-восточного простирания являются рудовмещающими барит-полиметаллическое оруденение протяженных жил Белореченского месторождения, расположенного на восточном фланге Даховского массива.

Группа нарушений и трещин субмеридионального простирания (340), обычно небольшой протяженности, представленных маломощными зонами дробления, часто вмещающих дайки гранитного состава, вольфрам-молибденовую минерализацию, кварцевые, карбонатные и баритовые жилы. Эти нарушения наблюдаются в бортах реки Белая и верховьях ручьев Сюг, Сибирь.

Сравнительно немногочисленная группа нарушений субширотного простирания (275), крутого падения (40-50), сколового характера, которые зафиксированы в виде притертых протяженных трещин только в бортах ручьев и балок меридиональной ориентировки.

Описанные нарушения разбивают кристаллический массив на ряд треугольных, трапециевидных, ромбовидных блоков, хорошо наблюдаемых на аэрофотоснимках и образующих сложную мозаику, подчиненную общей ориентировке массива. Анализ данных свидетельствует о том, что Даховский кристаллический массив располагается в зоне влияния Северного глубинного разлома, относящегося к северной ветви Пшекиш-Тырныаузской шовной зоны и выраженного группой элементарных тектонических нарушений разных порядков. Массив разбит на отдельные сегменты, интенсивно тектонически и гидротермально проработан. Форма массива, наличие характерных систем нарушений, ромбическая конфигурация и ориентировка динамокластитов свидетельствует о том, что Северный глубинный разлом является зоной субмеридионального сжатия и диагонального сдвига, точнее взбросо-сдвига.

Аппроксимируя конфигурацию Даховского массива псевдоромбической фигурой, описываемой эллипсоидом деформаций, можно с учетом ориентировки основных групп разрывных нарушений предположить, что массив представляет собой деформированный блок кристаллических пород, подвергшийся сжатию и правостороннему сдвигу. В этом случае Северный и Центральный разломы, ограничивающие массив, совпадают с касательными напряжениями эллипсоида (около 300), имеют сколовый характер и по ним произошли основные сдвиговые деформации. Многочисленные нарушения северо-восточного простирания (40-60), вмещающие барит-полиметаллические жилы, также являются сколами и соответствуют направлению второй системы касательных напряжений эллипсоида.

Субмеридиональные нарушения (330-340), обычно выраженные зонами дробления, с проявлением гидротермальной минерализации являются трещинами отрыва и совпадают с осью сжатия эллипсоида. Параллельно субширотной главной оси растяжения эллипсоида также располагаются немногочисленные трещины, имеющие сколовый, притертый характер. Таким образом, в пределах массива отчетливо выделяются системы нарушений, соответствующие главным и косым сечениям эллипсоида деформации (рис. 3,б).

В результате сжатия и правостороннего сдвига во фронтальной и тыловой частях Даховского тектонического блока возникли участки максимального сжатия и растяжения. Зоны пониженных касательных напряжений, располагаясь в восточной и западной частях массива, являлись потенциальными “полостями” растяжения, благоприятными для поступления гидротермальных растворов и образования Белореченского барит-полиметаллического месторождения в верховьях ручья Сюг, и вольфрам-молибденового рудопроявления в верхнем течении ручья Сибирь (рис.3).

Таким образом, Даховский кристаллический массив представляет собой перемещенный блок пород по системе северо-западных сдвигов, которым и является зона Северного глубинного разлома. Кроме горизонтального смещения происходило и вращение блока, о чем свидетельствует альпинотипный характер рельефа массива, различия в строении южного и северного контактов, взбросово-надвиговый характер ограничивающих нарушений. Точное время и величину перемещения установить сложно, в связи с отсутствием стратифицированных толщ, участвовавших в перемещении, однако с большой долей уверенности можно считать, что смещения происходили в конце пермо-триасового времени и возобновлялись в предкелловейское время, в результате закрытия Палеотетиса. Аналогичную природу вероятно имеют и расположенные севернее и восточнее Руфабгинский и Шибабинский массивы.

Парагенетический анализ тектонических трещин, разрывов и зон дробления свидетельствует о существовании в рассматриваемом районе различных полей напряжений в позднепалеозойское и мезозойское время. Наиболее значительным для Пшекиш-Тырныаузской шовной зоны было субмеридиональное тангенциальное сжатие, которое выразилось структурами скалывания северо-западного и северо-восточного простирания. В субмеридиональном направлении располагались структуры отрыва, проницаемые для магматических тел и гидротермальных растворов. Формирование конкретных структурно-тектонических обстановок и локализация гидротермального оруденения обусловлены анизотропией полей напряжений в зоне глубинного разлома. Рассмотренная выше сдвиговая структура представляет собой объемное тело, вмещающее разные группы элементарных разрывных нарушений, тектонические блоки пород, многочисленные микродислокации, гидротермальную минерализацию и даже месторождения полезных ископаемых. Изучение зон сдвигов позволяет по-новому рассмотреть строение южной окраины Восточно-Европейской платформы, с реконструкцией тектонических движений позднего палеозоя - мезозоя, а также выявить закономерности размещения широкого спектра проявлений полезных ископаемых.

ореол интрузив магматический порода

4. Геодинамический анализ магматических пород Белореченского полигона

Состав, строение, мощность, распространенность, последовательность образования и другие характеристики пород представляют наиболее ценный материал для геодинамических реконструкций. Формации пород и их закономерные сочетания характеризуют опорные геодинамические обстановки. В свою очередь фации пород отвечают более локальной (конкретной) геодинамической обстановке.

Офиолитовый комплекс - это ассоциация горных пород, встречающаяся почти в каждом складчатом поясе. Она включает (снизу вверх) серпентинитовый меланж, дунит-гарцбургитовый комплекс чередующихся слоёв оливиновых и оливин-ортопироксеновых пород не несущих следов магматической дифференциации в закрытых камерах (их иногда называют комплексом мантийных реститовых или метаморфических перидотитов), кумулятивный комплекс (расслоенные интрузии, образовавшиеся из последовательного накопления продуктов ранней кристаллизации. Аккумуляция - у дна магм. камеры - кумулус, Новые минералы из расплава - интеркумулус - цементируют ранние ) перидотитов, пироксенитов, габбро, анартозитов, габбро-норитов с расслоенными и массивными текстурами, комплекс амфиболитов и габбро-амфиболитов, ассоциацию параллельно-полосчатых диабазовых даек - подводящих каналов для залегающих выше подушечных лав, комплекс спилитизированных базальтовых лав с шаровой и подушечной отдельностью, комплекс глубоководных кремней или кремнисто-карбонатных осадков. Офиолитовые ассоциации в разрезах складчатых областей являются блоками и чешуями океанической коры, маркирующими швы замкнувшихся океанов прошлых эпох. Они могут быть подвинуты под океаническую литосферу или надвинуты на неё в процессе замыкания океанов.

В пределах Белореченского полигона встречены только тела серпентинитов, являющихся фрагментами офиолитового комплекса, выжатого на край Скифской плиты в процессе закрытие океана Палеотетиса. Серпентиниты приурочены к глубинным разломам в Пшекиш-Тырныаузской шовной зоне. Таким разломом является Центральный разлом, ограничивающий Даховский горст с севера. В зоне влияния разлома серпентиниты меланжированы и сильно изменены, но достаточно уверенно маркируют разломную зону.

Это ассоциация пород смесь разнообразных по форме, составу, генезису пород, хаотически распределенных в тонкоперетерой связующей массе. Они слагают тела вытянутой формы с отчетливыми границами и могут быть откартированы. Часто приурочены к границам тектонических пластин. В зависимости от состава обломков подразделяется на мономиктовый (офиолитокластический), с включениями габбро, диабазов, базальтов, кремнистых алевролитов и полимиктовый (как нашем случае), с примесью другого материала. Цемент в обоих типах представлен серпентинитом.

Таким образом, картирование и изучение серпентинитов Белореченского полигона позволяет судить об обстановке древних замкнувшихся океанов и о перемещениях блоков земной коры в процессе формирования складчатых областей

Гранитоиды, как индикаторы геодинамических обстановок, являются главным продуктом субдукционного процесса. Огромное значение для понимания их природы и зональности имеет закон Куно. В литературе чаще всего употребляется терминология разных типов гранитов Б. Чаппела и А. Уайта. Это коровые S-граниты, возникающие за счет переплавления осадочных толщ земной коры и I-граниты, возникающие за счет плавления базитового субстрата и легкоплавких компонентов ультраосновных пород мантии. В грубом приближении 1-граниты в целом соответствуют биотит-роговообманковой тоналитовой ассоциации, а S-граниты - двуслюдяной ассоциации гранитов нормального ряда. С S-гранитами связано вольфрамовое, оловянное оруденение, а с 1-гранитами - меднопорфировое, молибденовое, иногда золото-серебряное.

Выделяется также дополнительная группа анорогенных А-гранитов-щелочных гранитоидов с высоким содержанием кремнезема, щелочей, фтора, циркония, ниобия, гафния, иттрия и редкоземельных элементов и низким содержанием кальция, бария, стронция, а также группа М-гранитов (спрединговых) - высококальциевых щелочноземельных плагиогранитов. Таким образом существуют граниты, возникающие в результате переплавления пород осадочного происхождения, палингинеза и анатексиса и плутоны, образованные при застывании глубинных магм и выплавок мантийного происхождения. Чаще всего гранит это смесь переплавленного корового вещества (S-компоненты) и возгонки мантийных дифференциатов (I-компоненты). В островодужных и раннеорогенных гранитоидах 1-компонента преобладает; в позднеорогенных и субсеквентных гранитоидах большую роль играет переплавленный метаосадочный материал. Но почти никогда не бывают чисто осадочные S-граниты или даже чисто коровые, а 1-граниты чисто мантийного происхождения.

В настоящее время, основываясь на статистическом анализе содержаний породообразующих малых и редких химических элементов в гранитах, таких как рубидий-ниобий-итрий, тантал-гафний, неодим-самарий, иттербий, достаточно уверенно выделяются гранитоиды островодужного, коллизионного и внутриплитного типа.

Геодинамическая идентификация гранитоидов как продуктов, в основном, субдукционных и коллизионных зон в общем виде выражается в определении I-типа или S-типа гранитоидов. Существуют также способы выделения геохимических особенностей гранитоидов связанных с океаническими и островодужными обстановками. Тесная связь гранитоидов различного состава между собой, по сравнению с вулканитами затрудняет использование геохимических методов для решения указанных задач. Применяется двухкоординатная диаграмма RB - (Nb+Y), показанная на рис. Она позволяет различать коллизионные, внутриплитные и островодужные гранитоиды и также плагиограниты СОХ.

Выделение гранитов островодужных и окраинно-континентальных типов может решаться с помощью диаграмм распределения элементов КИЛ и ВЗИ. Использование редкоземельных элементов (РЗЭ) позволяют идентифицировать гранитоиды трондьемитового ряда, принадлежащие океанической, окраинно- и внутриконтинентальной обстановкам.

Приведенные диаграммы не исчерпывают всего количества разработок, посвященных данной проблеме. В то же время, они показывают достаточно широкие возможности геохимических методов идентификации магматических пород, относящихся к различным геодинамическим обстановкам.



Литература

1. Абесадзе М.Б. и др. Доальпийское развитие Кавказской активной континентальной палеоокраины. - В кн. Проблемы геодинамики Кавказа. М., Наука, 1982, с. 30-41

2. Ажгирей Г.Д., Баранов Г.И., Кропачев С.М., Панов Д.И., Седенко С.М. Геология Большого Кавказа. М.: Недра, 1976. 263 с.

3. Афанасьев Г.Д. Особенности геологического картирования магматических формаций на примере северного Кавказа/ Принципы геологического картирования интрузивных и эффузивных формаций. М.: Госгеолтехиздат, 1960. С. 95-114.

4. Афанасьев Г.Д., Лупанова Н.П. О среднепалеозойских щелочных эффузивах на Северном Кавказе// Доклады АН СССР. 1961. Т. 140. № 40. С. 397-399.

5. Афанасьев Г.Д. Формации изверженных пород Северного Кавказа по данным абсолютного возраста/ Геология СССР. Т. 9. Северный Кавказ. Ч. 1. Геологическое описание. М.: Недра, 1968. С. 473-485.

6. Афанасьев Г.Д., Борсук А.М., Кондаков Л.А. и др. Конкретные магматические формации Северного Кавказа// Известия АН СССР. Сер. геол. 1971. № 7. С. 3-27.

7. Аянов В.М., Бессонов О.А., Лебедько Г.И. Некоторые петрографические выводы в связи с определением абсолютного возраста пород Даховского кристаллического массива/ Тезисы докладов 4_й конференции по геологии и полез. ископ. Сев. Кавказа. Ессентуки, 1974. С. 51-52.

8. Баранов Г.И. Палеозойский магматизм. Гранитоиды центральной и восточной части Главного Хребта/ Геология СССР. Т. 9. Северный Кавказ. Ч. 1. Геологическое описание. М.: Недра, 1968. С. 513-516.

9. Баранов Г.И., Греков И.И. Доверхнепалеозойская структура Северного Кавказа/ Тектоника Средиземноморского пояса. М.: Наука, 1980. С. 92-98.

10. Борсук А.М. Мезозойские и кайнозойские магматические формации Большого Кавказа. М.: Наука, 1979. 299 с.

11. Борсук А.М., Гурбанов А.Г., Кондаков Л.А. и др. Структурно-формационное районирование Большого Кавказа и карта магматических формаций/ Магматические формации Кавказа и юга Восточно-Европейской платформы. М.: Наука, 1977. С. 124-137.

12. Гансер А. Геология Гималаев. М.: Мир, 1967. 287 с.

13. Милановский Е.Е., Хаин В.Е. Геологическое строение Кавказа. М.: Изд_во Моск. ун_та, 1963. 357 с.

14. Плошко В.В. Новые данные о первичной природе ультрабазитов зоны Уруштен-Маркопиджского разлома (Сев. Кавказ)/ Вопросы магматической геологии. М.: Наука, 1969.

15. Плошко В.В. Формационный тип альпинотипных гипербазитов/ Магматические формации Кавказа и юга Восточно-Европейской платформы. М.: Наука, 1977.

16. Попов Ю.В., Грановский А.Г. Гранитоиды Даховского кристаллического массива

17. Потапенко Ю.Я. О верхнем пределе возраста гранитоидов Главного хребта и связанной с ними микроклинизации// Советская геология. 1969. № 10. С. 44-56.

Размещено на Allbest.ru