Методы минералогических и петрохимических исследований магматических комплексов Белореченского полигона
Реферат
МЕТОДЫ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ И ПЕТРОХИМИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ БЕЛОРЕЧЕНСКОГО ПОЛИГОНА
Минералогическое
изучение магматических пород
В пределах территории полигона
развиты три магматические формации: ультрабазитовая (офиолитовая,
протрузивная), постколлизионная и орогенная (гранитоидные). Ультрабазиты в виде
небольших линзовидных тел распространены очень ограниченно, преимущественно в
районе северного контакта Даховского горста, находятся в зоне активного
Центрального разлома и напомиают породы серпентинитового меланжа. В то же время
в зонах контакта с более поздними позднепалеозойскими гранитоидами,
серпентиниты активно взаимодействовали с ними, и особенно с постмагматическими
гидротермальными растворами, образовывали разнообразные гибридные породы, часто
с рудной минерализацией.
Гранитоиды в отличие от
ультрабазитов занимают значительные площади выходов на повепрхность
домезозойских образований и требуют более полного рассмотрения. Именно этому
посвящен материал данного раздела
Общим названием гранитоиды
объединяют граниты и гранодиориты, которые представляют собой кислые глубинные
породы, обычно зернистые, иногда порфировидные, массивные и состоящие из
кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза и темноцветного минерала,
чаще биотита, реже амфибола и еще реже пироксена.
Одна из общепризнанных
классификаций гранитоидов основана на составе полевых шпатов, их количественном
соотношении и характере преобладающего цветного минерала (Геологический
словарь.1978). В ней выделяются: нормальные граниты (известково-щелочные
с содержанием калишпата 30-40%, кислого плагиоклаза-10-20%, кварца-25-30%); адамелиты
(с равным количеством калишпата и плагиоклаза)- промежуточные разности
между гранитами и гранодиоритами; калиевые граниты (ортоклазовые или
микроклиновые) с содержание плагиоклаза менее 10%; плагиограниты,
состоящие из плагиоклаза, кварца и цветных минералов; щелочные граниты,
состоящие из щелочных полевых шпатов и щелочных амфиболов или пироксенов;
полевые шпаты в них калиево-натриевые (микропертит, анортоклаз), реже альбит
или микроклин.
По характеру цветного минерала
различают: биотитовые, двуслюдяные, роговообманковые, рибекитовые и т.д., а
содержащие менее 5% цветного минерала называются аляскитами.
Другой, широко принятой
классификацией, является классификация А.Штрекайзена (Особенности изучения и
геол. картирования коллизионных гранитоидов. Методическое руководство /Гл. ред.
Н.В.Межеловский М.,1992.101 с.), которая строится в виде диаграммы по
салическим минералам, приведенным к 100%. Главный
классификационный признак - величина отношения - палагиоклаз: калишпат: кварц.
Рис. 1. Главный
классификационный признак -, величина отношения плагиоклаз (Р): калишпат (А):
кварц (Q). В соответствии с ним выделены поля: кварцевого диорита (I),
кварцевого монцодиорита (2), кварцевого монцонита (3), кварцевого сиенита (4),
кварцевого щелочного (или щелочно-поле-вошпатового) сиенита (5), плагиогранита
(тоналита и прондье-мита) (6), гранодиорита (7), адамеллита или «монцогранита»
(8), собственно гранита или «сиенограиита» (9), щелочного (или щелочно-полевошпатового)
гранита (10).
На треугольной диаграмме
выделяются поля: кварцевого диорита (1) с содержанием кварца более
6-10%; кварцевого монцодиорита (2) с равным содержанием ортоклаза и
плагиоклаза (лабрадора, андезина) и цветных минералов до 35%-авгита, амфибола,
биотита; кварцевого монцонита (3); кварцевого сиенита (4) с
небольшим количеством кварца; кварцевого щелочного сиенита (5) с
щелочным амфиболом и отсутствием плагиоклаза; плагиогранита (6): тоналита-
меланократового плагиогранита с содержанием кремнезема менее 65% и трондьемита-лейкократового
плагиогранита с содержанием темноцветных менее 10%; гранодиорита (7); адамелита
(8); собственно гранита (9); щелочного гранита (10) (Рис.1).
Для диагностики разных типов
гранитоидов используется также классификационная диаграмма Дж.О.Коннора (O.Konnor
J.T.
A classification
of quarts
rich igneous
rock based
on feldspar
ratios.- U.S.Geol.
Surv. Prof.Paper,
1965, 552B, B79-B84),
которая основана на соотношении нормативных количеств ортоклаза, альбита и
анортита (рис.2). На диаграмме выделяются поля тоналитов, гранодиоритов,
адамелитов, трондьемитов и гранитов.
Кроме чисто минералогических и
минералого-геохимических классификаций в зависимости от условий образования
выделяются три главные гранитоидные ассоциации: габбро-диорит-плагиогранитная
(натрово-известково-щелочная); габбро-диорит-гранодиорит-гранитная
(калиево-натрово-известково-щелочная); габбро-монцонит-гранитная
(щелочно-известковая, субщелочная). Эти три ассоциации в общем виде отражают
вещественную эволюцию гранитоидного магматизма в складчатых поясах, прошедших
полный цикл тектонического развития - от спрединга и субдукции до коллизии и
постколлизионного рифтинга.
Происхождение массивов
гранитоидов представляет собой стержневую проблему строения и металлогении
континентальных орогенов. Граниты являются главным продуктом субдукционного
процесса. Природа минералогической и химической зональности вулканитов и
гранитоидов в субдукционных и коллизионных обстановках в соответствии с законом
Куно определяется глубиной сейсмофокальной зоны под вулканами и размерами пути,
который необходимо преодолеть мантийным дифференциатам, флюидам и растворам при
восхождении к земной поверхности (Kuno
H. Lateral
variation
of basalt
magma type
across continental
margins and
islands arcs.
-Bull. Volkanol.,
1996, vol. 29, p.195-222.).
Существует несколько гипотез
происхождения гранитов. Одна из них утверждает, что гранитная магма образуется
в результате кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы. Эти
представления прекрасно сформулированы Боуэном.
Другая группа гипотез
предполагает, что гранитная магма образуется при расплавлении ранее
существовавшей гранитной коры, с последующей дифференциацией расплава. Этот
процесс в большом масштабе может называться палингенезом. Он должен
характеризоваться высоким (глубинным) соотношением изотопов Sr87/Sr86.
Однако в большинстве известных молодых гранитах этого не наблюдается.
Рис. 2. Классификационная
диаграмма О'Коннора.I- тоналиты, II-гранодиориты,
III-адамеллиты, IV
- трондьёмиты, V- граниты.
В гипотезах третьей группы
утверждается, что граниты формируются при просачивании флюида через горные
породы (метаморфические), который реагирует с ними, вызывая метасоматоз и
приводит к гранитизации (влажная гранитизация).
Таким образом, обзор гипотез
показывает, что выделяется два типа гранитоидов, называемых по разному: магматические
и анатектические; сиалические и симатические; высокоглиноземистые
и нормальные; ильменитовые и магнетитовые; I-граниты
и S-граниты.
В настоящее время наиболее
употребляемой является терминология Б.Чеппела и А.Уайта: коровые S-граниты
(осадочные), возникшие за счет переплавления осадочных толщь и I-граниты-мантийные
(изверженные), возникающие при селективном плавлении мантийного базитового
субстрата и ультраосновных пород. I-граниты
в общем виде соответствуют биотит -роговообманково-тоналитовой (меланократовой)
ассоциации, а S-граниты
-двуслюдяной ассоциации гранитов нормального ряда. С S-гранитами
связано W и Mo
оруденение, а с I-гранитами -
медно-порфировое, молибденовое, иногда золото-серебряное.
Разделение гранитов на два
класса было в последствии расширено введением А-гранитов для анорогенных (внутриплитных)
щелочных гранитов с низким содержанием Ca,
Ba, Sr
и М-гранитов, островодужного происхождения с высоким содержанием Са
(плагиограниты) (White,
Chappel, 1983). Таким
образом существуют гранитоиды (плутоны) возникающие в результате палингенеза
(переплавление первично магматических пород, вулканических, интрузивных) и
анатексиса (переплаления пород не прошедших стадию расплава, осадочных,
метаморфических), а также плутоны, образованные при застывании глубинных магм и
мантийных выплавок. Чаще же всего гранит-это смесь переплавленного корового
вещества (S-компоненты) и
возгонки мантийных дифференциатов (I-компонента).
Никогда (почти !) S-граниты не
бывают чисто коровыми, а I-граниты
чисто мантийными. В настоящее время по ряду признаков возможно выявить различия
между океаническими, островодужными, коллизионными и внутриплитными типами гранитоидов.
Орогенические пояса (как и
фундамент континентов) представляют собой агломерат переработанных аллохтонных
пластин, блоков, чешуй, скучивавшихся над зонами субдукций и прорванных
вулкано-плутоническими ассоциациями андезитового и гранитоидного рядов.
Шарьяжное строение орогенических поясов является результатом поглощения
(субдукции), выбрасывания (обдукции) и скучивания коры на границах сходящихся
плит. Гранитоидный магматизм не ограничивается только субдукционными
обстановками, а проявляется при постколлизионных процессах, внутриплитном
орогенезе и даже в зонах спрединга.
В обстановке спрединга
развиваются океанические или офиолитовые плагиограниты (О-граниты).
Обычно это штокообразные и пластовые тела в верхних горизонтах кумулятивных
габбро в расслоенных комплексах. По данным Р.Колмана (Coleman
R.G.,
Peterman
Z.E.
Two contrasting
granite types.
-Pacific Geol.,
1974, vol. 8, p.173-174)
плагиограниты встречаются только в офиолитовом аллохтоне и никогда не проникают
в породы автохтона и часто представлены обломками в серпентинитовых меланжах.
Породы сложены кварцем, зональным плагиоклазом, типа олигоклаз-андезин
(кварцевые диориты, тоналиты) или альбитом в виде графического гранофира
(сростки полевого шпата и кварца в мелкозернистой основной массе)(трондьемиты).
Темноцветные - клинопироксен, амфибол. Акцессории- магнетит, ильменит, сфен,
апатит.
Граниты энсиматических
островных дуг (М-тип) выделены А. Уайтом (Whit
A.I.R.
Sources of
granite magmas.
-Geol. Col.
Amer. Ann.
Gen. Metting
Abstract, 1979, p.539)
имеют, по крайней мере частично, мантийное происхождение, являются индикаторами
субдукции в океане и относятся к дифференцированным габбро-плагиогранитным
сериям. Породы сложены зональным плагиоклазом, кварцем, амфиболом с
корродированными включениями клинопироксена и биотита. Цветных минералов
порядка 25-30% для тоналита и 1-5% для трондьемита. Обычно это небольшие тела,
но есть и плутоны. Отличаются от О-гранитов, более низким содержанием Na2O
и более высоким K20,при
высоком содержании СаО (до 7.5%). С гранитами М-типа ассоциируют
медно-порфировые и медно-золоторудные месторождения, которые относятся к ранним
этапам развития складчатых поясов.
Гранитоиды энсиалических
островных дуг и активных континентальных окраин образуют протяженные цепи
батолитовх интрузий, сложенных гранитами I-
и S-типов и являются
самыми распространенными в земной коре. S-граниты
это коровые породы, возникшие в ходе анатексиса парапарод, преимущественно
глинистого состава, а I-граниты
- породы также образованные при плавлении, но изверженных пород основного и
среднего состава. При формировании островодужных гранитоидов определяющим
фактором эволюции могла быть фракционная кристаллизация расплава, а при
образовании гранитов андийского типа большую роль играли процессы гибридизма, с
преобладанием гранитных и даже лейкогранитных разностей.
Гранитоиды коллизионных
обстановок характеризуются преобладанием гранитов S-типа,
однако зачастую здесь присутствуют ассоциации I-типа,
близкие к ассоциациям островных дуг и активных окраин. С ними пространственно
могут ассоциировать и постколлизионные анорогенные граниты. Присутствие в
коллизионных зонах гранитов I-типа,
сходных с гранитоидами островодужных обстановок позволяет говорить о, так
называемой, «постколлизионной» субдукции, т.е. субдукции, унаследованной от
доколлизионного этапа и продолженной в ходе коллизии (Harris
N.B.W.,
Pearce I.A.,
Tindle A.G.,
Geochemical
characteristics
of collision
zone magmatism
//Collision
tectonics /Eds.:
M.P.Coward,
A.C.Ries.
1987, Geol.Soc.
London spes.
publ., N19,
p. 67-81).
Анорогенные граниты А-типа или
внутриплитные обладают устойчивыми особенностями химического состава: высокой
железистостью (более 0.8), высокой щелочностью и низкой глиноземистостью. Среди
них, в общем виде, выделяются два типа - агпаитовых (щелочных) гранитов,
содержащих эгирин, арфедсонит, рибекит и субщелочных, не содержащих этих
минералов. Примером субщелочных - гранитов являются рапакиви (обычно
ранне-средне протерозойского возраста), имеющих калиевую специализацию. Они
связаны с кристаллизационным фракционированнием базальтовой магмы и последующей
гибридизацией расплава сиалическим веществом.
Обстановки
гранитообразования
При всем многообразии
обстановок и условий гранитообразования от спрединга до коллизии и
постколлизионных процессов, основная масса гранитоидов связана с субдукционной
и коллизионной обстановками.
Коллизионная обстановка
возникает на месте субдукционной после поглощения океанической коры по зонам
Заврицкого-Беньофа, при этом подошедшая к зоне субдукции континентальная плита
препятствует ее дальнейшему погружению (т.е. островодужной субдукции) и
становится причиной отмирания последней. В то же время инерция этого процесса в
условиях коллизии может привести к продолжению поддвига, который называется
континентальной субдукцией (субдукцией Амшмудца). Таким образом, коллизия это
длительный и сложный процесс схождения литосферных плит, который включает
несколько возможных вариантов: столкновение двух островных дуг и образование
внутриокеанических складчатых поясов; столкновение островной дуги с
континентальной окраиной и последующей обдукцией (поддвиганием) дуги под
континент и образованием краевого вулканического пояса; столкновение двух
континентальных окраин - активной и пассивной, с образованием
окраинноконтинентального складчатого пояса и сутурного шва (Гималаи, Альпы,
Пиренеи); столкновение двух активных континентальных окраин. На краях
столкнувшихся континентов происходит скучивание и утолщение литосферы,
интенсивная деформация пород, метаморфизм, шарьяжи, растут горные хребты и
формируются внутриконтинентальные складчатые пояса. Коллизионные зоны в общем
виде, образованы чередованием покровно-складчатых поясов, межгорных впадин,
вулканических поясов и поясов гранитоидных батолитов. Края сходящихся
континентов имеют сложную конфигурацию, а интенсивность коллизионных процессов
сильно меняется вдоль границы столкновения плит. Наряду с горообразованием
сохраняются участки спокойного залегания пород, формируются впадины,
заполненные молассовыми отложениями. Характерным процессом, наряду с общим
сжатием, является образование сдвиговых и сколовых зон с участками растяжения
при сдвигах.
На предколлизионной
(вулканодужной) стадии развивается известково-щелочные интрузии (в т.ч. граниты
I-типа), наследующие
магматизм островной дуги. На синколлизионной стадии образуются
высокоглиноземистые лейкогранитовые интрузии, которые могут выплавляться из
гидратированного основания поддвигаемой континентальной коры (мусковитовые
граниты). Причем обилие летучих создает условия для анатексиса вышележащих
пород. Расплав обогащен Rb,
F, B,
Ta, обеднен
редкоземельными элементами (РЗЭ), Zr,
Hf. На
позднеколлизионной стадии (вплоть до постколлизионной) вновь появляются
известково-щелочные интрузии мантийного генезиса (I-граниты),
близкие к таковым вулканических дуг, магмы которых интенсивно контаминированы
коровым веществом (высокое отношение Ta/Hf
и Na/Zr).
Постколлизионная стадия характеризуется развитием щелочных интрузий, которые
могут выплавляться из мантийной литосферы вблизи коллизионных зон и содержат
повышенные концентрации как литофильных, так и сидерофильных элементов, т.е.
имеют внутриплитные характеристики.
При изучении коллизионных зон
встает проблема идентификации гранитоидов разных геодинамических обстано-вок.
Она сводится к разделению гранитов 1-типа, образованных до коллизии и в ходе
коллизии.
Эта задача решена в специальной
работе Н. Харриса, Дж. Пирса и А. Тиндля [73]. Геохимические дискриминационные
диаграммы этих исследователей, рассмотренные ранее, мало информативны для
выявления I-гранитов
коллизионных обстановок. Более эффективным оказалось использование тройных
диаграмм Rb-Hf-Та.
В заключение следует
остановиться на генетической интерпретации коллизионных 1-гранитов. Они,
несомненно, связаны примерно с теми же процессами магмогенерации, которым
обязаны своим происхождением островодужные I-граниты.
На это указывает очень большое геолого-петрологическое сходство плутонических
серий, в которые входят I-граниты
обеих геодинамических обстановок. Поэтому наиболее приемлемой моделью, тесно
взаимоувязавшей петрогенезис и геодинамику, является модель «постколлизионной
субдукции» [73], т. е. субдукции, унаследованной от доколлизионного этапа
тектонического развития складчатых поясов и продолженной в ходе коллизии.
Специфика коллизионного магматизма
во многом определяется особым тепловым режимом, обусловленным процессами
скольжения крупных фрагментов земной коры относительно друг друга. Как
подчеркивает Н. Харрис с соавт. [], ссылаясь на результаты моделирования
теплового потока, в результате такого скольжения немедленно должен возникнуть
кратковременный пик геотермы. Этот синколлизионный геотермический эффект и
является, по мнению английских ученых, главной причиной высокоградиентного
метаморфизма низких давлений и ультраметаморфизма в клине осадочных пород.
Возможно, не менее важным следствием скачкообразного увеличения интенсивности
теплового потока является высвобождение летучих компонентов (галогены, бор,
вода) в основании осадочного клина, вместе с которыми в области магмогенерации
устремляются Rb, Cs,
Li, U,
возможно Та. Именно этими элементами обогащены обычно синколлизионные S-граниты.
Поздне-постколлизионные I-граниты
также обнаруживают в своей геохимии некоторые обогащения крупноионными
литофилами и Та в сравнении с островодужными (доколлизионными).
Объяснение этой особенности,
видимо, следует искать в контаминации мантийных магм коровыми расплавами S-типа
и летучими компонентами парапород.
Указанные особенности
коллизионных гранитов, обусловленные условием их генезиса, и лежат в основе их
геохимической дискриминации с помощью диаграмм Rb-Hf-Та.
Литература
1 Лабораторные работы по структурной
геологии, геокартированию и дистанционным методам: учеб, пособие для вузов / А.
Е. Михайлов, В. В. Шершуков, Е. П. Успенский и др. - М.: Недра, 1988. - 196 с.
Неймайр, М. История Земли. В 2-х томах.
Т. 1 / М. Неймайр. - М.: ТЕРРА, 1994.-753 с.
Охрана окружающей среды: учеб, пособие
/ С. А. Брылов [и др.]; под ред. С. А. Брылова и К. Штродки. - М.: Высш. шк.,
1985. - 272 с.
Пособие к лабораторным занятиям по
общей геологии: учеб, пособие для вузов / В. Н. Павлинов [и др.]. - 4-е изд. -
М.: Недра, 1988. - 149 с.
Якушева, А. Ф. Общая геология / А. Ф.
Якушева [и др.]. - М.: МГУ, 1988.
Азизов. 3. К. Определитель минералов:
учеб, пособие / 3. К. Азизов, С. Л. Пьянков. - Ульяновск: Ульяновский техн.
ун-т., 2006. - 53 с.
Белоусов, В. В. Структурная геология /
В. В. Белоусов. - М.: МГУ,1986.-248с.'
Булах, А. Г. Что такое минерал / А. Г.
Булах // Соровский образовательный журнал, 1999. - № 6. - С. 68-74.
Войтов, И. В. Современное состояние и
перспективы развития минерально-сырьевой базы Республики Беларусь / И. В.
Войтов [и др.] // Природные ресурсы, Мн., 1999, №1. - С. 37-48.
Озима, М. История Земли / М. Озима. -
М.: Знание, 1983. - 205 с.
Пущаровский, Д. Ю. Открытие и
систематика минералов / Д. Ю. Пущаровский // Соровский образовательный журнал,
1999. - №3. - С. 88-94.
Резанов, И. А. Великие катастрофы в
истории Земли / И. А. Резанов.-М.: Наука, 1984.-176 с.
Смит, Г. Драгоценные камни / Г. Смит. -
М.: Мир, 1984. - 558 с.
Хаин, В. Е. Геотектоника с основами
геодинамики / В. Е. Хаин, М. Г.Ломизе. - М.: Книжный дом «Университет», 2005.
Хаин, В. Е. Историческая геология / В.
Е. Хаин [и др.]. - М.: МГУ,1997.-448 с.
Хаин, В. Е. Тектоника континентов и
океанов / В. Е. Хаин. - М.: Научный мир, 2001. - 606 с.
Юбельт, Р. Определитель минералов / Р.
Юбельт. - М.: Мир, 1978.