Методы изучения морфологии и внутреннего строения магматических тел Белореченского полигона
Реферат
Методы изучения морфологии и внутреннего строения магматических тел Белореченского полигона
. 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
. 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.
. 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.
.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.
.Афанасьев Г.Д., Лупанова Н.П. О среднепалеозойских щелочных эффузивах на Северном Кавказе// Доклады АН СССР. 1961. Т. 140. № 40. С. 397-399.
.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.
.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.
.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.
.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.
.Баранов Г.И., Греков И.И. Доверхнепалеозойская структура Северного Кавказа/ Тектоника Средиземноморского пояса. М.: Наука, 1980. С. 92-98.
.Борсук А.М. Мезозойские и кайнозойские магматические формации Большого Кавказа. М.: Наука, 1979. 299 с.
.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.
.Гансер А. Геология Гималаев. М.: Мир, 1967. 287 с.
.Милановский Е.Е., Хаин В.Е. Геологическое строение Кавказа. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1963. 357 с.
.Плошко В.В. Новые данные о первичной природе ультрабазитов зоны Уруштен-Маркопиджского разлома (Сев. Кавказ)/ Вопросы магматической геологии. М.: Наука, 1969.
.Плошко В.В. Формационный тип альпинотипных гипербазитов/ Магматические формации Кавказа и юга Восточно-Европейской платформы. М.: Наука, 1977.
.Попов Ю.В., Грановский А.Г. Гранитоиды Даховского кристаллического массива
.Потапенко Ю.Я. О верхнем пределе возраста гранитоидов Главного хребта и связанной с ними микроклинизации// Советская геология. 1969. № 10. С. 44-56.