Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок
Подождите немного. Документ загружается.
южнее
главной
Кавказской
зоны
столкновения
континентов,
максимального
утолщения
коры
и
формирования
высокогорного
рельефа,
а
также
внедрения
гранитоидных
батолитов,
несколько
позднее
(неоген
и
четвертичный
период)
на
поднятиях
в
субаэральных
условиях
формируются
вулканические
пояса,
обра
зованные
группами
и
цепями
вулканов
центрального
типа,
иногда
достигающих
больших
масштабов
(2-3
км
высоты
конусов,
диаметр
-
десятки
километров).
Модель
такого
вулканизма
представлена
в
работе
ДЖ.
А.
Пирса
и
др.
(Реагсе
et
al., 1990)
на
примере
одного
из
неоген-четвертичных
вулканических
поясов,
протягивающихся
в
юго-западно-северо-восточном
направлении
через
все
Аравий
ско-Евразийское
звено
коллизионного
пояса
от
Аравийского
форланда
(предгорного
бассейна)
к
Карскому
плато
и
Малому
Кавказу
на
северо-востоке
.
В
отличие
от
рассмотренной
выше
модели
гранитоидного
магматизма
эта
модель
вполне
конкретна
и
построена
на
основании
данных
детальной
проработки
вещественного
состава
вулканитов
петрохимическим,
геохими
ческим,
включая
геохимию
РЗЭ,
изотопно-геохимическим
(
87
S
r
/
86
S
r
)
методами
с
учетом
геолого-тектонических
данных
(табл.
3,
прил.
6-7).
В
качестве главного
источника
вещества
и
энергии
в
модели
рассматривается
термальное
возбуждение
метасоматизированной
субконтинентальной
литосферы,
приводя
щее
к
нарушению
слоистости
литосферы
и
частичному
локаль
ному
ее
растяжению.
В
то
же
время
наблюдаюшееся
вдоль
сутурной
зоны
Понтид
утолщение
субконтинентальной
литосфе
ры
должно
проходить
за
счет
утолщения
метасоматизированного
слоя
и
погружения
его
на
большую
глубину
вблизи
кривой
разложения
амфибола
и
доломита.
Систематические
вариации
петрологических
и
геохимических
характеристик
поперек
вул
канического
пояса
от
Аравийского
форланда
на
северо-восток
к
Восточной
Анатолии
и
Малому
Кавказу
отражают
вариации
в
истории
обогащения
LiL-элементами
различных
литосферных
блоков.
Предло
.
женная
модель
предполагает,
что
район
колли
зионного
вулканизма
характеризуется
проявлением
мантийного
поднятия
(купола),
параллельного
зоне
непосредственного
стол
кновения,
каждая
из
подзон
имеет
производные
магмы
близкого
состава,
устойчивого
со
времени
начала
в
ней
вулканизма.
Реальный
же
состав
извергаемых
на
поверхность
продуктов
объясняется
вариантами
фракционирования
различных
первич
ных
твердых
фаз
и
частичным
влиянием
коровой
контаминации,
что
доказывается
различным
поведением
в
эволюции
серий
характерных
редких
элементов
(Rb, Sr,
У,
Nb
и
др.)
.
Принципиально
иная
модель
коллизионного
вулканизма
для
Кавказского
сегмента
Альпийско-Гималайского
пояса
предложена
И
.
И.
Абрамовичем
и
В.
Г.
Засеевым
(Петрохимические
исследо
вания
.
..
, 1991).
Известный коллизионный
андезитовый
вулканиче
ский
пояс
Малого
Кавказа,
формировавшийся,
по
их
мнению,
с
21
эоцена
до четвертичного
времени·,
образовался
в
условиях
расслоения и
дифференциальной
подвижности
блоков
земной
коры.
Последние,
перемещаясь
по
внутрикоровым
астеносферным
линзам
и
слоям,
ведут
себя
аналогично
микроплитам
.
Такого
рода
коровые
плиты
получили
название
шолей,
их
размеры
обычно
измеряются
десятками,
реже
первыми
сотнями
километров.
При
изучении
шолевого
тектогенеза
и
связанного
с
ним
магматизма
упомянутые
исследователи
считают
возможным
опираться.
на
,
классические
модели
тектоники
плит,
в
частности,
выделять
пассивные
и
активные
окраины
шолеЙ.
В
пределах
последних
в
результате
коровой
субдукции
А,
или
субфлуэнции,
возникают
условия
для
внутрикорового
(нижнекорового)
магматизма.
В
этой
модели
андезитовый вулканический
пояс
Малого
Кавказа
-
«типичное
порождение
шолевой
тектоники,
субфлуэнции
и
плавления
коро
вого
материала».
Коровое
(нижнекоровое)
происхождение
магма
тических
продуктов
пояса,
по
данным
И
.
И.
Абрамовича
и
В
.
Г.
3асеева,
проявляется
и
в
содержании
петрогенных
элемен
тов,
и
в
изотопных
характеристиках
вулканитов.
Подчеркивается
тесное
пространственно-временное
сочетание
зон
субфлуэнции
и
рифтогенеза,
приводящее
к
смешению
коровых
и
мантийных
магм
(Петрохимические
исследования
... , 1991,
с.
37).
Эта
модель
представляет
значительный
интерес
для
интерпре
тации
данных
крупно-
и
среднемасштабной
геологической
съемки
благодаря
возможности
формализации
большого
объема
аналити
ческих
характеристик
в
пределах
относительно
малых
по
масштабу
геологических
объектов
с
использованием
специальных
программ
дЛЯ
ЭВМ
[Петрохимические
исследования
... , 1991].
Даже
такой
беглый
обзор
предлагаемых
моделей
коллизионного
магматизма
свидетельствует
о
сложности
предмета
исследования
и
многообразии
возможностей
его
генетической
интерпретации.
В
каждом
конкретном
случае
при
геологическом
картировании
наиболее
важно
тщательное
и
целеустремленное
геолого
-
петроло
гическое
исследование
магматических
тел,
их
взаимоотношений
между
собой
и
с
вмещающими
породами,
детальное
опробование
для
получения
объективных
данных
о
вещественном
составе,
внутренних
вариациях
и
изменчивости
магматических
продуктов
во
времени
и
пространстве,
без
которых
невозможна
разработка
непротиворечивых
вариантов
геодинамических
моделей.
•
По
данным
авторов
,
палеогеНОIIЫЙ
э
т
ап
формирования
вулканического
пояса
Малого
Кавказа
IlРОИСХОДИЛ
в
геодинаМИ'lеской
обстановке
островных
дуг
и
~
горячих
точек
».
Собственно
КОJIЛизио/шый
(орогенный,
поз
д
н
е
ороге/IIIЫЙ)
uулканизм
начался
u
неогене
и
про
д
олжается
до
сих
пор
.
22
ФОРМАЦИОННЫЕ
И
СЕРИАЛЬНЫЕ
ПРИЗНАКИ
Магматизм
зон
коллизии
характеризуется
большим
разнообра
зием
при
значительном
преобладании
в
его
составе
средних
и
кислых
пород
нормальной
и
повышенной
щелочности.
Для
выработки
критериев
идентификации
этих
образований
,
кроме
общегеологических
признаков,
целесообразно
найти
независимые
вещественные
параметры,
используя,
например,
систему
понятий
о
формациях
и
сериях.
Не
останавливаясь
на
истории
формационного
анализа
магма
тических
горных
пород,
детально
изложенной
в
монографии
«Магматические
формации
СССР»
0979,
т.
1),
приведем
лишь
более
позднее
определение
формации
из
Петрографического
кодекса
(1
992) ;
'
«Магматическая
формация
(формационный
вид)
-
это
определенный
тип
ассоциации
магматических
пород,
характе
ризующийся
наличием
генетического
родства
или
парагенетической
связи
между
образующими
их
членами,
устойчиво
повторяющийся
в
геологическом
пространстве
и
времени
и
сохраняющий
при
этом
общие
признаки
состава,
строения
и
соотношения
с
вмещающей
с
р
едой,
свойственные
относящимся
к
данной
формации
комплек
сам
»
(с.
57) .
Таким
образом,
«магматическая
формация
является
абстрактным
образом
однотипных
магматических
комплексов»
(Там
же).
«Магмат
ич
еская
серия»,
или
серия
изверженных
пород
по
В.
Н.
Москалевой
(1990),
эт
о
прежде
всего
ассоциация
горных
пород,
обла
дающая
направленным
изменением
петрографических
и
петрохимических
свойств
в
ходе
эволюции
единого
магмати
ческого
расплава.
«С~рии»
в
таком
традиционном
понимании
всегда
рассматривались
вне
геологической
обстановки
их
нахож
дения.
О. А.
Богатиков
h
др.
(1987)
подчеркивают,
что
составы
горных
пород серии
занимают
вполн
е
определенное
место
на
классификационных
петрохимических
диаграммах
вне
зависимо
сти
от
того,
из
какого
ра
йона
мира
или
геологической
структуры
они
происходят.
При
этом
само
понятие
«
серия
»
по
Т.
И.
Фро
ловой
«п
одр
азуме
вает
набор
ди
фференциатов,
происшедших
в
результате
тех
или
иных
общих
факторов
эв
олюции
,
следова
тельно
,
именно
эволюционный
тренд
должен
быть
главным
при
разделении
серий».
Такое
определение
относится
к
петрогене
тической
серии
и
не
исключает
применения
его
в
качестве
термина
свободного
пользования.
В
зарубежной
петрологической
литературе
эт
от
термин
равным
образом
относят
и
к
петроге
нетическим
сериям,
и к
конкретным
геологическим
телам
(плутоническим
и
вулканическим),
сравнимым
по
объему
с
нашими
«комплексами»
.
Объ
ем
понятий
«серия»
и
«формация»
у
разных
авторов
варьирует.
В одних
случаях
их
объемы
могут
совпадать,
т.
е.
23
формация
будет
м
онос
ериальноЙ*.
В
других
случаях
(и
таких,
по
мнению
В.
Н.
Москалевой,
большинство)
формации
являются
полисериальными,
а
составные
части
магматического
комплекса,
слагающие
отдельные
его
тела
или
даже
самостоятельные
фазы
,
могут
относиться
к
различным
петрогенетическим
сериям.
Н
.
А
.
Румянцева,
напротив,
считает,
что
петрогенетические
серии
отвечают
более
крупным
классам,
чем
формации
.
Так,
толеитовая
серия
объединяет
большую
группу
формаций
(Ьт,
Ь,
гЬ,
пЬ,
пЬг,
tb, trb) ,
одни
из
которых
попадают
одновременно
в
толеитовую
и
известково-щелочную
серии,
другие
-
в
субщелоч
ную
натриевую
и
калиево-натриевую
серии
(рис.
2).
Таким
образом,
сериальную
принадлежность
можно
ра
ссматривать
как
один
из
признаков
формации,
не
всегда
достаточный
для
их
диагностики,
но
имеющий
определенное
значение
для
петрогене
тических
и
палеогеодинамических
построений.
Вопрос
о
соотношении
объемов
понятий
«
формация
»
и
«
серия
»
в
принципе
не
имеет
однозначного
р
ешения,
так
как
в
реальности
могут
быть
встречены
различные
их
варианты,
особенно
в
области
«пограничных»
значений
содержания
щелочей
и
скорости
их
накопления
относительно
кремнезема,
а
также
некоторых
других
петрохимических
признаков.
Особенно
это
касается
непрерывных
полнодифференцированных
(<<длинных»)
формаций.
Существует,
в
частности,
и
еще
один
вариант
использования
термина
«се
рия
»
(Е.
К.
Станкевич)
.
По
его
мнению,
магматиче
ски~
комплексы
могут
формировать
пространственно
совмещенные
,
последовательные
во
времени
и
закономерно
(однонаправленно)
эволюционирующие
ряды,
которые
опред
еляются
как
серия
комплексов
(вулканИ'Ческих,
плутонических).
Это
непрерывная
последовательность
близких
по
возрасту
(в
диапазоне
первых
десятков
Ма)
и
пространственно
совмещенных
вулканических
или
плутонических
комплексов,
которые
в
отдельности
характеризу
ются
внутренней
целостностью (завершенностью
развития)
и
вместе
с
тем
связаны
между
собой
общей
эволюционной
направленностью
изменения
состава
.
Однако
серия
комплексов
не
может
рассматриваться
в
качестве
нового,
более
высокого
таксона,
как
это
имеет
место
во
временных
и
латеральных
рядах
комплексов,
поскольку
отража
ет
только
характер
связи
между
одноранговыми
подразделениями
.
В
схеме
классификации
формаций
плутонических
пород
(прил.
24)
наглядно
представлена
структура
формационного
«про
странства»,
где
каждое
семейство
формаций
характеризуется
•
Именно
т
акой
трактовки
придерживается
В
.
М
.
Н
е
нахов
с
соавторами
[Особенности
...
.
1992] .
По
д
магматическим
комплексом
(региональное
выражение
формации)
о
н
предлагает
понимать
сообщество
близковозрас
тн
ых
о
д
нофациальных
геологических
тел,
сложенных
изверженными
породами,
образующими
петрогене
тическую
серию.
24
определенным
набором
формационных
видов,
выдел
е
нных
в
свою
очередь
по
признаку
сообщества
горных
пород
в
определенных
количественных
соотношениях.
Формации,
характерные
для
гео
динамической
обстановки
континентальной
коллизии,
принадлежат
к
мафическо-салическому
и
салическому
семействам.
Из
первого
семейства
преобладает
тоналит-гранодиоритовая
формация
(gd)
*,
которая
относится
к
гранитоидам
I-типа
и
характеризует
пред
или
раннеколлизионную
стадию
развития
этой
обстановки.
Интрузивные
формации
салического
семейства
представлены
гранитовой
(g)
и
лейкогранитовой
(Jg)
формациями,
к
которым
иногда
в
тыловых
частях
присоединяется
гранит-граносиенитовая
(gs).
Гранитовая
формация,
обычно
латеральный
аналог
тоналит
гранодиоритовой
формации,
относится
к
гранитам
S-типа
и
обнаруживает
тенденцию
несколько
более
позднего
проявления
.
В
силу
этого
она
характеризует
собственно
коллизионную
обстанов
ку,
парагенетически
связана
с
региональным
метаморфизмом.
Во
времени
гранитовая
формация
часто
сменяется
комплексами
лейкогранитовой
формации.
Достаточно
часто
среди
позднеколлизионных
интрузивных
магматитов
проявлены
комплексы
диорит-гранодиоритовой
форма
ции,
относящейся
к
гранитам
IR-типа,
но
отличающиеся
от
предколлизионной
тоналит-гранодиоритовой
формации
обогащен
ностью
LIL-элементами
и
общей
тенденцией
повышения
щелоч
ности
пород.
Кратко
остановимся
на
характеристике
упомянутых
выше
«типов»
гранитоидов,
принадлежащих
к
иной
«сериальной»
систе
матике
гранитоидных
образований,
предложенной
Б
.
Чаппелом
и
А
.
Уайтом
[Chappel, White, 1983].
В
ее
основе
лежит
вьщеление
двух
контрастных
классов:
1)
граниты
S-типа
-
типично
коровые
I
образования,
для
химизма
характерна
ярко-выраженная
плюма
зитовая
тенденция
-
перенасыщенность
глиноземом
относительно
суммы
щелочей
и
кальция,
прослеживающаяся
от
наиболее
основных
-
гранодиоритовых
разностей
вплоть
до
завершающих
формирование
серий
лейкогранитов,
нередко
обладающих
литий
фтористой
спецификой
.
Для
всех
разновидностей
S-гранитов
характерна
низкая
степень
окисленности
железа
.
Единственный
широко
распространенный
цветной
минерал
-
высокоглиноземи
стый
биотит,
в
поздних
фазах
сопровождаемый,
как
правило,
мусковитом.
Среди
акцессориев
преобладают
кордиерит
,
андалузит,
силлиманит
и
гранат
в
ассоциации
с
ильменитом.
Формировани
е
S-гранитов
связывают
с
анатектическим
плавлением
метаосадочных
пород
или
высокоглиноземистых
ортогнейсов
в
обстановке
конти
нентальной
коллизии либо
в
условиях
внутриконтинентальных
надвиroвых
дислокаций;
2)
гранитоидам
I-типа
свойственна
недо-
•
ТОllаЛИТ
-
l
l
лаl'Иограllит
-
граllо
д
иори
т
ооая
(Магматические
форма
ц
ии
СССР
,
т
.
2, 1979).
25
н
Е.А.DНасы
ЩЕН
н
ЫХ
поРод
А
UI\
Б
В
ВУЛКАНИЧЕСКJ,i
Е
МАФИ4Е.СКИЕ
Н
ЕНАСЫ
ЩЕННЫх.
пород
НАСЫЩЕН
НЫХ
ПОРОД
uf
к
f
(сЬ
)(
псЬ)пЬ*
Ьт*
tf
I
пЬ~
I
~
bX
кЬ
(саЬ)
bar
иЬ*
аЬ
)
(тЪ
)
НЕ.ДОНВСЬ
ЩЕННЫХ
пород
tbr
(о
т
)
Kbt
(5)
НЕНАСЫ
ЩЕННЫх.
ПОРОД
bf
Kbf
ФОРМАЦИИ
НАСЫЩЕН
НЫХ
пород
и
щ-и
Ьа
а
НЕ.донасы
ЩЕННЫ~
ПОРОД
ta
( t)
НАСЫЩЕН
НЫ
Х
пород
и-щ
щ
nr
с
АА
И
Ч Е
С
К
И
Е.
НЕ.ДОН8С
Ы
ЩЕНН.,IХ
ПОРОД
tr
ft
НЕНАСЫ
ЩЕ.ННЫ)(
ПОРОД
Kft
Р
ис.
2.
Класси
ф
икация
вулканических
ф
о р
мац
и й
на
петрохимической
ОСlIове
(по
Н
.
А.
Румянцевой).
К
-
калиевы
е,
К
-
а
-
ка
л и
е
во
-
на
т
ри
е
вы
е,
Na -
lJ
а
т
ри
ев
ы
е,
И
-
и
звест
ковист
ы
е,
ш
-
и -
щелочно-
и
з в
естковистые,
и
-
ш
-
известково-щелочные,
Ш
-
щеЛО
чны
е,
МЛ
-
меланок
р
ато
в
ые,
М
-
мезок
р атовые,
Л
-
леЙкок
р
атопые
.
Ф
ор
:>tации
,
а
ссоц
и
ации
:
А
-
о
д
но
ро
дн
ые,
Б
-
kohtpactho-
д
иффе
ренцироваНlJые,
В
-
послед
ов
атеЛЫIO-
д
иффер
енци
р
ованные.
Звездочкой
ОТ~fечены
фо
р
мации
С
толе
итов
ым
т
р
е
Н
ДО
~f
.
Ф
о р
м
а
ц
и и
к
олл
и
з
и
о
нн
о
й
гео
д
ин
а
мической
обстановки
указаlJЫ
в
к
руж
к
ах
.
И
н
де
ксы
ассоциа-
С
ем
ей
ст
-
Гр
у п
па
И
н
де
к
-
ций
сов
р
е-
па
фор
-
В
ид
ы
фор
мац
и й
с
ы
ф
о р
-
мен
н
ых
ма
ций
фор
маций
маций
гео
д
и
нами
-
ческих
06-
становок
У
л
ьт
р
а-
Щ
елОЧIIО
-
Кимберл
итовая
uk
маф
и
-
ультрама
-
Пик
р
ит-
ме
л
анефелинитовая
и!
ческих
ф
ических
У
гандит-
лейцититовая
kuf
П
и к
рит
-базальтовая
иЬ
Комати
и
т
-
база
л
ьтова
я
kb
Ма
р и
а
нит
-
бонинитовая
тЬ
Изvестковистых
базальтов
(траппо-
Ьт
вая)
(.
Толеитовая
.
'
остр
овных
ду
г
псЬ
Базальтов
океанических
п
л
ато
сЬ
Базальто-
Р
иолит-базал
l
,ТОВая
гЬ
Щ
е
лочно
-
и
звестковистых
база
л
ьтов
Ь
вых
Н
а
тр
иевых
базальтов
п
Ь
Натриевых
базальтов-
р
ио
л
итов
п
Ьг
Мафиче-
Базальт-ан
д
езит-риолитовая
Ьаг
ских
(
.
Толеитовая
·'
островных ду
г
саЬ
Аl
lД
езит-базальтовая
аЬ
Гавайит
-
му
дж
и
е
р
итовая
gm
Калиевых
базальтов
-
тр
ахитов
kbt
Ш
ошон
и
товая
s
Т
р
ах
и
ба-
Т
р
ахибазальтовая
,
Ь
зальтовых
Т
р
ахибазальт
-
трахиан
д
езит-трахи
р
и-
'Ьг
о
л
итовая
Трахибазальт-трахирио
л
итовая
'гЬ
Щелочно-
Ще
л
очных
базал
ь
то и
д
ов
-
фоно
л
итов
bf
базальтои
д-
Щ
елочных
базальто
и
д
ов
-л
ейцитофи-
ных
р
ов
kbf
Мафиче-
Аll
д
езито-
Базальт
-
ан де
З"lтовая
Ьа
ско
-
сали-
вых
Ан
д
езитовая
а
ч
е
ских
ТраХИЗl
ще
зитовая
'а
Латитовая
I
Н
атриевых
р
ио
л
итов
пг
Дац
и
т-р
ио
л
итовая
dr
Са
л и
че-
Р
ио
л
ито-
Ри
олитовая
r
ских
вых
Т
р
ахи
р
ио
л
итовая
'г
Ан
де
зит-
р
ио
л
итовая
аг
Ф
оно
л
ито
-
Ф
оно
л
итов-ще
Л
ОЧIlЫХ
трахитов
С
'
вых
Л
е
йцитофи
р
ов-ще
л
очных
т
р
ахитов
kft
~
..-
...
()
~
о
'"
'"
:.:
..-
..
tJ
..
.,
.,
""
",
.
~
..
'"
о
><
'"
:s;
..
:s;
о
.,
:S:ш
"':.:
о.
t::
CQ
~:I!
<О"
.,
(1)
..
:с .,
r:::
о
:S:A
""
..
О
о
о.
.,
r:::
~
~
~OI
:с
:S:
.,
.,
I=Г
""
о
'"
~
..
О
:<!
О
r:::
:с
~
'"
:s;:
...
о.
:с
2
0-
.,
.,
""
t:r
~
,
o
...
о
~
с1)
...
'"
:т
u
'"
s:
'"
.,
...
..
р..
с::
*'
:s:
'"
""
'"
5~I
-
<о
:z:
О
.,
с::
-
,
О
'"
с
'
t--
о
'"
s
~
..
о
r:::
:s;
11:
'"
11:
<о
'"
р..
s:
..
:11
~:[3-
""
u
о
I
:с
..
'о
.,
'-
с..,
0:0;
О
о
r::::c
Q)
14,4
:r:
'"
I
.,
""
П
,
3
t:r
о-.
tI:
О
РА:
s
;о;
UIC
<о
'"
~
24,6-
IC
tD
!I:
14,4
<:>
p..
1Q
:s:
324~E
('о
I
-2
,
...
51
:z:
..
g.
I'ЧI:
1<;
о
38
-
1<;
~
I
;;'j
...
32
,8
О
-
О
=
:.:
t:::sz:
I
42
-
...
-38
"'.
-
g::
I
~
~
,
5-
...
~--
111
.,
.
~
Q)
~;;
:.1
t:J
P!I
О
О
(t)
5469
:с
Q)
I
-5
,S
~
"'.
о
p:~
Q)
..
(1)
:а;
r:::
111
:z:
..
65
-
<о
:z:
О
54 ,9
§-
t=-
о
.,
..
tI:
..
:о;
ш
:z:
:s:
с::
'"
I
&':
t:I
""
1»
~
~
5
-
1'(
-
•
.:>
О
:11
""
..
1»
О
..
..
('о
с..'
.,
о
:!i
r:::
структуро
-
06разова-
ние
I
Битлиссно-за
А
р
аJlи9iс
кая
горсная
су
-
плита
тур
г.
ая
ЗОllа
I
Базальтовая
tр-'ация
(Ь
)
ра!<алидаг
Недифререн-
Ш
вр:аяжи
цированная
сер
ия
Лавов
ы
е
.р
а-
ции
sr
87
/ sr
86
=
0,70
388
Sm/Nd
=0,
22
ENd
а+4,86-
(+6,05)
Снладчатос
т
",
шар.я
..
и
Снлаllчатос
'
i",
wар.яжи
СИЛ8
1lЧЭ
'
l
'
СТ
!Ъ,
шар
.
я
ж и
r
\tJ
ИОЛИТОВая
ассоциация
Т
а
6ДИП8
3
CJ(ENA
К
О
РPiЛЩИИ
СОБЫТИЙ
В
IfABKA3:lfO
-АНАТ
СЛИЙСlfОМ
С
ЕГЫЕН
7Е
С
РЕ,ZiИЗЕ.
'
НО~ЮР::;
КОГО
ПОДВИЖНОГО
ПОЯСА
НА
П
ОСТЭОЦЕ
Н
ОВО
Е
BPEIii
В
ЗОНЕ
ПЕРЕСЕI.IEНИЯ
I -
I:
СОСТ.Е
.К.
СТАШrEВИЧ
lI
аГ
J.:
атиз)/
с
ТРУНТУР
llы
е
Вост
о
чно
-
Анатоли
й
сио
-
М
алонаJиазс
и
а
я
плите
~взитовая
~ация
(8)
[
реков
плато,
Апрат,
А
р
агац
омоДромная
ба
зальт-анд
е
зит-
дацит-риолитовая
серия.
Л авов~е
и
Трахи
б
азальт-
пи
ро
кластически
е
трахиандезит-
р
ац
и
и
риолитовая
ifЮр-
sr
87
/
sг
66
:О.7
03
б
_
мация
(t
Ьаг)
=н
Немрут.
0.7
0
41
sm/Nd : 0
.19
С
,
Бингёль.
Тендюрек
Е
и
/Еи·:
андезиты
-
Г
ОМОДPQмная
1.
00
,риолиту
- 0,4
серия
.
Л
авовые
и
пирокласти-
Базальтовая
ч
е
ские
фации
ф!:>
рмация
(Ь)
s
г
87
/
s
г
8б
=
Ка
рское
плат
о
О,
l
О50б
(0.7
0
Не
ди
фреренц
и-
3
90-0
,
70б
0i2
)
PQванllая
серия
s
m/Nd
=0.17-
Лавовые
ф
ар
'
'И
0,
29
sr
87
/
s
г
8б
=О
.70374
Еу/Еи·
:
трахи-
sm/
N
d .. =0.22_C .25
базальты
-
1.1
0
трахиту
_0
,90-
1.05
Еи/Е
и
=1
.18
трахидациты
-
1.
03
g
иолиты
-0
,79- 081.
.
08
r
Е
о
л
о
r
И Ч Е
С
к
и
Е
)/
е
т
а
u
о р
Ф
и
з
u
Ilо
н
тиF.
с
к а
я
сутурн
а
я
зон
а
(С
е
вано-Акерин
С
i!
!JЯ
СФЗ
)
I
J
1етаамоpфjjзlol
вусооких
Т
и
иизкких
Р
Дис
:
стен';си.л
ЛимalaНИТОВЫЙ
тип
11
Оф
l
1
0Л!
lт
ов
е
ff
!JСС
О!j
.
:ац
и
я
МеТaw.lорфизм
ВIIСОЮКИХ
Р И
низки(их
Т
'
ГЛaylyкофановы
й
тип
зо
ны
Зана
!ка
зс~и~
u
асс
и
.
Андезитовая
q.юрмация
(а)
Ахалкалакское
пла
т
о,
А6ул
C!U4oap
Две
серии:
ранняя
гоlol
О
дромная
(
от
базальтов
до
р
иолитов
) ,
поздняя -
ГОl.IодроlolНО
антидромная
(
андезиты,
андезидациты,
д~иты
)
Лавовые
и
пир
о
кластичес
кие
.р
ации
Базальтовая
,р
ормация
(Ь)
Ахалкалакс
кое
плато
Слабоди
фре
ре
н
цированная
серия
:
базальты,
анде
з
и
базальты
Лавовые
фвции
Тонanит
-
гранодиоритовая
фQрмация
(9d)
Б8.зYWСКИЙ
l
Jlм.варскИЙ
КОМl1JIеКСЫ.
I
IlнОГОф&ЗlП:fе
мас
си.вы с
ГO
MOДPOIllНbllol
трендом
дИФ-РереНЦИРОll&ННОС
Т
И
sr
07
/
s
г
86
.
О
.7
0372
-0,7
03
84
7
86
(габбро
)
sr
8
I Sr
=О,7
С
4
13(
ква
р
це-
87
86
вне
ДИО
Р
ИТЫ
)
sr / sr sO.7044
S·
(
гранОДИ
ОР
ИТII
)
s
m/Nd
=0.2
0-
0,
25
Еи/Еи":
-
1.37
- 0.
62
- 0
.79
в о
сн
о
вных
породах
,
в с
ре
д
н
их
по ро
дах
,
в
кислых
по ро
дах
ПРОllЕССbl
[оЖ
НЫ
!!
силон
Андези'l'ОВая
ФОрмация
(а)
Rёльское
на
горье
КОро
т
кая
го
модро
мно-анти
ДРОNНая
серия:
ан,цезибазальту,
андезиты
-
ан
дезидациты
-
р
иодацитн
-
ан
д
е
зидациты
Лавовые
р
ации,
зкст
р
узии
sr
87
/ sr
86
=
0.7
0
45
4- 0
,7
0!:>
08
sr
87
/ sr
86
=
0.70
95
'
(
.
!!)[
я
андези
тов
)
30н
а
траН
СН
8вка
а
ског
о
налвиг
а
(сутурная
зона)
Д
иорит
-
гранодиоритовая
~
т
о
р
мация
( gd )
М
ассивн
Сангутидон,
Укю,
11жvнгусу
.
'
КВарцевые
Ди
ор
иты,
грано
Диориты,
грано
дио
ри
т-по
ф
иры
,
гранИ
Т-nОрфиры,
да
циты
Ме
лки
е
шт
оки,
дайк
о
об~
ные
те
ла
..
8Г
..
I
ТИЭ"
цeHTpa~ЬHыM
Ifавназ
Андезитоввя
формаци
я
(а)
казбек.
Короткая
гомодромно
анти,цроwнвя
серия
:
андезиты,
андези.цациты
-
дациту
-
рио
Д~TЫ-
андезидацИТII
Лавовые
и
пирокластические
ф
ации
sr
87
/
s
г~6
.
0,7
0
4зо-о
,
704
5
8
1
Диорит-грано
диоритовая
(9
d
)
·
Р9jJМaЦИЯ
массивы
Тепли,
Кароби,
Цурунгал
Г
ранодиорит-пор
-
фиру
,
гранит
-
пор
't!
!1Pbl
М
елкие
штоки
,
даАкообразные
те
ла.
Очаговая
ло
кали
з
ация
Дацит
-
риолитовая
р
орыация
(dr )
Э
льбрус,
В
.
Чегем
ское
нагорье
Анти,цроыная
се
р ия
:
ри
о
литу
-
дациты
-
8.lj,Цезидациты
J
Jabobo
-
пирокласти
чесиие,
пирокласти
ческие,
лавовые
фа
ции
sr
87
/ sr
86
.O
.7144
s
г
87
/
s
г
86
S0
,
7050б_
0.70512
CeJepo
-
КаВК8ЗСХИИ
М8СС
И !
I
лейиограни
товая
Ф9:0
-
~ИЯ
(1:.9)
ThiPНЬ18У
з
скиt!
коwn
лекс
Много-
.
р
азНЫЙ
Анти,цром
ный
треl4Ar
.циФРе
ре
НЦИ
рованности
состава
Пор
*,
ирови,ц
нне
граниты,
гранит
-
пор
фиры
,
rрани
'J'o
lШJIиты
,
рио
литы,
р
ио.ца
~иты
Ш
то
ки,
нек
ки,
.цаЙки
ДациТ
-
Л;ОЛИ
товая
p,la-
rmя
(
r-T
Н
.
Чегеlolское
.
нагорье
РиОJlИТЫ,
иг
ниwбритн
Лавово-пиро
кластические
'
фации
Ст
а
вропо
льсУ.и~
сво
д
С
Кl
iфсу,
о!!
ПЛИТЫ
I
гранит-граносие
нитовая
:рормация
(95
)
ПЯТИГОRQ~~А
кок
nле
кс
(RМJ3)
СлабодиФРеренци
:pQванный
Гранит-порриры,
граносиенит-пор
·
р
иры
(
трахир
и
о
литы
)
J!aRколиты
насыщенность
глиноз
е
мом
относительно
суммы
щелочей
и
кальция,
стабильно
повышенная
натриевость
и
высокая
степень
окисленно
сти
железа.
Наряду
с
пироксенами
и
роговой
обманкой
присутст
вуют
высокомагнезиальный
и
низкоглиноземистый
биотит,
главный
акцессорный
минерал
-
магнетит,
обычно
в
ассоциации
со
сфеном.
В
основе
их
генезиса
лежит
плавление
подплитных
и/или
нижнекоровых
гранулито
-
базитовых
и
амфиболитовых
субстратов
с
последующей
.
кристаллизационной
дифференциацией
расплавов
и
их
взаимодействием
с
веществом
средней
и
верхней
коры
в
условиях
ВЫСОКОй
активности
кислорода.
Граниты
[-типа
образуют
известково-щелочные
сложнодифференцированные
габбро
-
гранит
ные
серии.
Различия
между
двумя
этими
классами
общеизвестны.
Они
максимальны
в
области
составов
повышенной
основности,
соответствующих
ранним
членам
интрузивных
серий,
и
имеют
тенденцию
к
нивелированию
в
поздних,
наиболее
кислых
варие
тетах
.
Кроме
того,
существует
обширная
группа
объектов
проме
жуточного
(переходного)
типа,
обладающих
чертами
той
и
другой
ассоциаций
(глиноземисто-кафемический
тип
плутонических
серий
Ф.
Дебона
и
Р
.
Фора
,
[S-граниты
Б.
В.
Чаппела
и
А
.
и
.
Уайта,
ильменитовый
тип
I-гранитов
в
классификации
японских
геологов.
В
целом
они
обладают
петрохимическими
и
минералогическими
характеристиками,
сближающими
их
с
[-гранитами,
но
отличаются
от
последних
в
первую
очередь
отсутствием
в
состав
е
акцессорных
минералов
магнетита
и
очень
низкой
степенью
окисленности
железа.
А.
В
.
Путинцевым
и
С.
и.
Григорьевым
было
предложено
обозначать
их
индексом
lR
(R
-
от
англ.
reduction -
восста
новление),
подчеркивая
тем
самым
формирование
этих
r
ранитоидов
в
восстановительных
условиях
при
фугитивности
кислорода
ниже
буфера
FMQ.
Гранитоиды
IR-типа
широко
распространены
в
составе
ороген
ных
поясов.
Они
образуют,
как
правило,
сложнодифференциро
ванные
серии,
включающие
в
себя
широкий
спектр
пород
от
диоритов
И
кварцевых
диоритов
до
лейкократовых
ультра
кислых
гранитов
при
общем
преобладании
кислых
и
умеренно-кислых
разностей.
На
Дальнем
Востоке
и
Северо-Востоке
РФ
в
публика
циях
Г.
А.
Гринберга,
ю.
Д.
Н
ед
осекина,
Б.
л.
Флерова
они
традиционно
рассматриваются
в
качестве
диорит-гранодиорит-лей
когранитовой
и
диорит-гранодиорит-гранитовой
формаций.
IR-rpa-
нитоиды
нередко
ассоциируют
с
высокоглиноземистыми
гранитои
дами
S-типа
в
составе
единых
плутонических
поясов,
имеющих,
по-видимому,
коллизионную
природу.
Наиболее
детальная
схема
классификации
для
вулканич
ес
ких
формаций
на
петрохимической
основе
предложена
Н
.
А.
Румян
цевой
(рис.
2).
Эта
схема
имеет
многоступенчатый
характер.
По
соотношению
калия
и
натрия
вы
дел
яются
калиевые,
калиево-на
триевые
и
натриевые
породы.
По
соотнош
е
нию
нормативных
известковых
и
щ
ел
очных
полевых
шпатов
(Ап/
Ап+АЬ+Ог)
выд
е
ляются
три
класса
поро
д:
известковистые,
щелочно
-
известковистые
26
и
щелочные
.
Значение
этого
отношения
для
известковистых
базальтов
~
50
риолитов
~
30,
щелочно-известковистых
соответ
ственно
35-50
и
15-30,
известково-щелочных
<35
и
<15.
Степень
меланократовости-лейкократовости
определяется
откло
нением
величины
цветного
индекса
от
среднего
для
пород
данного
типа
(соответствующего
обычно
сухим
котектическим
и
эвтекти
ческим
составам).
Для
оценки
характеристики
используется
известное
отношение
А1
2
О
з
/
(МgО+FеО+Fе
2
О
з
)
.
В
качестве
погра
ничных
значений
этого
отношения
между
мелано
-
,
мезо-
и
лейкократовыми
разностями
принимается
для
базальтов
0,75
и
1.
Можно
для этих
целей
использовать
и
просто
содержание
А1
2
О
з
с
пограничными
значениями
13
и
17
%
для
известковистых
базальтов,
14
и
18
%
для
щелочно-известковистых
и
известково
щелочных.
Исходя
из
распределения
пород по
содержанию
Si0
2
или
степени
мафичности,
выделяются однородные
(рис.
2,
ряд
А),
контрастно
и
последовательно
дифференцированные
формации
(рис.
2,
,
ряды
Б
и
В
соответственно).
При
идентификации
перечисленные
петрохимические
признаки
могут
использоваться
в
комплексе
с
другими
структурно-вещественными
характеристика
ми:
петрограФическими,
фациальными,
минералогическими,
гео
химическими
.
Важно
подчеркнуть
корреляцию
между
различными
группами
признаков,
что
позволяет
использовать
их
как
взаимо
заменяемые
в
случае,
если
какие-либо
из
них
оказываются
утраченными
(например,
при
метаморфизме,
метасоматозе).
На
рис.
2
приведены
главные
виды
формаций,
выделяющиеся
по
перечисленным
выше
преимущественно
петрохимическим
при
знакам.
Нетрудно
заметить,
что
для
коллизионной
обстановки
нехарактерны
формации
ультрамафического
и
мафического
се
мейств.
Достаточно
ограниченным
набором
формаций,
хотя
и
значительным
их объемом,
представлено
и
мафическо-салическое
семейство
:
калиево-натриевой
щелочно-известковой
андезитовой
и
ка
л
иевой
трахиандезитовой
формацией
(близкая
к
ней латитовая
ассоциация,
по
наблюдениям
авторов,
характерна
для
геодина
мической
обстановки
калифорнийского
типа).
Господствующим
на
коллизионном
этапе
является
салическое
семейство,
представлен
ное
в
том
числе
насыщенными
(кроме
натриевых)
К-Nа-извест
ково
-
щелочными
(Дацит-риолитовой
и
андезит-риолитовой)
фор
мациями,
калиево-натриевой
щелочной
риолитовой
формацией.
Не
д
онасыщенные
калиевые
салические
породы
представлены
тра
хириолитовой
формацией.
Наиболее
разработанная
классификация
серий
содержится
в
работе
Т.
и.
Фроловой,
л. л.
Перчука
,
и
.
А.
Буриковой.
Эта
классификация,
так
же
как
и
классификация
формаций
,
много
ступенчатая,
в
ней
выделяются
два
наиболее
крупных
класса
серий:
нормальной щелочности
и
щелочные
.
Первые
-
по при
знаку
железистости-магнезиальности
подразделяются
на
высоко-
27
магнезиальные(f=
(FеО+Fе
2
О
з
)/
(FеО+Fе
2
О
з
+МgО)
=
25-47)
и
маг
незиально-железистые
(~55)
.
Вторые
-
по
признаку
насыщения
щелочами
-
на
субщелочные
(содержащие
в
нормативном
составе
не
более
5 %
кварца
и
не
более
5 %
нефелина
плюс
лейцита)
и
собственно
щелочные
(содержащие
в
модальном
составе
фельдшпатоиды).
Тренд
железистости
в
щелочных
сериях
близок
к
толеитовому
и
не является
разделительным
признаком.
Магне
зиально-железистые
серии
нормальной щелочности
по
темпу
роста
железистости
(на
диаграмме
AFM
Т
.
Ирвина
и
В
.
Барагара)
подразделяются
·
на
толеитовые
и
известково-щелочные.
На
следу
ющем
уровне
эти
серии
разделяются
по
признаку
ст
е
пени
калиевости.
для
толеитовых
серий
характерны
низкокалиевые
(Na
2
0/K
2
0 >
4)
и
среднекалиевые
(Na
2
0/K
2
0 =
4-1)
разнови
д
но
сти,
для
известково-щелочных
низкокалиевые
редки,
преобладают
среднекалиевые
(Na
2
0/K
2
0 <
1)
и
появляются
высококалиевые
,
отсутствующие
в
толеитовом
типе.
Границы
этих
разновидностей
установлены
д.
Гиллом
на
бинарном
графике
К
2
О-SЮ
2
•
Хотя
низкокалиевые
разновидности
пород
преобладают
в
толеитовых
сериях,
неверно
ограничивать
ими
все
толеитовые
серии,
так
как
это
противоречит
первоначальному
смыслу
термина.
По
э
волюци
онному
тренду
железистости
и
натриевые,
и
натриево-калиевые
разновидности
могут
иметь
как
феннеровский,
так
и
боуэновский
типы
трендов.
Для
обстановки
континентальной
коллизии
наиболее
характер
но
проявление
серий
нормальной
щелочности
(известково-щелоч
ных,
магнезиально-железистых)
и
субщелочных
(среднекалиевых,
редкокалиевых)
.
Поскольку
для
идентификации
формаций
и
серий
как
вулканических,
так
и
плутонических
пород
петрохимические
признаки
наиболее
общеупотребительны
и
первостеп
е
нны
,
рассмот
рим
их
далее
брлее
детально.
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ
ПРИЗНАКИ
Петрохимические
признаки
наиболее
широко
используются
при
анализе
магматизма,
они
же
положены
в
основу
большинства
классификаций
серий
и
формаций,
особенно
для
вулканичеСКI:fХ
пород
,
в
то
время
как
для
плутонических
образований
в
этих
целях
используется
и
их
модальный
состав.
В
связи
с
тем
что
совсем
недавно
опубликовано
специальное
справочное
пособие
«Петрохимия
магматических
формаций»
(1991),
основанное
на
использовании
математических
методов
(факторноro
анализа
и
тренд-анализа),
с
большим
количеством
аналитических
данных
по
составу
пород
конкретных
комплексов
и
массивов
для
территории
бывш
е
го
СССР
и
некоторых
зарубежных
эталонных
объектов,
можно
отослать
читателя
к
этому
справочнику,
в
котором
использованы
главным
образом
систематика
формаций
и
генети-
28