Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок
Подождите немного. Документ загружается.
соотнесения
их
с
выделенными
в
мировой
литературе
типами
гранитов
рекомендуется
построение
диаграмм
зависимости
КИР
элементов
от
Si0
2
,
бинарных
и
тройных
диаграмм,
названных
выше,
а
также
диаграммы
Ba-Li-Rb,
предложенной
А.
в
.
Пу
тинцевым.
Для
вулканических
пород
коллизионной
обстановки
подобные
графики
отсутствуют,
однако
имеются
многочисленные
варианты
.
диаграмм
для
разделения
вулканитов
других
геодинамических
обстановок,
хар;tктеризующихся
преимущественно
базитовым
вул
канизмом
[Методика
геодинамического
... , 1991;
Геодинамиче
ские
... , 1992].
Несмотря
на
это
обстоятельство,
можно
снекоторой
долей
условности
воспользоваться
ими
и
для
анализа
дифферен
цированных
коллизионных
комплексов.
Наиболее
методически
рациональная
последовательность
дей
ствий
для
анализа
диФФеренцированных
коллизионных
вулкани
ческих
комплексов
предложена
в
работах
Дж.
Пирса
с
соавторами
(Реагсе
et al., 1990).
1.
Рассмотрение
геохимической
характеристики
базальтов
из
всех
изучаемых
серий
.
на
графиках
содержания
элементов
КИР
и
В3И,
нормированных
на
MORB,
позволяющее
сделать
предполо
жение
о
составе
мантии
в
очагах
выплавления
магм
.
Обогащение
базальтов
относительно
MORB
элементами
обеих
групп
(КИР
и
В3И)
интерпретируется
как
результат
выплавления
из
метасома
тизированной
мантии;
заметное
обогащение
базальтов
КИР-эле
ментами
при
меньших
содержаниях
В3И
может
служить
признаком
выплавления
из
мантии,
обогащенной
субдукционной
составляю
щей
(избирательная
контаминация
мантийного клина
водными
флюидами,
обогащенными
КИР-ионами
за
счет
дегидратации
субдуцируемой
пластины
и
частйчно
втянутых
в
зону
субдукции
осадков).
2.
Оценка
степени
плавления
мантии
по
содержанию
У
в
базальтах
(при
большей
степени
плавления
-
вплоть
до
плавле
ния
граната
-
содержание
У
в
расплаве,
а
следовательно
в
выплавляющихся
базальтах,
увеличивается)
.
З.
Рассмотрение
диаграмм
зависимости
содержания
отдельных
элементов-примесей
от
Si0
2
с
целью
установления
характера
ведущего
процесса
в
образовании
дифференцированных
серий
-
кристаллизационного
фракционирования
(и
каких
минеральных
фаз)
или
ассимиляции
кислых
пород
коры
.
Резкое
падение
Sr,
сопровождающееся
ростом
Zr, Nb
и
У,
интерпретируется
как
результат
фракционирования
преимущественно
плагиоклаза,
а
затем
пироксена
и
магнетита;
слабое
падение
Sr
и
близкое
к
постоянному
содержание
Zr, Nb
и
У
позволяют
предполагать
фракционирование
амфибола
(и
лишь
в
подчиненном
количестве
плагиоклаза).
Резкое
возрастание
рубидия
связывают
обычно
с
ассимиляцией
кислых
пород
коры
.
4.
Рассмотрение
различных
индикаторных
диаграмм
с
участием
двух-трех
из
названных
элементов
.
Хорош
е
й
дискриминантой
39
может
быть
отношение
любого
элемента
из
группы
КИР-ионов
к
любому
из
ВЗИ
.
Однако
из
элементов
первой
группы
предпочти
телен
торий
(как
наиболее
инертный
в
процессе
метаморфизма),
а
из
второй
-
тантал,
определяемый
с
большей
точностью,
чем
Nb
(например,
графики
Th-Ta,
Th-Hf·
3-Та).
Используются
также
и
«изоморфные
пары»
с
различными
валовыми
коэффици
ентами
распределения
(K/Rb,
Sr/Ca,
Ti!Zг,
Zг/Y
и
др.),
характеризующие
тренды
дифференциации,
так
же
закономерно
меняющиеся
в
зависимости
от
обстановки
формирования
серий.
Рекомендуется
использовать
известные
графики
(Ti0
2
-К
2
О-Р
2
О
5
,
MgO-FеО-А1
2
О
з
,
МпО-Тi0
2
-Р
2
О
5
,
Ti-Zг,
Zг-Y
,
Ti!lOO-Zг
У
·
3,
2Nb-Zг/4-Y,
Th-Hf/3-Ta)
,
на
которых
выделяются
поля
внутриплитовых,
островодужных
толеитовых
и
известково-щелоч
ных
пород,
а
также
базальтов
СОХ
(MOR
В),
и
для анализа
вулканических
дифференцированных
серий пород
мафическо
-
са
лического
семейства
коллизионной
обстановки.
для
существенно
салических
ассоциаций
целесообразно
использовать
диаграммы,
принятые
для
соответствующего
семейства
плутонических
пород.
Содержание
редкоземельных
элементов
в
магматических
поро
дах
также
используется
для
идентификации
комплексов
различных
геодинамических
06становок
и
построения
петрологических
моде
лей
. .
Интерпретацию
аналитических
данных
целесообразно
прово
дить
методом
построения
диаграмм
ионный
радиус-логарифм
концентрации
элемента,
нормированной
на
хон
д
рит
(Хескин
и
др.,
1968,
рис.
2,
с.
1,
табл.
8,
с
.
27).
Именно
такой
вид
графика
(в
отличие
от
расположения
по
оси
абсцисс
РЗЭ
на
равном
расстоянии
друг
от
друга)
более
удобен
для
сравнения
с
литературными
данными,
так
как
в
этом
случае
вид
кривой
не
зависит
от
набора
определяющихся
РЗЭ.
Число
дорогостоящих
определений
РЗЭ
дЛЯ
каждой
совокупности
пород,
находящихся
в
распоряжении
исследователя,
обычно
немногочисленно,
поэтому
первоначально
можно
построить
графики
для
каждого
образца
в
отдельности.
При
анализе
графиков
обращается
внимание
на
положение
кривой
по
оси
ординат
(содержание
РЗЭ)
,
угол
наклона
кривой,
отражающий
степень
дифференцированности
РЗЭ
(соот
ношения
легких
и
тяжелых
РЗЭ),
форму
кривой
С
европиевым
минимумом*
(максимумом)
или
без
него
.
Кривые, близкие
друг
к
другу
по всем
вышеназванным
параметрам
и
образующие
пучок
почти
идентичных
кривых,
могут
быть
обобщены.
Необходимо
обращать
внимание
на
корреляцию
поведения
РЗЭ
с
петрохими
ческими
(SiO
z
'
К
2
О,
сумма
щелочей)
и
другими
геохимическими
•
Колич
е
ственно
д
еФицит Е
и
характери
зу
ется
ко
э
ффициентом
Е
и/
Е
и
·
.
г
д
е
Еи
• (
Sm
nop
Gd
no
p
) /
нормирован
lIa
хонд
рит
,
а
Еu
= S + Gd 2.
т
х
о
н
д
Х
О
Н
Д
40
параметрами,
а
также
на
специфическую
характеристику
различ
ных
пространственно
разобщенных
вулканических
ареалов
(комп
лексов)
одного
формационного
вида
и
разновременных
фаз
внедрения
интрузий.
В
качестве
параметров,
зависимых
от
распределения
РЗЭ,
используются
соотношения
и/УЬ
как
показатель
степени
диффе
ренцированности
РЗЭ
(соотношение легких
и
тяжелых)
и
и
Н
/Sm
H
как
определяющее
наклон
нормированной
по
хондриту
кривой
для
легких
РЗЭ
.
В
основе
интерпретации
графиков
лежит
модель
фракциони
рования
редкоземельных
элементов
в
магматических
системах,
базирующаяся
на
результатах
экспериментов
и
обобщений
данных
по
распределению
редкоземельных
элементов
в
акцессорных
и
породообразующих
минералах
и
магматических
породах.
Распре
деление
,
РЗЭ
в
исследуемых
породах,
если
предполагается
их
мантийное
происхождение,
опре
,
f\еляется
(так
же
как
и
содержание
других
элементов-примесей)
вертикальной
и
латеральной
неодно
родностью
самой
мантии,
дифференциацией
РЗЭ
в
процессе
выплавления
магм
(в
зависимости
от
способа
и
степени
плавления),
их
кристаллизационного
фракционирования,
а
также
контамина
цией
расплавов
коровым
материалом
(Балашов,
1976).
Перераспределение
РЗЭ
в
процессах
выплавления
магм
и
их
последующего
кристаллизационного
фракционирования
зависит
от
последовательности
плавления
или
кристаллизации
минеральных
фаз
(Балашов,
1976,
с.
66) .
Кроме
первичных
базальтовых
магм
предполагается
выплавле
ние
из
мантии
также
первичных
андезитовых
магм
наряду
с
существованием
андезитовых
расплавов
-
продуктов
дифферен
циации
первичной
базальтовой
магмы
.
Первичный
или
вторичный
характер
андезитов определяется
по
«европиевому»
критерию.
При
тождестве
отношения
Еи/
Еи·
в
андезитах,
так
же
как
в
базальтах
и
хондритах
(при
отсутствии
на
графиках
Еu
-
минимума)
'
,
очевидно,
следует
либо
относить
андезиты
к
первичным
мантийным
выплавкам,
либо
предполагать
их
происхождение
из
более
,
основных
расплавов
при
фракционировании
амфибола.
Дефицит
европия
в
андезитах по
отношению
к
базальтам
указывает
на
образование
этих
пород
при
фракционной
кристаллизации
со
значительной
ролью
фракционирования
плагиоклаза
(Балашов,
1976,
с
.
101).
В
кислых
же
вулканитах
наличие
или
отсутствие
Еu-минимума
может
интерпретироваться
и
с
позиции
их
корового
происхождения
в
зависимости
от
степени
плавления
сиалического
субстрата.
Все
сказанное
определяет
многозначность
интерпретации
распределения
РЗЭ
в
магматических
породах,
даже
если
прини
мается
гипотеза
об
их
мантийном
происхождении
.
Если
же
к
этому
прибавить
вполне
вероятную
ассимиляцию
материала
коры
и
палингенное
плавление,
когда
речь
идет
о
кислых
породах,
то
сложность
петрологическрй
интерпретации
распределения
РЗЭ
41
станет
совершенно
очевидной.
Однако
в
сочетании
с
другими
геохимическими,
изотопными
и
петрохимическими
данными
анализ
РЗЭ
дает
хорошие
результаты.
Проблема
редкоземельных
инди
каторов
петрогенетических
процессов,
протекающих
в
разных
геодинамических
обстановках,
статистически
менее
разработана,
чем
для
других
элементов-примесей,
но
некоторые
обобщенные
поля,
тренды
и
кривые
распределения
все
же
существуют
(Балашов,
1976;
Лутц,
1980;
Шарков,
Цветков,
1986),
за
исключением
полей
для
коллизионных
обстановок.
ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ
ПРИЗНАКИ
Важность
изучения
изотопных
отношений
при
петрологических
исследованиях
состоит
в
том,
что
эти
отношения
обычно
сохраняются
при
химическом
разделении,
которое
сопровождает
образование
и
эволюцию
магм.
Таким
образом,
изотопы
можно
рассматривать
как
геохимические
признаки
происхождения
магм,
даже
если
их
концентрация
и
отношения
широко
изменяются
(Кокс,
Белл,
Панкхерст,
1982,
с.
333).
Не
останавливаясь
на
теоретических
'
проблемах,
касающихся
причин
существующих
вариаций
изотопов
в
породах
земной
коры,
детально
рассмотрен
ных
Ю.
А.
Балашовым
(1985),
многочисленных
методах
опреде
ления
и
использования
отношений
радиогенных
(К-Аг,
Rb-Sr,
Sm-Nd,
U-Th,
U-Rb)
и
стабильных
(Н,
С,
О)
изотопов
(Фор,
1989) ,
остановимся
лишь
на
изотопных
отношениях
87Sr
/
86
S
r
.
Именно
они
наиболее
часто
используются
в
петрологических
исследованиях
в
отечественной
и
зарубежной
практике.
Для
определения
первичного
отношения
(
87
S
r
/
86
S
r
)
о·
необходи
мо
в
измеренное
соотношение
вводить
поправку
на
возраст.
Так
как
87Sr
образуется
при
распаде
87Rb,
то
чтобы
поправка
была
минимальной,
обычно
исследуются
образцы
с
наиболее
низким
Rb/Sr
(Кокс
и
др.,
1982,
с.
334-335).
Результаты
обычно
представляются
на
графиках
SГ
О
-Si0
2
и
Sr
o
-K
2
0/
(K
2
0+Na
2
0).
В
основе
интерпретации
полученных
данных
лежат
два
фундамен
тальных
закона
Sг-изотопной
геологии:
1)
все
породы,
происшедшие
из
единого
(гомогенного)
источ
ника
или
родоначальной
магмы,
должны
иметь идентичное
87Sr/86Sr;
2)
магмы,
образовавшиеся
из
источников,
всегда
имевших
низкое
Rb/Sr
(например,
мантия),
должны
соответственно
иметь
низкое
исходное
87Sr/86Sr;
магмы,
происшедшие
из
долгоживущих
источников
С
высоким
Rb/Sr
(ЩlПример,
верхняя
континентальная
•
в
Jlитературе
пеРВИ'lIюе
отношение
(87
Sr/86
Sr
>o
также
обозначается
Sr
o
. Sr
j
•
ISr
(БаJlашов.
1976>.
42
кора
-
гранитный
или
гранитно
-
метаморфич
е
ский
слой)
или
контаминированны
е
материалом
э
тих
источников,
должны
иметь
более
высокое
исходное
87
Sr/
86
Sr.
Обобщающие
работы,
специально
касающиеся
изотопии
Sr
в
коллизионных
магматитах
,
пока
отсутств
у
ют,
однако
извлечения
из
имеющихся
сводок
применит
ел
ьно
к
магматизму
орогенных
и
окраинно-континентальных
областей
,
поздних
вулканитов
зрелых
островных
дуг,
а
такж
е
магматических
комплексов
конкретных
районов
новейших
зон
континентальной
коллизии
позволяют
наметить
области
вариации
значений
87
Sr/
86
Sr
для
коллизионной
геодинамической
обстановки.
Если
учесть
,
что
для соврем
е
нной
мантии
среднее
отнош
е
ние
87
Sr/
86
Sr
составляет
0,7047
±
0,0О02
(Балашов,
1985,
с.
25) ,
то
следует
отметить,
что
среди
пород
коллизионной
геодинамической
обстановки
прис
у
тствуют
как
комплексы
с
пониженными,
так
и
повышенными
значениями
этого
параметра.
Особенно
широкие
вариации
отмечаются
в
ассоциациях
вулканических
пород,
пре
д
ставленных
«
длинными
»
дифференци
рованными
сериями
с
различными
соотношениями
основных
,
средних
и
кислых
звеньев.
Величина
Sr
o
в
общем
виде
в
пре
д
елах
серии
обычно
прямо
коррелирует
с
возрастанием
кремнезема.
Происхождение
серий
,
в
которых
вариации
эти
невелики
и
изотопные
отношения
в
кислых
породах
носят
унаследованный
о
т
базальтов
характер,
инт
е
рпр
е
тируется
обычно
как
результат
кристаллизационного
фракционирования
мантийных
расплавов.
Для
интерпретации
возникновения
серий
с
более
высокими
значениями
Sr
o
в
кислых
породах
приходится
привлекать
м
е
ханизм
контаминации
магмы
материалом
коры.
В
то
же
вр
е
мя
отмечается
и
определенная
связь
величины
изотопного
стронцие
вого
отношения
с
общим
уровнем
щелочности
(калиевости)
серий.
Для
серий
повышенной
калиевости
характерны
высокие
знач
е
ния
этого
отношения
для
всего
ряда
пород
(Реагсе
et al., 1990).
В
«безбазальтовых
»
комплексах,
пр
е
дставленных
преимущественно
андезитами
,
дацитами,
риолитами
,
стронци
е
вые
отношения
сдви
нуты
в
область
'
более
высоких
значений
(
87
Sr/
86
Sr>0,705
и
даж
е
>0,708).
Схема
простой
контаминации
расплавов
коровы
м
мате
риалом
для
таких
серий
вряд
ли
приемлема.
Скорее
эти
величины
могут
быть
объяснены
плавлением
в
пределах
мощной
коры
погруженного
блока
метаморфизованной
вулканогенно-осадочной
толщи
в
процессе
субдуцирования
литосферы.
В
областях
межконтинентальной
коллизии
и
в
вулкано-плуто
нических
окраинно-континентальных
поясах
гранитоиды
-
наи
более
широко
представленная
группа
интрузивных
пород.
Пробле
ма их
происхождения
-
одна
из
вечных
пробл
е
м
петрологии
-
состоит
в
выяснении,
образовались
э
ти
породы
при
плавлении
и
дальнейшей
эволюции
вещества
земной
коры
либо
представляют
собой
конечный
продукт
дифференциации
первично-мантийных
магм.
Граниты
имеют
очень
широкий
интервал
первичного
87
Sr/86
Sr
=
0,700-0,740
;
для
фанерозойских
орогенных
гранитоидов
,
43
в
частности,
эта
величина
составляет
0,704-0
,709
(Кокс,
Белл,
Панкхерст,
1982,
с
.
337-338).
Комплексный
анализ
Sr
o
и
Rb/Sr
позволил
Ю.
А.
Балашову
(1985)
выделИТБ
три
группы
гранитоидов
по
типам
соотношений
Rb/Sr
в
гранитах и
исходных
гнейсах
(Балашов,
1985,
с.
146-150>
и
интерпретировать их
различия
как
следствие
разного
происхож
дения:
1)
палингенного·
-
по
материалу
мантийного
генезиса
(эффузивные
и
интрузивные
породы,
метаморфизованные
до
гнейсов);
2)
анатектического··
-
по
парагнейсам,
что
соответст
вует
1-
и
S-типам
гранитоидов
по
классификации,
предложенной
Б.
В.
Чаппелом
и
А.
И.
Уайтом,
однако,
по
мнению
Ю.
А.
Ба
лашова
(с.
150),
происхождение
гранитоидов
не
может
быть
описано
в
рамках
простой
модели
разделения
их
на
породы,
образовавшиеся
по
мантийному
и
коровому
материалу.
Последнее
ясно
иллюстрируется
третьей
группой
из
выделенных
Г.
А.
Бала
шовым
-
граниты
и
мигматиты
с
высоким
содержанием
Rb
(и
К),
-
хотя
их
образование
происходило
по
гнейсам
низкоруби
диевым
и
с
наиболее
низким
Rb/Sr.
Для
них
предполагается
происхождение
анатектическое,
но
в
открытой
(в
отношении
щелочных
элементов)
системе
с
привносом
К
И
Rb
из
нижней
коры
или
верхней
мантии.
Однако
одни
Sг-изотопные
данные
в
сложных
геодинамических
обстановках
не
могут
подтвердить
различие
между
источниками
плавления,
находящимися
в
мантии
и
л~жащими
выше
или
ниже
пододвинутой
лltтосферной
плиты
или
внутри
самой
плиты.
Для
большей
надежности
в
таких
случаях
следует
привлекать
данные
по
изотопам
Nd,
определение
которых
в
нашей
стране
пока
не
приобрело
сколько-нибудь
массового
характера
.
При
возможности
определения
143
Nd/144Nd
рационально
про
анализировать
зависимость
его
от
87Sr/86
Sr
на
графике
I43Nd/144Nd_87Sr/86Sr···.
На
основании
рассмотрения
моделей
плавления
в
астеносфере
предполагается
обратная
корреляция
этих
отношений,
и
как
отражение
ее
-
«поле
главной
мантийной
корреляции»
на
названном
графике
(Балашов
,
1985,
с.
71).
Резкое
отклонение
исследуемых
объектов
от
этого
поля
за
счет
более
высоких
значений
87Sr/8
6Sr
интерпретируется
как
проявление
коровой
контаминации
в
источнике
магм
или
в
процессе
становления
дифференцированных
серий
[Реагсе
et al., 1990),
однако
для
океанических
и
ос'Т'роводужных
серий
возможно
изменение изотопных
отношений
Sr
вследствие
контаминации
морской
водой
(Балашов,
1985,
с.
100).
•
Палингенез
-
процесс
возрож
д
ения
расплава,
т.
е
.
переплавления
первич
но-магма
т
ич
е
ских поро
д
или
поро
д
,
проше
д
ших
.
ста
д
ию
пл
а
вления.
••
Анатексис
~
процесс
переплавления
твер
д
ых
пород
,
д
о э того
не
находив
шихся
в
состоянии
расплава
.
•••
В ли
те
ра
т
уре
дл
я
тех
же
целей
используются
графики
Е
d/
E
Sr
или
ENd
_
87
Sr/
86
Sr
(Балашов,
1976,
с
.
83,
1(0),
г
д
е
Е
d_
14
3
Nd/
144
Nd
в
поро
де
нор
м
ировано
на
то
же
отношение
в
хонд
рите
(Фор,
1989,
с
.
224).
44
Г
л
а в
а
3
МЕТОДИКА
ВЫДЕЛЕНИЯ
УСТОЙЧИВЫХ
ТИПОВ
КОЛЛИЗИОННЫХ
МАГМАТИЧЕСКИХ
АССОЦИАЦИЙ
(ПЛУТОНИЧЕСКИХ,
ВУЛКАНИЧЕСКИХ)
И
ИХ
ХАРАКТЕРИСТИКА
Сложная
геологическая
история
зон
коллизии
и
многообразие
их
типов
отражаются
и
в
большом
разнообразии
магматических
проявлений
(Соllisiоп
magmatism, 1990).
Анализ
литературных
данных
позволяет
считать
объектами
рассмотрения
коллизионного
магматизма
преимущественно
орогенные
комплексы
складчатых
областей
и
в
меньшей
мере
комплексы,
относившиеся
ранее
к
активизационному
или
внутриплитовому
типам
(Магматические
горные
породы,
т.
4,
с.
321).
Однако
интрузивный
магматизм
проявляется
уже
на
предколлизионной
(вулканодужной)
стации,
как
было
показано,
образуя
мощные
пояса
гранитоидНbJХ
батоли
тов,
практически
лишенных
синхронных
вулканитов
или
развитых
в
ничтожных
количествах.
Как
уже
говорилось
выше,
среди
коллизионных
магматитов
наиболее
широко
представлены
салические
и
мафическо-салические
семейства
формаций
нормального
и
умеренно-щелочного
рядов,
характерные
для
деструктивных
границ
литосферных
плит
и
вписывающиеся
в
единый
тренд
магматизма
островных
дуг-зон
коллизии
(Геодинамические
реконструкции,
1989,
с.
146).
Далее,
в
зависимости
от
типа
коллизионной
обстановки,
могут
наблю
даться
широкие
вариации
как
масштабов
проявления,
так
и
его
состава.
Вариации
состава
магматических
ассоциаций
зон
коллизии
(Геодинамические
реконструкции,
1989,
с.
146)
зависят
от
формы
сталкивающихся
плит,
так
как
наличие
хотя
бы
в
одной
ИЗ
них
крупных
выступов
приводит
К
формированию
наряду
с
зонами
интенсивного
сжатия
сложной
системы
поперечных
и
диагональных
разломов
с
характерным
для
таких
условий
магматизма
зон
растяжения.
Магматические
формации
(плутонические
и
вулканические)
в
зонах
коллизии,
несмотря
на
их
многочисленность
и
крупные
масштабы,
далеко
не
во всех
случаях
специфические,
«реперные
»
,
они
могут
быть
встречены
и
в
других
обстановках,
например,
в
45
активных
континентальных
окраинах,
проявляя
свои
конвергент
ные
свойства.
На
этом
вопросе
мы
остановимся
особо
после
рассмотрения
главных
магматических
ассоциаций
коллизии.
Поскольку
задача
данной
работы
-
петрологическая
помощь
геологам
при
геологической
съемке-200,
-
основное
внимание
будет
уделено
характеристике
магматических
комплексов
как
конкретных
выразителей
той
или
иной
магматической
формации,
ее
индивидов
(Петрографический
кодекс,
с.
17)
и
возможностям
использования
этих
данных
при геодинамическом
анализе
терри
тории.
ГЛАВНЫЕ
ВИДЫ
ПЛУТОНИЧЕСКИХ
ФОРМАЦИЙ
ТОНАЛИТ-ГРАНОДИОРИТОВАЯ
ФОРМАЦИЯ·
Основные
признаки
принадлежности
магматических
комплексов
тоналит-гранодиоритовой
формации
к
пред-
или
раннеколлизион
ной
(вулканодужной)
обстановке
(I-тип)
описаны
ниже.
Приуроченность
к
окраинным
и
граничным
зонам
континен
тальных
литосферных
плит;
линейная
(поясовая)
форма
локали
зации
магматических
тел,
согласующаяся
с
простиранием
гранич
ных
сутурных
зон;
место
в
эволюционной
последовательности
геологических
событий
после
накопления
флишевых
формаций,
близкосинхронных
с
формированием
ранних
континентальных
моласс.
Комплексы
тоналит-гранодиоритовой
формации
включают
в
себя
главные
(т.
е.
преобладающие
в
объеме)
и
второстепенные
виды
горных
пород.
Главные
-
гранодиориты,
тоналиты,
кварце
вые
диориты.
Второстепенные
-
габбро,
монцониты,
диорито-си
ениты,
граниты,
плагиограниты,
граносиениты,
леЙкограниты
.
Виды
горных
пород
(главных
и
второстепенных)
связаны
между
собой
признаками
однотипности
минерального
парагенезиса,
для
которого
характерны
Qu, Pl, Fsp, Bt,
НЫ,
Mt, Sph,
Ар.
Магматические
комплексы
тоналит-гранодиоритовой
формации
характеризуются
существенной
вариацией
состава
и
строения,
позволяющей
выделять
по
этим
'
признакам
региональные
петро
типы
<Петрографический
кодекс,
1992,
с
.
99-100).
Устойчивым
признаком
,
отличающим
комплексы
тоналит-гра
нодиоритовой
формации,
служит
многофазный
характер
строения
массивов.
Преобладают
массивы
со
сложным
зональным
внутрен
ним
строением,
где
в
центральных
(ядерных)
частях
плутонов
развиты
породы
более
кислого
состава
(гранодиориты,
граниты),
чем
в
их
периферических
(краевых)
зонах
(кварцевые диориты,
*
Тоиали
т-
nлагиогранит
-
граllо
д
иорит
о
вая
формация
(Магма
Т
И'l
ес
ки
с
формации
СССР
,
1979,
т
.
2).
46
тоналиты,
монцониты).
Последовательные
фазы
становления
мас
сивов
комплексов
характеризуются
гомодромным
типом
тренда.
Ассоциации
горных
пород
в
комплексах
тоналит-гранодиорито
вой
формации
при
надлежат
в
целом
к
ряду
пород
нормальной
щелочности
(рис.
4),
однако
различаются
между
собой
относи
тельным
содержанием
суммарной
щелочности
или
степенью
дифференцированности
по
содержанию
Si0
2
•
Типовые
для
раннеколлизионной
обстановки
комплексы
тона
лит-гранодиоритовой
формации,
представленные
в
гималайском
и
альпийском
сегментах
Средиземноморского
подвижного
пояса,
при
одинаковой
степени
дифференцированности
отличаются
по
уровню
суммарной
щелочности
(более
высокой
в
трансгималайском
батолитовом
поясе).
Составы
комплексов
в
трансгималайском
поясе
соответствуют
ряду пород
нормальной
щелочности
и
умеренно-ще
лочным.
Близкими
к
трансгималайским
комплексам
по
этим
характеристикам
являются
умеренно-щелочные
каледонские
джи
динский
(Забайкалье),
улень-туимский,
мартайгинский
(Кузнецкий
Алатау)
и
позднеальпийский
мегринский
(Малый
Кавказ)
комп
лексы.
Составы
комплексов
тоналит-гранодиоритовой
формации
аль
пийского
сегмента
Средиземноморского
подвижного
пояса,
отли
чающиеся
более
низкой
суммарной
щелочностью,
сопоставимы
с
каледонскими
таннуольским
(Тува)
и
ольховским
!Верхний
Саян)
комплексами,
герцинскими
змеиногорским
(Рудный
Алтай)
милю
тинско-михайловским,
степнинским
(Урал) и
музбельским
(Казах
стан)
комплексами.
Один
из
характерных
признаков
комплексов
тоналит-граноди
оритовой
формации
--
их
латеральная
зональность,
поперечная
к
простиранию
границ
литосферных
плит.
Латеральная
зональность
полностью
коррелируется
с
гомодромным
трендом
дифференциро
ванности
всей
ассоциации
пород
комплекса,
т.
е.
от
края
плиты
в
направлении
ее
внутренних
частей
последовательно
возрастают
кислотность
и
щелочность
пород
комплекса.
Подобная
зональность
свойственна
комплексам
в
трансгималайском
поясе
батолитов,
протягивающемся
по
краю
Тибетской
плиты.
Аналогичная
картина
наблюдается
для
комплексов
тоналит-гранодиоритовой
формации
на
границе
Закавказской
и
Анатолийско-Малокавказской
плит
(Севано-Акеринская
зона),
а
также
в
альпийском
сегменте
пояса
в
системе
Периадриатического
линеамента.
Такая
зональность,
по-видимому,
определяется
интервалом
длительности
формирова
ния
всей
петрогенетической
серии·
пород
комплексов
и
динамикой
сталкивающихся
литосферных
плит.
•
З
д
есь
и
далее
понятие
«
lIетрогенетическая
серия
"
и
«
серия
,.
употребляется
в
качестве
характеристики
Dнутриформационной
изменчивости
состава
пород
(серия
комплексов).
а
по
объему
совпадает
с
формационным
видом
.
47
\1
10
9
о
8
о
о
о
о
7
о
о
о
о
о
о о
о
о
I
о
о
о
0 $
6
о
og
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
•
•
•
'\
о
....
: .
• • •
.
...
..
•
•
.
..
.
..'
.
•
•
.
.
•
о
".
• • •
.
~
•
•
•
•
с)
• •
.г~--,---~~~-,--a....~-,--,,---,-
•
'17
49
51
53
55
57
59
63
• I
о ~
с)
3
$4
Рис.
4.
Диаграмма
состава
пород
комплексов
ТОllалит
-г
раНО
J\И
ОРИТОВОЙ
форма
(1983),
Р.
ОеЬоп
et al. (1980, 1987),
К.
Honegger
СI
al. (1982), Liu Guohui
(1989),
Р
.
Л.
Мелконяна
(1989),
М.
Weibel (1960).
J -
Альпы,
2 -
Гималаи
(Т
р
ансгималайский
баТОJlИТО8ЫЙ
пояс),
3 -
Као
щелочности.
Вместе
с
тем
признаки
продольной
изменчивости
состава
пород
комплексов
в
пределах
пояса
отсутствуют.
К
числу
диагностических
признаков
принадлежности
интрузив
ных
комплексов
к
ранне-
или
предколлизионной
тоналит-грано
диоритовой
формации
относится
пространственно-временная
сопря
женность
с
метаморфическими
комплексами
амфиболитовой
фации
регионального
метаморфизма
,
что
установлено
во
всех
сегментах
Средиземноморского
подвижного
пояса
(прил.
1-10).
Пространст
венная
и
временная
(возрастная)
сопряженность
метаморфического
и
магматического
процессов
дополняется
признаком
однотипности
минерального
пара
генезиса
ассоциаций
соответствующих
магмати
ческих
и
метаморфических
пород,
включающего
в
с
е
бя
такие
типоморфные
минералы,
как
SiI, Andl,
Сог,
Gr
и
позволяющего
48