Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок

Подождите немного. Документ загружается.

.....

OO\QM

~N'D

QQQ<')

<')<:>0-

<')

t--II'>N'D~

r-:QQQ.Q

<:>

II'><')N

II'>II'>N'Dt--

";QQQM

о-

данным

Shi Y.-S. (1991)

для

гранитов

Восточного

Китая:

)

= 13,4

при

Sr/

Sr =

0,708.

Образования

лейкогранито

вой

формации

характеризуются

пониженными

значениями

изо

топного

отношения

Sr/

по

сравнению

проявлениями

гра

нитовой

формации.

Для

рудногорского

комплек

са

установлены

(г.

Штайль)

следующие

значения

0,7025

0,ОО29

(массив

Эйбен

шток),

0,7009

0052

(Эренф

ридерс

орф)

0,68595 ±0,01207

(Альтенберг)

Эти

значения

от

вечают

мантийным.

Изотопный

состав

кислорода

для

гранитов

Эренфридерсдорфа

также

сви

детельствует

связи

мантий

ным

источником

(О

00)

=7,4 ± 1.

Однако

х.

Герстенбер

гер

(Н.

Gerstenberger)

интерп

ретирует

низкие

соотношения

изотопов

как

результат

ме

тасоматических

процессов

(из

бирательный

привнос

Rb).

Для

малоизмененного

гранита

им

получено

более

высокое

значе



ние

= 0,7067.

Предполагает

ся,

что

исходной

магмой

дл

удн

огорского

комплекса

был

сил

ьнодифф

рен

ци

рованный

расплав,

возникший

из

субду

цированной

или

субфлюидизи

рованной

океанической

коры

Более

глубокий

уровень

е

нерации

исходных

магм

дл

комплексов

лейкогранитовой

формации

по

сравнению

гра



нитовой

нам

ечаетс

для

н

трального

Французского

масси

ва

где

для

комплексов

грани

товой

формации

пол

учены

значения

0,714,

для

комплексов

лейкогранитовой

....

едкозе

мель-

IIbIe

эле-

менты

Се

Рг

Еи

ТЬ

Оу

Но

Ег

Ти

УЬ

L REE

LREE

НREE

СОДЕРЖАНИЕ

РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ

ЭЛЕМЕНТОВ

(REE)

КОЛЛИЗИОННЫХ

МАГМАТИЧЕСКИХ

ФОРМАЦИЯХ

(мItГ

Г)

Гранитовая

формация

ейког

ра

итовая

форма

Дио

ри

т-гранодиоритовая

формация

Кап

rималаи

удные

горы

Ру

дные

горы

Кав

53-

% 64 % >64 %

каз

I I I

SЮ

>64 %

J 2

3 4 5

,4 6,2 28,8 13,3 14,2 13,3

1,8

18,2

26,4 15,9 63,2 23,4 33,2

30,9 66,5

4,2

48,9 39,8

7,8

3,9

0,5

6,4 4,9

,5 7,7

8,5

17,9 22,7

2,6

31,5

19,6

1,64 4,

1,13 3,54

3,3 4 0,82

7.5

3,2

0,49

0,57

0,32 0,

0,65 0,

1,83 0,81 0,93

3,2 2,3 1,

8,11 3,5

0,49

0,27

0,75

0,18

0,78 0,63 0,75

0,58

1,65

1,26

8,3

3,55

0,59

0,32 0,25

1,62

0,69

0,92 0,

0,66

4,65

2,14

0,3

0,4

0,68

0,4

0,74

5,5 6,7

2,2

4,58

2,14 1,2

0,16

0,1 0,31

0,12 1,41 2,01 0,

0,71

0,33

0,16

10,3

4,4

80,18

126,79 76,64 114,

20,65 188,1 119,

75,07

60,

123,82 68,95 111,15 10,6 116,

87,22 63,13

19,64

2,97

7,69 3,22 10,05 71,97 32,35 11,94

ТАБЛ

ИЦА

Гранит-граносие-

нитовая

форма

ция

Кавк

аз

20,7

2,25

1,2 0,6

0,64 0,23

1,46 0,21

0,2 0,55

156,85

144,55

12,3

...

-.:t

...

~-.:tNQOf'I'')

rЮddd~

<Q""N

""..,,,,,V)<Q

'l:iddNN

с>

-'''=fN

I.Г)

dddlN

с>

формации

0,707-0,708

(Е.

BingOl

al.).

Для

тырныаузского

комп

лекса

изотопия

стронция

может

быть

оц

нена

косвенно

на

ос

новании

тесного

парагенеза

вулканическими

комплексами

дацит-риолитовой

формации

В.

Чегемского

нагорья

Эльб

руса

(прил.

7) .

Значения

имеют

тенденцию

понижению

антидромной

се

рии

пород

(0,7144-0,70506-

0,70512)

от

коровых

до

нижне

коровых-матиЙных.

диорит-гранодиоритовой

формации

изотопные

отноше

ния

Sr/

характеризуются

мантийно-коровыми

значения

ми.

Наиболее

низкие

значения

0,704; 0,705 -

отмеча



ются

герцинидах

Иберийского

полуострова

(Н.

Priem

al.);

альпийские

комплексы

той

же

формации

центральных

западных

Анатолидах

имеют

0,708

(В.

BingOl

е!

al.),

дл

позднеальпийских

реомофиче

ских

малых

тел

гранитоидов

Бальторо

(Каракорум)

получе

ны

инициальные

значения

0,708-0,7089

(F. Debon,

, L.

Zimmerman) .

ГЛАВНЫЕ

ВИДЫ

ВУЛКАНИЧЕСКИХ

ФОРМАЦИЙ

Наиболее

насыщено

вулканическими

проявлениями

централь

ное

Кавказско-~алоазиатское

звено

Альпийско-Гималайского

кол

лизионного

пояса,

прсдставленное

обширными

кайнозойскими

орогенными

поднятиями.

Именно

на

этом

примере

мы

рассмотрим

коллизионный

вулканизм

как

наиболее

детально

всесторонне

документированный.

коллизионному

вулканизму

общепринятом

понимании

относятся

орогенные

позднеорогенные

комплексы

прежних

фиксистских

моделей.

Коллизионные

вулканиты

несогласно

перекрывают

более

древ

ние

геологические

комплексы

мезозоя,

палеозоя,

формировавшиеся

различных

предшествовавших

коллизии

геодинамических

обста

новках

преимущественно

островодужных,

приконтинентальных

шельфовых,

реже

условиях

океанического

дна

срединно-океа

нического

хребта.

Иногда они

залегают

на

блоках

докем

брийского

рани

тн

-метамо

рфич

еского

фундамента,

представляющих

собой

фрагм

енты

основания

столкнувшихся

континентов

(Афро-Аравий

ской

плиты

на

юге

окраины

Евразиатской

плиты

на

севере).

Коллизионные

вулканиты

не

обнаруживают

строгой

приуроченно

сти

определенным

структурно-Формационным

зонам,

хотя

на

деталях

их

состава

может

косвенно

отражаться

геологическая

предыстория

того

или

иного

ареала

их

проявления.

Условия

вулканизма

всегда

наземные,

осадочная

компонента

представлена

линзами

озерных

отложений,

остаточных

или

межгорных

прогибах

грубой

континентальной

молассой.

Коллизионные

вулканиты

слагают

протяженные

вулканические

пояса

(хребты,

нагорья),

параллельные

сутурным

зонам.

Турции

один

из

таких

поясов

располага

ется

по

обе

стороны

Североанатолийской

офиолитовой

зоны.

Второй

вулканический

пояс,

располож

енный

севернее,

уже

пределах

~алого

Кавказа,

тяготеет

сутуре

Севанского

офиолитового

пояса.

Кроме

субши

ротных

поясов

существует

субмеридиональная

цепь

крупных

вулканов,

сочленяющаяся

район

Арарата

Транскавказским

поперечным

поднятием,

на

юг

протягивающаяся

Сирию

район

Мертвого

моля

(~.

Б.

Лордкипанидзе)

Возраст

коллизионных

вулканитов

колеблется

от

олигоцена

(.I?

)

до

четвертичного.

Наиболее

ранние

a~~

- N:)

предколлизионные

проявления

характерны

для

северной

центральной

частей

~алого

Кавказа

вблизи

Севанской

сутурной

зоны·.

обе

стороны

на

север

юг,

вкрест

простиранию

вулканического

пояса,

наблюдается

омоложение

(на

Большом

Кавказс

~алой

Азии).

Более

поздние

комплексы

северной

центральной

частях

~алого

•

не

рассматриваются

за

отсутствия

остаточных

критери

ОТЛИ'IИЯ

от

острово

ду

жных

Кавказа

насл

дуют

ареалы

развития

ранних,

образуя

самостоя



тельные

вулканические

сооружения.

пределах

Большого

Кавказа

Малой

Азии,

где

ранние

комплексы

отсутствуют,

поздние

целиком

представляют

всю

ассоциацию

коллизионного

вулканизма.

Среди

разновозрастных

коллизионных

вулканитов

по

комплексу

признаков

(гл.

выделяются

следующие

формации:

Андезитовая

дифференцированная

двумя

типами

комплек

сов

«длинными

(миоцен-квартер),

представленными

непре

рывными

сериями

пород

базальт-андезит-дацит-плагиориолит

отчетливой

модой

на

андезитах

(айоцдзор-зангезурский,

арагац

ский,

абул-самсарский,

казбекский

кельский,

араратский,

карс

ский

некоторые

другие

комплексы)

«короткимю>

(плиоцен

квартер)

представленными

рядом

пород

базальт-андезит

модой

на

андезибазальтах

(варденисский,

гегамский,

айоцдзорский,

гол

гатский

другие

комплексы);

Трахиандезитовая

дифференцированная

также

двумя

типами

комплексов

<<длинными»

(неоген)

модой

на

трахиан

дезитах

(ишханасарский)

«короткими»

(квартер)

модой

на

трахиандезибазальтах

(с

тем

же

названием);

Дацит-риолитовая

(плиоцен-квартер)

чегемский,

эльб

русский

комплексы

на

Большом

Кавказе;

Риолитовая

(плиоцен-квартер)

мелкие

проявления

на

Армянском

вулканическом

нагорье.

Кроме

перечисленных

главных

вулканических

формационных

видов

коллизионной

геодинамической

обстановки

близко-одновре

менно

ними

отмечаются

вулканические

комплексы

иных

геодинамических

типов.

Так,

например,

базальтовая

формация

(щелочно-известковистых

базальтов)

плиоцен-квартер;

котайк

ский,

лорийский,

ахалкалакский,

ахурянский

комплексы

по

существу

уже

относятся

поздне-

постколлизионной

стадии и

формируются

на

Малом

Кавказе

условиях

локально

проявленного

тафрогенеза,

форланде

Аравийской

плиты

(Каракалидаг)

условиях

рифтогенеза.

Восточной

Анатолии

пределах

субме



рндионального

хребта,

протягивающегося

вдоль

северо-западного

берега

оз.

Ван

северном

направлении,

тесной

пространствен

но-временной

ассоциации

андезитовой

формацией

аналогично

трахиандезитовой

формации

развита

иная

трахибазальт-трахи

андезит-трахириолитовая

(tbr)

формация,

представленная

преры

висто-дифференцированными

комплексами

вулканических

соору

жений

Тендурека,

Немрута-Муша.

Несмотря

на

свою

«неколли

зионную»

специфику,

она

будет

рассмотрена

как

яркий

пример

проявления

коллизионном

поясе

вулканитов

иных

обстановок.

Другие

известные

регионе

маломасштабные

комп

лексы

формаций,

тяготеющих

обстановке

«горячих

точею>

или

внутриплитовых,

например,

кафанский

комплекс

щелочных

ба

зальтоидов

фонолитов

(квартер)

тежсарский

комплекс

щелоч



ных

базальтоидов

лейцитофиров

щелочных

трахитов

(позд

ний

эоцен-олигоцен),

нами

не

рассматриваются.

АНДЕЗИТОВАЯ

ФОРМАЦИЯ

Наибольшего

объема

среди

коллизионных

вулканитов

достигает

андезитовая

формация.

Более

ранние

ее

комплексы

(неоген

Малого

Кавказа

плиоцен-квартер

Малой

Азии

Большого

Кавказа),

относящиеся

собственно

коллизионной

обстановке,

представлены

«дл

инной»

серией.

Для

нее

характерны

крупные

полигенные

стратовулканы,

формировавшиеся

наземных

условиях,

нередко

прошедшие

кальдерную

стадию

развития

образованием

покровов

дацитовых

игнимбритов

(вулкано-тектонические

структуры

цент

рального

типа),

или

группы

вулканов,

образующие

целые

вулканические

нагорья.

Наиболее

распространенные

фации

пи

рокластические;

лавы

субвулканические

тела

обычно

присутст

вуют

подчиненных

количествах,

роль

их

возрастает

наиболее

молодых

комплексах.

Фации

склонов

вулканов

удаленные

фации

отчетливо

стратифицированы

региональной

литературе

фигу

рируют

качестве

свит,

мощности

которых

варьируют

от

100

до

1000

м,

общий

объем

вулканитов

измеряется

первыми

тысячами

кубических

километров.

Более

поздние

(четвертичные)

комплексы

андезитовой

формации,

представленные

«короткой»

серией,

обра

зовались

процессе

ареального

вулканизма,

по-видимому,

уже

позднеколлизионных

условиях.

Для

них

характерны

моногенные

лавовые

шлаковые

конусы,

цепочки

или

группы

которых

приурочены

разломам

различного

простирания

узлам

их

пересечения,

локализованы

они

по

периферии

крупных

вулкано



тектонических

структур

неогеновых

комплексов

андезитовой

фор

мации

(Арагац),

либо

привершинных

частях

некоторых

вулка

нических

нагорий

(Гегам,

Варденис)

либо

образуют

самостоятель

ные

ареалы

на

новом

основании

(АЙоuдзор)

Масштабы

этого

вулканизма

несколько

уступают

вулканизму

«длинной»

серии.

Преобладающими

фациями

являются

излившиеся,

синхронно

вулканитами

внебольших

прогибах

формируются

линзы

грубой

вулканогенной

молассы.

Андезитовая

формация

как

уже

говорилось

представлена

непрерывным

рядом

пород

от

базальтов

до

риолитов

преоблада

нием

андезитов.

Базальт-аRдезит-дацитовое

звено

характеризуется

отчетливыми

чертами

родства

всех

видов

пород

промежуточными

разновидностями.

Им

свойственны

эвпорфировые

структуры

(ко

личество

вкрапленников

от

10-15

до

30-40

единым

общим

набором

порфировых

выделений:

плагиоклаз,

моноклинный

ромбический

пироксен,

оливин,

амфибол,

биотит,

магнетит,

редко

кварц.

Причем

эта

ассоциация

минералов-вкрапленников

может

присутствовать

практически

лавах

любого

состава,

от

андезиба

зальтов

до

дацитов;

изменяются

лишь

количества

темноцветных

их

соотношение

пользу

амфибола

биотита

(для

кислых

разновидностей

пород)

оливина,

пироксена

(для

основных).

Нередко

средни

и сре

некислые

породы

различных

комплексов

или

вулканоструктур

разделяются

на

существенно

амфиболовые

существенно

пироксеновые

Преобладание

существенно

амфиболо

вых

разновидностей

прямо

связано

возрастанием

содержания

лочей.

Следует

отметить,

что

комплексах

Арарата

Карсского

плато

амфибол

крайне

редок,

биотит

появляется

только

плагиориолитах

Господство

ортопироксена

составе

вкрапленни



ков

средних

умеренно-кислых

пород

нормальной

щелочности

может

указывать

на

кристаллизацию

вкрапленников

высокотем



пературной

«сухой»

магме.

Количество

плагиоклаза

породах

зависит

от

содержания

них

глинозема.

Поскольку

наиболее

часто

породы

андезитовой

формации

относятся

высокоглиноземистым,

плагиоклаз

них

преобладает

составе

вкрапленников.

Фено

кристаллы

кварца

нсхарактерны,

но

некоторых

комплексах

«короткой»

разновидности

отмечаются

мелкие

ксенокристаллы

этого

минерала,

захваченные

из

подстилающих

пород

(К.

Г.

Ши



ринян,

и.

Карапетян)

Основная

масса

сложена

стеклом

или

микролитовым

агрегатом

плагиоклаза,

темноцветных

минералов,

также

кварца

щелоч

ного

полевого

шпата

кислых

породах

Роль

кислых

пород

андезитовой

формации

обычно

невелика

составляет

5-1

об

Кислые

породы

представлены

мелкими

дайками,

штоками

стекловатых

олигофировых

плагиофировых

дацитов,

плагиориолитов,

линзами

пепловых

пемзовых

туфов

Однако

некоторых

наиболее

крупных

полигенных

вулканических

постройках

(Арагац)

посткальдерную

фазу

происходит

выброс

значительного

объема

умеренно-кислых вспененных

расплавов

пеплов,

образующих

покровы

игнимбритов

(Геология

Армянской

ССР,

4, 1970).

ТРАХИАНДЕЗИТОВАЯ

ФОРМАЦИЯ

Трахиандезитовая

формация,

представ

л енная,

как

андезито



вая,

двумя

типами

комплексов,

выраж

нными

«длинной

серией,

дифференцированной

от

базальтов

повышенной

щелочности

до

трахидацитов

модой

на

трахиандезитах,

«короткой

(трахиан

дезибазальты-трахиандезиты

модой

на

трахиандезитах)

Оба

типа

комплексов

по

набору

фаций

характеру

вулканических

аппаратов

аналогичны

соответствующим

типам

комплексов

анде

зитовой

формации.

Следует

подчеркнуть,

что

трахиандезитовая

формация

всегда

образует

латеральный

формационный

ряд

андезитовой,

локализуясь

пределах

мелких

жестких

блоков

узлах

пересечения

разнонаправленных

глубинных

разломов,

однако

известны

случаи,

когда

один

крупный

долгоживущий

вулкани

ческий

аппарат

(например,

вулкан

Эрджиясдаг

Центральной

Анатолии)

попеременно

изливает

то

известково-щелочные

то

умеренно-щелочные

лавы.

Петрографически

комплексы

трахиандезитовой

формации

близ

ки

андезитовой

поле

часто

неразличимы.

Те

же

порфировые

структуры,

тот

же

набор

минералов-вкрапленников,

лишь

более

~аспространен

амфибол

средних

породах,

биотит

появляется

лишь

трахириолитах,

заметно

реже,

чем

андезитовых

комплексах,

встречается

ортопироксен.

ДАЦИТ-РИОЛИТОВАЯ

ФОРМАЦИЯ

пределах

кавказо-анатолийского

звена

Альпийско-

Гималай

ского

пояса

кислые

вулканиты

слагают

дацит-риолитовую

форма

цию,

варьирующую

вкрест

простиранию

пояса

по

масштабам

проявления,

фациям

составу.

На

Большом

Кавказе

это

вулканические

комплексы

Верхне-

Нижнечегемского

нагорья

позднеплиоценового

возраста,

представленные

толщей

игнимбритов

лав

мощностью

более

км

(Н.

Короновский,

Е.

К.

Стан

кевич).

Толща

залегает

на

позднедокембрийско-раннепалеозойских

кристаллических

сланцах,

герцинских

гранитоидах

(Верхнечегем

ское

нагорье),

также

на

песчано-сланцевых

известняковых

юрских

отложениях

(Нижнечегемское

нагорье).

Состав

вулкани

ческих

пород

варьирует

от

риолитов

(преобладающих)

до

андези

дацитов.

Характерна

антидромная

последовательность

их

излияния,

наиболее

поздние

андезидациты,

по-видимому,

являются

экстру

зивными

образованиями

(Е.

К.

Станкевич).

Мощность

потоков

обычно

около

10,

редко

м,

них

иногда

видна

шаровая

отдельность.

Риолиты

представляют

собой

ясно

порфировые

породы

(вкрапленников

около

вкрапленниками

санидина,

кварца,

кислого

плагиоклаза

(NQ

19-26),

биотита.

Вкрапленники

часто

корродированы

стеклом,

обломаны.

Основная

масса

стекловатая,

рудной

пылью

мелкими

обломочками

полевых

шпатов

кварца;

присутствуют

также

мелкие

обломки

минералов

чуждых

пород

(давленый

волнисто-гаснущий

кварц,

кислый

плагиоклаз

мус

ковит).

Риодациты

макроскопически

неотличимы

от

риолитов,

но

под

микроскопом

видно,

ЧТО

них

наряду

биотитом

появляется

гиперстен,

то

время

как

содержание

санидина

снижается, и

он

постепенно

исчезает,

возрастает

разнообразие

вкрапленников

(к

плагиоклазу,

кварцу,

биотиту

ромбическому

пироксену

добав

ляется

буро-зеленая

роговая

обманка).

Стекло

основной

массы

характеризуется

большей

раскристаллизацией.

Лавовые

потоки

любого

из

перечисленных

составов

содержат

включения

обломков

пород

основания

гранитов,

кристалличе

ских

сланцев,

гнейсов,

темных

юрских

сланцев

известняков.

Размеры

их

иногда

достигают

м,

мелкие

обломки

рассеяны

во

всей

толще,

концентрация

их

обычно

выше

подошвах

потоков.

толще

риолитов

залегает

пологий

шток

гранодиорит-поРФи

ров,

близких

по

структурно-вещественным

признакам,

одной

стороны,

вмещающим

лавам,

другой,

породам

Пятигорских

лакколитов.

апикальной

(вплоть

до

центральной)

части

интрузии

встречаются

обломки

черных

углистых

сланцев,

серых

песчаников

туфов,

достигающих

размера

0,2-0,3

м.

пределах

Малого

Кавказа

Анатолии

дацит-риолитовая

Формация

не

образует

самостоятельных

вулканических

построек,

выступает

качестве

кислого

звена

диqxpеренцированной

«длинной»

андезитовой

формации

слагает

вместе

ней

крупные

полигенные

вулканы

вулканические

массивы.

Мощная

фаза

кислого

вулканизма

связана

кальдерообразованием

интенсивной

взрывной

деятельностью,

разрушением

части

ранее

образованных

вулканических

построек

(Арагац,

Малый

Арарат),

выбросом

больших

объемов

игнимбритов

излиянием

вспененных

потоков

риолитов,

дацитов,

трахидацитов,

андезидацитов,

реже

обсидианов.

Наиболее

широко

игнимбриты,

пемзы

пепловые

туфы

развиты

Центральной

Анатолии.

Состав

их варьирует

от

андезитов

до

риодацитов,

они

чередуются

потоками

андезибазальтов

перекрываются

мощными

потоками

базальтов.

РИОЛИТОВАЯ

ФОРМАЦИЯ

На

Малом

Кавказе

риолитовая

формация

тесно

связана

пространственно

андезитовой

представлена

отдельными

разоб

щенными

мелкими

куполовидными

вулканами

общей

площадью

выходов

около

200

км

объемом

несколько

более

км

(Магматические

метаморфические

... ),

локализованными

пре

делах

ареалов

развития

андезитов.

Наиболее

известны

на

Армян

ском

вулканическом

нагорье

куполовидные

вулканы

Гюмуш,

Авазан,

Артени,

Спитакасар,

Гехасар,

Атис,

Гутанасар,

Барцра

тумб

др.

Ряд

кислых

куполов

известен

среди

андезитов

Восточной

Анатолии

на

Бингельском

нагорье

плита

Ван

(Е.

Е.

Милановский,

Н.

В.

Короновский)

Западной

Анатолии

СУ.

Yi1maz).

Большинство

их

возникло

конце

плиоцена-начале

четвер

тичного

времени

лишь

немногие

(Гюмуш,

Авазан)

среднем

плиоцене.

размещении

куполов

помимо

региональных

разломов

большую

роль

играют

локальные

трещины

(возможно,

связанные

близповерхностными

очагами)

условиях

коллизии

они

неустойчивы,

чем

обусловлен

многовыходный

тип

кислого

вулканизма,

так

же

как

основного

ареального

четвертичного

(С.

Г.

Карапетян).

строении

куполовидных

вулканов

принимают

участие

как

лавовый,

так

пирокластический

материалы,

представленные

риолитами,

риодацитами,

обсидианами,

перлита

ми,

пемзами,

туФами,

брекчиями.

Последние,

часто

чередуясь

лавовыми

потоками,

указывают

на

многофазность

деятельности

некоторых

из

этих

вулканов.

Для

всех

групп пород

характерна

спорадофировая

структура.

Вкрапленники

представлены

плагио-

клазом

(олигоклаз-андезином),

изредка

отмечаются

кварц,

кали

евый

полевой

шпат;

роговая

обманка

биотит

изредка

преимущественно

риодацит-дацитовой

группе

пород;

единичных

вулканах

встречены

моноклинный

ромбический

пироксены.

По

характеру

основной

массы

среди

пород

выд

ел

яются

фельзитовая

сферолитовая

гиалиновая

разновидности

породах

ВЫSlвлено

более

сорока

акцессорных

минералов

характерных

целом

для

семейства

гранитоидов

(Б.

М.

Мелик

сетян

С.

Карапетян),

том

числе

кроме

обычных

сквозных

минералов

магнетита,

гематита,

мартита,

ильменита

р.,

выявлены

самородный

свинец,

цинк,

олово,

медь,

золото,

галенит,

ортит,

циртолит,

турмалин

др.

Важно

отметить,

что

ч ет

вертич



ные

«короткие

комплексы

андезитовой

формации

всегда

моложе

риолитовой

что

подчеркивает

антидромный

характер

вулканизма

переход

позднеколлизионному

геодинамическому

режиму.

БАЗАЛЬТОВАЯ

ФОРМАЦИЯ,

ЩЕЛОЧНО-ИЗВЕСТКОВИСТАЯ

Базальтовая

формация

(плиоцен-квартер)

синхронна

поздним

комплексам

андезитовой,

проявлена

преимущественно

на

Малом

Кавказе.

Она

сложена

афировыми

базальтами

(долеритами)

образующими

обширные

(площадью

до

400

км

)

высокогорные

лавовые

плато

(Ахалкалакское,

Цалкинское

Гукасянское,

Лорий

ское,

Котайкское

Верхнеахурянское).

Базальты

приурочены

зоне

Транскавказского

поперечного

поднятия

тяготеют

границам

жестких

блоков

фундамента,

ограниченных

разноориентированны

ми

разломами.

для

формации

характерны

трещинный

или

ареально-трещинный

тип

вулканизма

исключительным

развитием

лавовых

фаций

(потоки

мощностью

от

0,5

до

суммарной

мощностью

многослойных

покровов

первые

сотни

метров).

Их

вулканические

аппараты

достоверно

неизвестны,

предполагаемые

линейные

вулканы,

очевидно

погребены

последующими

вулкани

ческими

образованиями.

Базальтовые

потоки

заполняли

небольшие

впадины

каньоны

плиоцен-четвертичных

рек,

наслаиваясь

один

на

другой,

иногда

между

ними

отмечаютсsr

линзы

озерных

речных

отложений

Базальтовая

формация

подчеркивает

сопря

женность

во

времени

коллизионном

процессе

напряжений

сжатия

растяжения,

особенно

характерных

для

областей

клиновидных

выступов

сходящихся

плит,

данном

случае

выступа

Аравийского

клина

Лавы

базальтовой

Формации

обычно

афировые,

иногда

олиго

фировые

или

микропорфировые,

состоящие

из

плагиоклаза

клинопироксена,

титаномагнетита, иногда

оливина

стекла.

Структура

пород

обычно

долеритовая,

пойкилоофитовая

интер



сертальная,

зонах

закалки

гиалиновая.

микрофенокристаллах

наб

юдаются

плагиоклаз

оливин.