ОСОБЕННОСТИ  СОСТАВА  И  ПРОИСХОЖДЕНИЯ  КОЛЛИЗИОННЫХ  ГРАНИТОИДОВ  ПЕРЕДОВОГО  ХРЕБТА  (СЕВЕРО-ЗАПАДНЫЙ  КАВКАЗ)

Попова  Надежда  Михайловна

студент  3  курса,  кафедра  общей  и  исторической  геологии  ЮФУ,  РФ,  г.  Ростов-на-Дону

E-mail:  gag@sfedu.ru

Грановский  Александр  Григорьевич

научный  руководитель,  канд.  геол.-минерал.  наук,  заведующий  кафедрой  ЮФУ,  РФ,  г.  Ростов-на-Дону

Общим  названием  гранитоиды  объединяют  граниты  и  гранодиориты,  которые  представляют  собой  кислые  глубинные  породы,  обычно  зернистые,  иногда  порфировидные,  массивные  и  обычно  состоящие  из  кварца,  калиевого  полевого  шпата,  кислого  плагиоклаза  и  темноцветного  минерала,  чаще  биотита,  реже  амфибола  и  еще  реже  пироксена.  В  связи  со  значительным  колебанием  количественных  соотношений  породообразующих  минералов  существуют  различные  минералогические  классификации  гранитоидов,  номенклатура  которых  запутанна  и  чрезвычайно  сложна.

Одна  из  общепризнанных  классификаций  основана  на  составе  полевых  шпатов,  их  количественном  соотношении  и  характере  преобладающего  цветного  минерала  [5].  В  ней  выделяются:  нормальные  граниты  (известково-щелочные  с  содержанием  калишпата  30—40  %,  кислого  плагиоклаза  —  10—20  %,  кварца  —  25—30  %);  адамелиты  (с  равным  количеством  калишпата  и  плагиоклаза)  —  промежуточные  разности  между  гранитами  и  гранодиоритами;  калиевые  граниты  (ортоклазовые  или  микроклиновые)  с  содержание  плагиоклаза  менее  10  %;  плагиограниты,  состоящие  из  плагиоклаза,  кварца  и  цветных  минералов;  щелочные  граниты,  состоящие  из  щелочных  полевых  шпатов  и  щелочных  амфиболов,  причем  полевые  шпаты  в  них  калиево-натриевые  (микропертит,  анортоклаз),  реже  альбит  или  микроклин.  По  характеру  цветного  минерала  различают:  биотитовые,  двуслюдяные,  роговообманковые,  рибекитовые  и  т.  д.,  а  содержащие  менее  5%  цветного  минерала  называются  аляскитами.

Другой,  широко  принятой  классификацией,  является  классификация  А.  Штрекайзена  [7],  которая  строится  в  виде  диаграммы  по  салическим  минералам,  приведенным  к  100  %.  Главный  классификационный  признак  —  величина  соотношения  —  палагиоклаз:  калишпат:  кварц.  Часто  используется  также  классификационная  диаграмма  Дж.О.  Коннора  [8],  которая  основана  на  соотношении  нормативных  количеств  ортоклаза,  альбита  и  анортита.  На  диаграмме  выделяются  поля  тоналитов,  гранодиоритов,  адамелитов,  трондьемитов  и  гранитов.

Кроме  чисто  минералогических  и  минералого-геохимических  классификаций  в  зависимости  от  условий  образования  выделяются  три  главные  гранитоидные  ассоциации:  габбро-диорит-плагиогранитная  (натрово-известково-щелочная);  габбро-диорит-гранодиорит-гранитная  (калиево-натрово-известково-щелочная);  габбро-монцонит-гранитная  (щелочно-известковая,  субщелочная).  Эти  три  ассоциации  в  общем  виде  отражают  вещественную  эволюцию  гранитоидного  магматизма  в  складчатых  поясах,  прошедших  полный  цикл  тектонического  развития  —  от  спрединга  и  субдукции  до  коллизии  и  постколлизионного  рифтинга.

Происхождение  массивов  гранитоидов  представляет  собой  стержневую  проблему  строения  и  металлогении  континентальных  орогенов.  Граниты  являются  главным  продуктом  субдукционного  процесса.  Существует  несколько  гипотез  происхождения  гранитов.  Одна  из  них  утверждает,  что  гранитная  магма  образуется  в  результате  кристаллизационной  дифференциации  базальтовой  магмы.  Эти  представления  прекрасно  сформулированы  Боуэном.  Другая  группа  гипотез  предполагает,  что  гранитная  магма  образуется  при  расплавлении  ранее  существовавшей  гранитной  коры,  с  последующей  дифференциацией  расплава.  Этот  процесс  в  большом  масштабе  может  называться  палингенезом.В  гипотезах  третьей  группы  утверждается,  что  граниты  формируются  при  просачивании  флюида  через  горные  породы  (метаморфические),  который  реагирует  с  ними,  вызывая  метасоматоз  и  приводит  к  гранитизации  (влажная  гранитизация).  Гипотезы  четвертой  группы  предполагают,  что  при  метаморфизме  и  формировании  гранитов  флюиды  отсутствуют,  а  гранитообразование  связано  с  диффузией  молекул  и  ионов  вдоль  границ  кристаллов  и  внутри  их  (сухая  гранитизация).  В  связи  с  появлением  тектоники  плит  доминирующим  стало  предположение  о  том,  что  как  вулканические  дуги,  так  и  ассоциирующие  с  ними  гранитные  пояса  образуются  из  одних  и  тех  же  магм,  генерирующихся  в  верхних  слоях  субдуцированной  океанической  литосферы  ассимилирующих  коровый  материал  вмещающих  пород.

Обзор  различных  гипотез  показывает,  что  выделяется  два  типа  гранитоидов,  называемых  по-разному:  магматические  и  анатектические;  сиалические  и  симатические;  высокоглиноземистые  и  нормальные;  ильменитовые  и  магнетитовые;  ювенильные  I-граниты,  в  общем  виде  соответствующие  биотит-роговообманково-тоналитовой  (меланократовой)  ассоциации,  и  коровые  S-граниты  золото--серебряно-двуслюдяной  ассоциации  гранитов  нормального  ряда.  С  S-гранитами  связано  W,  Sn  и  Mo  оруденение,  а  с  I-гранитами  -золото-серебряное,  медно-порфировое,  молибденовое.  Чаще  же  всего,  гранит-это  смесь  переплавленного  корового  вещества  (S-компоненты)  и  возгонки  мантийных  дифференциатов  (I-компонента).  Практически  никогда  S-граниты  не  бывают  чисто  коровыми,  а  I-граниты  чисто  мантийными.  В  настоящее  время  по  ряду  петрологических  и  геохимических  признаков  возможно  выявить  различия  между  океаническими,  островодужными,  коллизионными  и  внутриплитными  типами  гранитоидов.

При  всем  многообразии  обстановок  и  условий  гранитообразования  от  спрединга  до  коллизии  и  постколлизионных  процессов,  основная  масса  гранитоидов  связана  с  субдукционной  и  коллизионной  обстановками.  Коллизионная  обстановка  возникает  на  месте  субдукционной  после  поглощения  океанической  коры  по  зонам  Заврицкого-Беньофа.  Коллизия  это  длительный  и  сложный  процесс  схождения  литосферных  плит.  При  этом,  на  краях  столкнувшихся  континентов  происходит  скучивание  и  утолщение  литосферы,  интенсивная  деформация  пород,  метаморфизм,  шарьяжи,  растут  горные  хребты  и  формируются  внутриконтинентальные  складчатые  пояса,  вмещающие  гранитные  батолиты. 

На  предколлизионной  (вулканодужной)  стадии  развивается  известково-щелочные  интрузии  (в  т.  ч.  граниты  I-типа),  наследующие  магматизм  островной  дуги.  На  синколлизионной  стадии  образуются  высокоглиноземистые  лейкогранитовые  интрузии,  которые  могут  выплавляться  из  гидратированного  основания  поддвигаемой  континентальной  коры  (мусковитовые  граниты).  Причем  обилие  летучих  компонентов  создает  условия  для  анатексиса  вышележащих  пород.  Расплав  обогащается  Rb,  F,  B,  Ta  и  обедняется  редкоземельными  элементами  -Zr,  Hf.  На  позднеколлизионной  стадии  (вплоть  до  постколлизионной)  вновь  появляются  известково-щелочные  интрузии  мантийного  генезиса  (I-граниты),  близкие  к  таковым  вулканических  дуг,  магмы  которых  интенсивно  контаминированы  коровым  веществом  (с  высоким  значением  отношения  Ta/Hf  и  Na/Zr).  Постколлизионная  стадия  характеризуется  развитием  щелочных  интрузий,  которые  могут  выплавляться  из  мантийной  литосферы  вблизи  коллизионных  зон  и  содержат  повышенные  концентрации  как  литофильных,  так  и  сидерофильных  элементов,  т.е.  имеют  уже  внутриплитные  характеристики  [4].

Территория  Большого  Кавказа  в  герцинскую  тектоническую  эпоху  представляла  собой  южную  активную  окраину  Восточно-Европейской  платформы,  в  которой  выделялись  островные  дуги  окраинные  моря,  малый  океанический  бассейн,  интрадуговый  рифт.  Палеозойский  островодужный  магматизм  Большекавказской  островной  дуги  представлен  гранитоидами  и  в  значительно  меньшей  степени  известково-щелочными  вулканитами.  Они  широко  распространены  в  зоне  Главного  хребта  и  представлены  двумя  группами  пород.  В  первую  группу  входят  более  ранние  средне-верхнепалеозойские  гнейсовидные  и  массивные  кварцевые  диориты,  плагиограниты,  гранодиориты,  а  во  вторую  —  позднепалеозойские  биотитовые,  двуслюдяные  и  аляскитовые  калиевые  граниты  [1].  В  северо-западной  части  Большого  Кавказа  известно  несколько  изолированных  гранитоидных  массивов,  образующих  горстовые  поднятия:  Даховский,  Сахрайский  горсты  и  Руфабгинское  поднятие,  расположенные  в  участке  сочленения  Бечасынской  зоны  и  структуры  Передового  хребта  в  пределах  зоны  Северного  глубинного  разлома,  являющегося  северной  ветвью  Пшекиш-Тырнаузской  шовной  зоны  [2]. 

Нами  проведено  картирование  Даховского  массива  в  масштабе  1:25000,  которое  включало  описание  обнажений,  выделение  разновидностей  гранитоидов,  замеры  элементов  залегания  трещин,  зон  дробления  и  разрывных  нарушений  со  смещением,  отбор  образцов  и  проб  для  петрографических  и  химических  анализов.  Особое  внимание  уделялось  изучению  контактов  магматических  пород  с  вмещающими  их  метаморфическими  и  осадочными  породами,  взаимоотношению  разных  типов  гранитоидов,  форме  магматических  тел,  степени  их  преобразования.  В  процессе  картирования  были  отобраны  штуфные  пробы  разновидностей  гранитоидов  разных  фаз  внедрения,  изготовлены  шлифы,  выполнены  химические  (силикатные),  спектральные  (приближенно-количественные)  анализы  проб,  а  также  комплексные  термобарогеохимические  исследования.

  Кроме  полевого  материала  использовался  фондовый  и  литературный  материал  по  описываемому  району  [2,  3].  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  образуют  объемную  зону  Северного  глубинного  разлома.  Центральный  разлом  имеет  характер  надвига  с  крутым  падением  к  югу,  выполаживающегося  на  глубине  (данные  съемочной  партии,  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,  которые  превращены  в  динамокластиты  разной  степени  организованности. 

В  южной  части  массива  развиты  равномернозернистые  гранодиориты,  в  основном  серые,  местами  красноватые.  Они  содержат  ксенолиты  амфиболитов  вытянутой  формы  и  ориентированные  в  северо-западном  направлении.  Ближе  к  центральной  части  массива  наблюдаются  выходы  изометричных  и  вытянутых  тел  микроклиновых  биотитовых  гранитов,  двуслюдяных  гранитов,  дайки  лейкократовых  гранитов,  гранит  аплитов  мощностью  от  десятков  сантиметров  до  15—20  метров,  имеющих  как  тектонические,  так  и  магматические  контакты  с  гранодиоритами. 

В  центральной  части  массива  обнажаются  розовые  гранодиориты,  которые  в  северной  и  южной  частях  переходят  в  более  лейкократовые  красновато-серые  гранодиориты.  Гранодиориты  центральной  части  массива  характеризуются  ориентированным  расположениемкристаллов  биотита,  придающие  им  местами  полосчатый  облик.  К  разрывным  нарушениям  и  зонам  дробления  в  гранодиоритах  приурочены  дайки  (мощностью  1—3  м)  среднезернистых  аляскитов  с  ксенолитами  гранодиоритов  и  дайки  гранит-аплитов,  а  так  же  светлых  альбитизированных  плагиоклазитов.  На  севере  гранитоиды  активно  контактируют  с  толщей  раннепалеозойских  кристаллических  сланцев  балканской  свиты  и  протрузиями  серпентинитов  (PR₂-Pz₂),  которые  в  свою  очередь  тектонически  перекрыты  породами  триаса  и  юры.  Северная  часть  массива  сложена  серыми  амфибол-биотитовыми  гранодиоритами,  местами  имеющими  розовый  и  красноватый  оттенок.  Здесь  же  в  тектонических  блоках  наблюдаются  небольшие  выходы  плагиогранитов  и  гнейсовидных  кварцевых  диоритов.

Магматические  породы  другой  тектонической  структуры  описываемого  района  —  Сахрайского  горста,  представлены  Шибабинским  массивом  гранитоидов,  ограниченным  с  востока  и  юго-запада  тектоническими  нарушениями.  Это  небольшое  (в  современном  эрозионном  срезе)  горстообразное  поднятие  сложено  амфибол-биотитовыми  гранодиоритами  и  гранитами  розового  и  серого  цвета  с  ксенолитами  пород  диоритового  состава.  Гранодиориты  и  граниты  пересекаются  дайками  аплитов  и  кварцевыми  жилами  с  вкрапленностью  сульфидов.  Состав  пород  Шибабанского  массива  сходен  с  составом  пород  Даховского  массива.  Характерным  для  них  является  широкое  развитие  процессов  катаклаза  в  связи  с  многочисленными  тектоническими  нарушениями,  отсутствие  четко  выраженных  пегматитовых  жил  и  широкое  распространение  гидротермальных  кварцевых,  карбонатных  и  барит-полиметаллических  жил.

Еще  один  гранитоидный  массив  —  Руфабгинский  —  приурочен  к  небольшому  горсту  по  реке  Руфабго.  Его  состав  аналогичен  описанной  ранее  Шибабинской  интрузии.  Массив  представляет  собой  катаклазированные  биотит-амфиболовые  ортоклазовые  гранодиориты  розовато-серого  цвета,  дайки  порфировидных  гранитов.

Во  всех  трех  описанных  массивах  выделяются  амфибол-биотитовые  гранодиориты  и  граниты,  относящиеся  к  первой  фазе  внедрения,  содержащие  ортоклаз  и  микроклиновые  граниты  второй  фазы  внедрения  в  виде  небольших  тел  и  многочисленных  даек,  которые  воздействуют  на  породы  первой  фазы,  приводят  к  их  калишпатизации.  Учитывая,  что  в  нижнепермских  конгломератах  встречается  галька  только  ортоклазовых  гранитов,  возраст  первой  фазы  внедрения  определяется  как  допермский,  а  возраст  второй  фазы  —  дотриасовый.

Гранодиориты  —  являются  наиболее  распространенными  породами  Даховского,  а  также  Руфабгинского  и  Шибабинского  массивов.  Они  занимают  значительную  часть  Даховского  массива,  имеют  активный  магматический  контакт  с  амфиболитами  и  биотит-плагиоклазовыми  гнейсами  и  содержат  ксенолиты  этих  пород.  В  экзоконтакте  гранодиоритов  хорошо  выражена  зональность:  амфиболовые  гнейсы  —  биотитовые  гнейсы  —  сильно  измененные  гранитогнейсы  —  кварц-микроклиновые  реликты  амфиболитов  —  гранодиориты. 

Гранит-апплиты  состоят  из  бластопорфировых  очковых  таблиц  альбита  (до  30  %),  погруженных  в  частично  перекристаллизованную  массу,  состоящую  из  ксеноморфных  таблиц  несдвойникованного  калишпата,  альбита,  кварца.  Структура  —  порфировидная,  гипидиоморфнозернистая,  гранобластовая,  а  основной  массы  —  пойкилитовая.  Текстура  —  слабо  ориентированная,  гранокластическая.  Вторичные  изменения  —  микроклинизация,  окварцевание,  альбитизация.  Новообразованный  решетчатый  микроклин  распологается  в  интерстициях  породообразующих  минералов.  Акцессорные  минералы  редки  —  аппатит,  циркон,  окислы  железа.  Порода  обычно  серицитизирована,  пелитизирована,  хлоритизирована. 

Кроме  гранит-аплитов  выделяются  дайки  (субвертикальные)  лейкократовых  гранитов  иаляскитов,  состоящие  из  бластопорфировых  вкраплениковкалишпата,  размером  до  3  мм,  погруженных  в  мелкозернистую  массу  из  перекристаллизованных  зерен  кварца,  кислого  плагиоклаза,  калишпата.  Структура  —  бластопорфировая,  с  гранобластовой  основной  массой.  Текстура  —  катакластическая  ориентированная.  Акцессорные  минералы  —  апатит,  циркон,  анатаз,  гидроокислы  железа.  Порода  окварцована,  ожелезнена,  серицитизирована,  карбонатизирована.

По  результатам  химического  анализа  проб  гранитоидов  можно  сделать  вывод  о  том,  что  к  первой  фазе  внедрения  относятся  плагиограниты,  кварцевые  диориты  и  гранодиориты,  фигуративные  точки  проб  которых  на  диаграмме  Штрекайзена  располагаются  в  основном  в  поле  гранодиоритов,  в  значительно  меньшей  степени  в  поле  кварцевых  монцонитов,  адамелитов  и  плагиогранитов.  Вторую  фазу  внедрения  образуют  небольшие  тела  и  дайки  биотитовых,  двуслюдяных  и  лейкократовых  гранитов.  В  соответствии  с  трендом,  приведенным  Дж.  Лемейером  и  П.  Боуденом  гранитоиды  Даховского  массива  относятся  к  калиево-натриевой  известково-щелочной  или  габброво-диорит-гранодиорит-гранитной  ассоциации. 

В  формационном  отношении  породы  ранней  фазы  следует  отнести  к  плагиогранит-гранодиоритовой  формации,  соответствующей  гранитоидам  I-типа  (раннеколлизионная  стадия),  а  гранитоиды  второй  фазы  относятся  к  S-типу  гранитовой  или  лейкогранитовой  формации,  характеризующей  поздне-коллизионную  обстановку. 

Вероятней  всего  вся  совокупность  пород  относится  к  смешанной  группе,  названой  В.В.  Чаппелом  и  А.И.  Уайтом  IS-гранитами  [6],  а  А.В.  Путинцевым  и  С.И.  Григорьевым  IR-типом,  включающим  широкий  спектр  пород  от  диоритов,  кварцевых  диоритов  до  лейкократовых  гранитов,  при  общем  преобладании  кислых  разностей.  Такие  граниты  рассматриваются  в  качестве  проявления  диорит-гранодиорит-лейкогранитовой  формации.  Доказательством  смешанного  типа  гранитоидов  может  являться  некоторая  повышенная  натриевость,  высокая  степень  окисленности  железа,  присутствие  акцессорного  магнетита  в  ассоциации  со  сфеном  (что  характерно  для  гранитов  I-типа),  при  одновременной  пересыщенности  глиноземом  относительно  суммы  щелочей  и  кальция,  свойственной  гранитам  S-типа.  Породы  этого  типа  характерны  для  коллизионных  орогенических  поясов.  В  основе  их  генезиса  вероятно  лежит  с  одной  стороны  плавление  базитовых  и  амфиболитовых  субстратов  с  последующей  кристаллизационной  дифференциацией,  а  с  другой  анатексис  метаосадочных,  высокоглиноземистых  пород.  Именно  этот  состав  имеют  вмещающие  гранитоиды  метаморфические  образования  Даховского  и  Сахрайского  кристаллических  массивов.

Список  литературы:

1.Геология  Большого  Кавказа  /под  ред.  Г.Д.  Ажгирея.  М.:Недра,  1976.  —  263  с.

2.Грановский  А.Г.  Белореченский  полигон  учебной  геологической  практики  Южного  федерального  университета:  строение,  история  развития,  минерагения  //Известия  вузов.  Геология  и  разведка.  —  2013.  —  №  5.  —  С.  19—25.

3.Грановский  А.Г.,  Закруткин  В.В.  Метаморфические  комплексы  и  магматические  формации  Белореченского  полигона  геологической  практики.  Часть  2.  Магматические  комплексы.  /Методическое  пособие.  Ростов-на-Дону.  изд-во  УПЛ  РГУ.  1999.  —  51  c.

4.Особенности  изучения  и  геол.  картирования  коллизионных  гранитоидов.  Методическое  руководство  /Гл.  ред.  Н.В.  Межеловский  М.  Недра.  1992.  —  101  с.

5.Петрографический  кодекс.  ВСЕГЕИ.  СПб,  1992.  —  151  с.

6.Chappel  B.W.,  White  A.G.R.  Granitoids  types  and  their  distribution  in  the  Lachian  fold  belt,  southeastern  Australia.  Geol.  Soc.  Amer.  Memoir.,  1983,  159,  —  p.  21—59.

7.Le  Bas  M.J.,  Le  Maitre  R.W.,  Streckeisen  A.,  Zanettin  B.  A  chemical  classification  of  volcanic  rocks  based  on  the  total  akkali  —  silica  diagram  //  Journal  of  petrology.  Oxford.  —  1986.  —  Vol.  27.  —  P.  745—750.

8.Konnor  O.J.T.  A  classification  of  quarts  rich  igneous  rock  based  on  feldspar  ratios.  U.S.Geol.  Surv.  Prof.Paper,  —  1965,  —  552  B,  —  B  79—B84.