parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

12. Индикаторные (петрохимические и тектонические) критерии диагностики	271

Rb – (Nb+Y) А-граниты занимают обособленное поле ВП (см. рис. 12.3), которому соответствуют наиболее высокие содержания Nb+Y (в среднем около 100 г/т) и, в то же время, несколько пониженное по сравнению с S-гранитами содержание Rb (в среднем 170 г/т).

В генетическом отношении среди А-гранитов можно выделить два подтипа: агпаитовые, т.е. щелочные граниты, содержащие эгирин, арфведсонит или рибекит, и субщелочные, не содержащие этих минералов. Но известны случаи, когда в одном интрузивном комплексе при преобладании одного типа встречаются те и другие гранитоиды.

Характерным примером щелочного гранитного магматизма является провинция «молодых» гранитов Нигера в Африке, с которыми связаны крупные месторождения олова, ниобия и тантала. (циркон, касситерит, колумбит, пирохлор). Кольцевые структуры щелочных гранитов, риолитов, комендитов и щелочных базальтов образуют здесь субмеридиональную цепь протяженностью до 1200 км. Для магматитов отмечается систематическое омоложение от 430 млн лет на севере до 149 млн лет на юге в Нигерии, что объясняется их связью с «горячими точками». Закономерное изменение возрастов гранитов отражает дрейф Африканского континента в течение девона – юры с юга на север. Считается, что происхождение данного комплекса щелочных гранитов обусловлено смешением мантийных щелочнобазальтовых магм с кислыми коровыми расплавами и дальнейшей дифференциацией гибридных магм. Высокое первичное отношение изотопов стронция (0,720) отражает роль корового вещества, а также длительность фракционирования расплавов.

Примером субщелочных А-гранитов являются граниты рапакиви, характеристика которых приводится на примере Выборгского и Салминского массивов Балтийского щита (Ненахов и др., 1992). Это многофазные плутоны, насчитывающие до четырёх гранитоидных фаз со сменой состава от кварцевых сиенитов через овоидные и равнозернистые рапакиви к литий-фтористым лейкогранитам. В Бердяушском плутоне (Южный Урал) конечная фаза представлена нефелиновыми сиенитами. Во многих местах отмечается проявление щелочного метасоматоза с формированием зон фенитизации и альбитизации с редкометалльной (торий, тантал, ниобий) минерализацией (Ильменские и Вишнёвые горы). От щелочных гранитов рапакиви отличаются чётко выраженной калиевой специализацией при несколько более низком (на 0,5 – 1,0 %) суммарном содержании щелочей и более высоком (0,53 против 0,40)

272	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

отношении К/(Na+K). По остальным петрогеохимическим показателям, как и по положению фигуративных точек на диаграмме Rb-(Nb+Y) гра- ниты-рапакиви очень близки к щелочным гранитам, располагаясь в верхней части поля внутриплитных гранитов (см. рис. 12.3). Характерно контрастное поведение лёгких и тяжёлых РЗЭ в разных фазах гранитоидных массивов, что находится в соответствии с моделью кристаллизационной дифференциации основных магм. Важной особенностью гранитов рапакиви является их устойчивая пространственно-временная связь с габбро-анортозитами и монцонитами, а также с субщелочными ферробазальтами.

Выделение генетических типов гранитоидов и их геодинамическая интерпретация являются одним из важнейших достижений современной геологии. Вместе с тем, гетерогенная природа гранитов, широкое развитие процессов магматической дифференциации и метасоматических преобразований обусловили их чрезвычайное разнообразие по вещественному составу. Известно, что некоторые типы гранитов (например, I-граниты) могут формироваться в различных геодинамических обстановках, а ряд гранитоидов вообще не нашли определённое место среди выделенных типов. Но нужно отметить, что исследования по типизации гранитоидов продолжаются и можно ожидать дальнейшего развития и усовершенствования существующей классификации (см. табл. 12.1).

М-гранитоиды – наиболее глубинные мантийные образования, представленные щелочноземельными плагиогранитами, завершающими образование офиолитов в островных дугах.

I-гранитоиды – существенно мантийные выплавки, в которых всегда в тех или иных количествах присутствует реститовый материал. Среди этих гранитоидов У. Питчер (Pitcher, 1983) выделяет кордильерский подтип, представленный многочисленными интрузиями гранодиориттоналитовой ассоциации активных континентальных окраин, и каледонский подтип, существенно гранодиоритовый и гранитовый по составу, возникающий сразу в посторогенную эпоху.

S-гранитоиды существенно корового происхождения, формирующиеся в результате анатексиса и палингенеза сиалического субстрата. Представлены они двуслюдяной ассоциацией гранитов нормального ряда, приуроченных к кратонам и континентальным коллизионным складчатым поясам. В чистом виде коровые или мантийные гранитоиды не встречаются. Чаще всего это смесь переплавленного корового субстрата (S-компоненты) и возгонки мантийных дифференциатов (I-компоненты).

	12. Индикаторные (петрохимические и тектонические) критерии диагностики					273
								Т а б л и ц а 1 2 . 1
		Классификация гранитоидов на геодинамической основе, по Б. Чапелу и А. Уайту (1974); У. Питчеру (1983)
	№	Характеристика		I-гранитоиды
	п/п	типов	М-гранитоиды	кордильерский	каледонский		S-гранитоиды	А-гранитоиды
		гранитоидов		тип	тип
							Герцинотипные	Посторогенные и
		Приуроченность	Океанические	Континенталь-	Коллизии кале-		континпнтальные	анорогенные ос-
	1	к геодинамиче-	островные дуги	ные окраины	донского типа		коллизии (иногда	тановки, посткол-
		ской обстановке		андийского типа			сдвиговые внутри-	лизионный рифто-
							кратонные	генез
		Преобладающие			Гранодиориты,		Граниты с высоким	Биотитовые гра-
	2		Плагиограниты	Тоналиты	граниты, диори-		содержанием крем-	ниты, щелочные
		породы			ты		незема	граниты, сиениты
			Диорит-	Тоналит-	Диорит-		Лейкогранитовая,	Гранит-
				плагиогранит-	гранодиорито-			граносиенитовая,
	3	Формации	плагиогранит-				аляскитовая, грани-
			габбровая	гранодиорито-	вая		товая	щелочно-
				вая				гранитовая
		Преобладающие		Роговая обман-	Биотит (преоб-		Мусковит, красный	Зеленый биотит,
	4	темноцветные и	Рогова обманка,	ка, биотит, маг-	ладает), ильме-		биотит, ильменит,	щелочные амфи-
		акцессорные ми-	биотит, пироксен	нетит, сфен	нит, магнетит		монацит, гранат,	болы и пироксе-
		нералы					кордиерит	ны, астрофиллит
			Интерстициаль-	Интерстициаль-	Интерстициаль-		Многофазные ме-
	5	Характер калиево-	ный, часто с мик-	ный, ксено-	ный, часто обо-		гакристаллы, часто	Пертитовые про-
		го полевого шпата	роструктурами	морфный	гащенный квар-		автометасоматиче-	растания
					цем		ские

	274		В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
						П р о д о л ж е н и е табл . 1 2 . 1
	№	Характеристика		I-гранитоиды
	п/п	типов	М-гранитоиды	кордильерский	каледонский	S-гранитоиды	А-гранитоиды
		гранитоидов		тип	тип
		Состав	Основные извер-	Диориты, рести-	Разнообразные	Метаосадочные об-	Разнообразные
	6	ксенолитов
			женные породы	товый материал	породы	разования	породы
		в гранитоидах
				Значительные	Разрозненные	Многочисленные	Небольшие плу-
		Размеры и форма		по размерам и		батолиты и плуто-
	7	тел	Малые плутоны	разные по форме	изолированные	ны, часто диапиро-	тоны центрально-
				батолиты	плутоны, штоки	вые	го типа
					Андезито-	Малообъёмный
				Большие объе-		вулканизм, ассо-	Щелочные лавы,
		Связь	Островдужный		базальты плато-
	8	с вулканизмом	вулканизм	мы андезитов и	базальтовой ас-	циация с кордие-	кальдерообразо-
				дацитов	социации	ритсодержащими	вание
						лавами
		Время и характер	Кратковремен-	Длительный,	Кратковремен-	Умеренной продол-
				преимуществен-		жительности, син- и
	9	плутонической	ный, многократ-	но посткинема-	ный посткине-	посткинематиче-	Кратковременный
		деятельности	ный	тический	матический	ский
	10		Натриевых ба-	Базальт-
		Формации вме-	зальтов-риолитов,	андезитовая,	Андезитовая,	Андезитовая, дацит-	Разнообразные
		щающих пород	терригенно-	кремнисто-	терригенная	риолитовая
			кремнистая	терригенная

	12. Индикаторные (петрохимические и тектонические) критерии диагностики					275
							О к о н ч а н и е табл . 1 2 . 1
	№	Характеристика		I-гранитоиды
	п/п	типов	М-гранитоиды	кордильерский	каледонский		S-гранитоиды	А-гранитоиды
		гранитоидов		тип	тип
			Обогащены каль-
	11	Петрохимические	цием, натрием,	Al	Al		Al	Обогащены щело-
		особенности	обеднены лито-	(Na+K+Ca/2)	(Na+K+Ca/2)		(Na+K+Ca/2)	чами, фтором
			фильными эле-	<1,1	<1,0		1,05
			ментами
		Геохимические			Sr87/Sr86 < 0,705			Sr87/Sr86 < 0,703 –
	12	особенности:	Sr87/Sr86 < 0,704	Sr87/Sr86 < 0,706			Sr87/Sr86 < 0,708
		отношение изото-	0,026 – 0,14	0,18 – 0,43	– 0,709		1,6	0,712
		пов стронция						5,1
		Отношение Rb/Sr
	13	Метаморфизм	Метаморфизм	Метаморфизм	Регрессивный		Метаморфизм низ-	Метаморфизм вы-
			погружения	погружения	метаморфизм		ких давлений	соких давлений
				Плагиоклазити-	Соссюриизация,
		Гидротермальные	Окарцевание,	зация, хлорити-	хлоритизация,		Окварцевание,	Щелочной мета-
	14	изменения	хлоритизхация	зация, окварце-	микроклиниза-		скарнирование,	соматоз, фенити-
				вание, серици-	ция		грейзенизация	зация
				тизация
							Олово- и вольфра-	Колумбит, касси-
			Медно-	Медно-				терит, флюорит,
					Слабо прояв-		моносные грейзены,	циркон, ксенотим
	15	Металлогения	порфировая,	порфировая мо-
			золото	либденовая	ленная		минерализация	(редкометальная и
							жильного типа	редкоземельная
								минерализация)

276	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

А-гранитоиды – анорогенные щелочные граниты сводов и рифтов в кратонах и складчатых поясах, кристаллизующиеся при относительно высоких температурах. Судя по сильно изменчивым соотношениям Sr87/Sr86, источник магмы частично мантийный, частично – коровый.

12.4.Хаотические комплексы как индикаторы геодинамических обстановок

Хаотические комплексы или микститы, по Л. Шермерхорну (1966),

представляют собой горные породы, в которых несортированные обломки и глыбы (олистолиты) или пластины (олистоплаки) погружены в тонкий однородного строения цемент – матрикс. В природе наиболее распространены хаотические комплексы субаквального осадочного происхождения, которые называют олистостромами, и микститы тектонического происхождения – меланжами (рис. 12.4 и 12.5).

Олистолиты, по М. Маршетти (1957), – более или менее крупные глыбы, включённые в олистострому или плавающие в ней.

Олистостриммы, по Д. Рихтеру (1973), – гигантские блоки, образующиеся у подножия геоморфологических и тектонических уступов в результате тектонического дробления и гравитационного оползания без участия селевых потоков.

Олистоплаки, по Д. Рихтеру (1973), – значительного размера пластины пород, оторвавшиеся от фронтальных частей покровов и сползшие в седиментационный бассейн без участия грязевых потоков.

Хаотические комплексы осадочного и тектонического происхождения являются индикаторами контрастных в геоморфологическом и структурном отношении тектонических зон. Меланжи маркируют положение офиолитовых и безофиолитовых швов, сближения и столкновения литосферных плит, микроплит, террейнов, блоков.

Хаотические комплексы осадочного происхождения – олистостромы

– указывают на местоположение подводных уступов и склонов, разграничивающих геодинамически разнородные бассейны осадконакопления. С крутыми уступами связаны обвалы, формирующие хаотические отложения камнепадов (подводного коллювия). Для более пологих склонов (с углами наклона в несколько градусов) характерно проявление криппа – медленного скольжения, сползания блоков и оползания пластин полуконсолидированных осадков, формирование грязе-валун- ных обломочных (дебридных) потоков – дебритов.

12. Индикаторные (петрохимические и тектонические) критерии диагностики	277

Рис. 12.4. Генетические типы и структурно-вещественные комплексы микститов и меланжей, по В.М.Ненахову и др. (1992)

278	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Рис. 12.5. Схема геодинамической классификации микститов, по В.М. Ненахову и др. (1992)

В сторону глубоководных равнин склоновые хаотические комплексы сменяются турбидитами и далее контуритами и пелагитами. С зонами каньонов, прорезающих подводные склоны, связаны грубообломочные отложения конусов выноса. В сторону континента склоновые хаотические комплексы и отложения конусов выноса замещаются мелководными шельфовыми толщами.

Большей частью длительно существующие подводные уступы рельефа связаны с разломами, и гравитационная неустойчивость, вызывающая обвально-оползневые процессы, в значительной мере стимулируется тектоническими подвижками по разломам. Поэтому в составе осадочных хаотических комплексов различают как собственно гравитационные, так и тектоно-гравитационные олистостромы. В состав тектоногравитационных олистостром включаются хаотические комплексы, формирующиеся в процессе шарьирования. Здесь выделяются фронтальные и тыловые олистостромы. Фронтальные олистостромы формируются в связи с разрушением фронтальных частей шарьяжных пластин (рис. 12.6) и накоплением олистостромовых толщ у подошвы крутых уступов подводного склона. Тыловые тектоно-гравитационные олистостромы образуются позади фронта тех шарьяжей, плоскости которых

12. Индикаторные (петрохимические и тектонические) критерии диагностики	279

наклонены к тылу шарьяжей взбросового типа. В этом случае козырёк надвиговой пластины оказывается приподнятым, и обломочный материал может осыпаться назад в тыл шарьяжа. Подобные условия шарьирования обычны для обстановок междуговых прогибов, расположенных позади аккреционной призмы (невулканической дуги) субдукционных геодинамических обстановок.

Рис. 12.6. Схема формирования фронтальной тектоно-гравитационной олистостромы в зоне коллизии, по М.Г. Леонову (1978)

В классификации олистостром, когда возможно определение способа образования осадочного микстита, к основному термину добавляется соответствующее прилагательное, раскрывающее генезис: например обвальная олистострома (подводный коллювий или камнепад), оползневая олистострома ( для матрикса характерны подводно-оползневые текстуры), обломочно-потоковая олистострома (дебрит) и т.д. Если олистолиты и олистоплаки содержат признаки тектонического дробления и скольжения, то к основному термину присоединяется определение «тектоно-гравитационная», например «обвальная тектоно-гравита- ционная олистострома».

Намечаются следующие разновидности олистостромовых образований (Гусев, Межеловский, 1992):

Олистостромы внутриплитовых обстановок:

1. Гравитационные олистостромы склонов и подножий океанических островов, гайотов и асейсмических вулканических хребтов.

280В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

2.Гравитационные олистостромы континентальных склонов и подножий пассивных континентальных окраин.

3.Гравитационные и тектоно-гравитационные олистостромы глубоководных котловин озёр в континентальных рифтовых трогах.

Олистостромы на границах плит:

1.Тектоно-гравитационные олистолстромы внешних склонов невулканических островных дуг (аккреционая призма) и глубоководного желоба – фронтальные олистостромы зон субдукции.

2.Тектоно-гравитационные олистостромы внутренних склонов невулканических островных дуг и прилегающих к ним частей преддуговго (междугового) прогиба – тыловые олистостромы зон субдукции.

3.Гравитационные олистостромы фронтальных склонов вулканических островных дуг и прилегающих к ним частей предудговых (междуговых) прогибов.

4.Гравитационные олистостромы тыловых склонов вулканических островных дуг и прилегающих к ним частей глубоководных котловин задуговых (окраинных) морей.

5.Гравитацитонные олистостромы склонов и подножий шельфов задуговых (окраинных) морей.

6.Тектоно-гравитационные олистостромы, связанные с шарьяжами на краях остаточных бассейнов в зонах коллизии (амальгамации) террейнов и коллизии континентов.

7.Тектоно-гравитационные олистостромы троговых долин в зонах трансформных разломов.

8.Тектоно-гравитационные олистостромы рифтовых трогов средин- но-океанических хребтов.

Меланж – микстит, в котором чужеродные глыбы и блоки погружены в матрикс тектонического происхождения. Матрикс представляет собой тектонит, образованный за счёт тектонической переработки одного или нескольких типов пород осадочного, магматического или метаморфического происхождения. Общепринятым является разделение меланжа по составу тектонического матрикса (серпентинитовый, терригенный, гипсово-карбонатный и др.). При этом следует учитывать, что выделенный по этим признакам меланж может образовываться в разных тектонических и геодинамических обстановках. Например, полимиктовый серпентинитовый меланж (рис. 12.7) может формироваться в подошве крупных офиолитовых тектонических покровов, в структурных зонах при коллизии, в палеозонах Беньофа.