| |
УДК 553.463(470.64)О происхождении пород габбро-пироксенитового комплекса рудного поля месторождения Тырныауз (Северный Кавказ)
Исаев В.С.,доцент, Бабенко Т.А., студентка
Южно-Российский государственный политехнический университет (НПИ) имени М.И. Платова, Россия |
Рассмотрено геологическое строение, петрография и петрохимия габбро - пироксенитового комплекса Тырныаузского рудного поля, подтверждается его самостоятельность и отнесение к особой субформации. Обосновывается его связь с палеозойским островодужным бонинитовым вулканизмом и предлагается ликвационная модель формирования пироксенитов и фильтр - прессинговая модель габброидов.
В пределах Тырныаузского рудного поля, известны многочисленные линзовидные и дайкообразные тела ультрамафитов, приуроченные, как правило, к крупным тектоническим нарушениям и установленные в составе всех трех структурно - формационных зон Большого Кавказа. Геологическая позиция, формационная принадлежность, вещественный состав и петрохимия ультрамафитов Тырныауза рассматривались целым рядом исследователей [12,6,10, и др.]. В процессе изучения ультрамафитов Северного Кавказа Е.А. Снежко [12] пришел к выводу о самостоятельности наиболее значительных тел ультрамафитов оливинит - клинопироксенитового типа Тырныауза и предлагает рассматривать их как особую субформацию. Этот вывод, основанный на обширных петрохимических данных, следует связывать с особой геологической позицией и особенностями происхождения тел ультраосновных пород Тырныауза - ультрамафитов Северного участка (рис.1). Последние тесно ассоциируют с эффузивно - сланцевым комплексом нижнего - среднего девона палеозоны островной дуги [9,13], в составе которого в последние годы установлены вулканиты бонинитовой серии [13]. Геологическое и петрографическое исследование, проведанное в процессе детального геологического картирования рудного поля месторождения Тырныауз, показало, что для них характерна латеральная и вертикальная зональность, они обнаруживают существенно клинопироксеновый состав и в них отмечается значительное развитие полевошпатовых дифференциатов. Кроме этого, на некоторых интервалах разрезов в их составе выделяются многочисленные согласные с внешними контактами дайки основных и кислых пород. Эти особенности геологического строения рассматриваемой мафит - ультрамафитовой ассоциации оставались недостаточно изученными и являются объектом исследования данной статьи.
 |
| Рис.1 – Геологическая карта района участка балок № 4,5,6 |
| 1 - сланцы углисто - глинистые; 2 - песчаники; 3 - туфопесчаники и туфы; 4 - вулканиты нижней и верхней толщ; 5 - филлиты; 6 - сланцы кремнистые; 7 - биотитовые роговики; 8 - серпентиниты, тальково-карбонатные и кварцево-карбонатные породы; 9 - габброиды, пироксениты, ультрамафиты; 10 - плагиограниты; 11 - граниты Эльджуртинские; 12 - тектонические контакты; 13 - элементы залегания: а) слоистости; б) тектонических контактов; 14 - контакты: а) прослеженные; б) предполагаемые; 15 - устье разведочных и эксплуатационных горных выработок. |
Одно из наиболее значительных габбро - пироксенитовых тел Северного участка залегает по контакту филлитов и вулканитов девона, (рис.1), и в связи с этим рассматривается нами как межпластовая интрузия - силл. Оно детально охарактеризовано на различных гипсометрических уровнях и представляет собой протяжённую с южным падением под углом около 500 дайку. В целом ряде пересечений по скважинам, горным выработкам и в естественных обнажениях она обнаруживает отчетливую расслоенность на три составные части. В наиболее обобщенном виде расслоенность выглядит следующим образом: нижняя часть (5-28 м) сложена карбонат - антофиллит - тальк - серпентиновыми породами с редкой вкрапленностью шпинели, примесью магнетита, реликтами оливина и ортопироксена; средняя часть (27-50 м) сложена пироксенитами с переменным содержанием (0-35%) оливина; в верхней части эпизодически отмечается габбро (0-20 м).
Результатами химического анализа пород из нижней части разреза силла и рассчитанным на основании этих данных нормативным составом подтверждается их существенно оливинитовый и гарцбургитовый состав, но в ряде проб отмечается и заметная примесь клинопироксена.
Пироксенитовая часть разреза тела характеризуется менее значительными вторичными преобразованиями минералов и заметной сохранностью первичных магматических структур. В своей основе это крупнозернистые клинопироксениты (диаллагиты), содержащие различное количество оливина (рис. 2). Химический состав пород из этой части разреза рассматриваемого тела ультрамафитов, приведённый в табл. 1, указывает на непостоянство их состава, и отражает отчётливо проявленную неоднородность в его строении.
| Таблица 1 - Состав пород (% по массе) средней пироксенитовой части разреза силла |
| Компоненты | Номера проб |
| 14 | 32 | 16 | 6382А | 171 | 6 | 196-1 |
| SiO[sub]2[/sub] | 45,38 | 54,77 | 51,52 | 51,56 | 51,59 | 52,52 | 53,25 |
| TiO[sub]2[/sub] | 0,30 | 0,32 | 0,28 | 0,24 | 0,27 | 0,10 | 0,50 |
| Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub] | 0,93 | 1,84 | 2,96 | 4,27 | 2,51 | 2,43 | 7,21 |
| Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub] | 6,83 | 1,70 | 3,31 | 3,88 | 2,72 | 3,39 | 0,46 |
| FeO | 4,20 | 6,66 | 4,23 | 3,83 | 3,67 | 3,80 | 6,29 |
| MnO | 0,14 | 0,08 | 0,14 | 0,12 | 0,18 | 0,14 | 0,20 |
| MgO | 29,46 | 23,16 | 23,61 | 18,13 | 21,16 | 21,80 | 17,87 |
| CaO | 11,03 | 11,85 | 13,66 | 16,46 | 17,66 | 15,60 | 13,29 |
| Na[sub]2[/sub]O | 0,43 | 0,46 | 0,22 | 1,48 | 0,04 | 0,18 | 0,46 |
| K[sub]2[/sub]O | 0,17 | 0,11 | 0,05 | 0,03 | 0,06 | 0,02 | 0,26 |
| P[sub]2[/sub]O[sub]5[/sub] | 0,10 | 0,05 | 0,02 | н/о | 0,14 | 0,02 | 0,11 |
| Сумма | 100,00 | 100,00 | 100,00 | 100,00 | 100,00 | 100,00 | 100,00 |
Примечание: анализы выполнены в химической лаборатории ПГ0 "Южгеология", аналитик Л.И. Зорина
Второе, достаточно крупное тело ультрамафитов имеющее вид штока, обнажающееся в балке № 5 (рис. 1), ясно выраженной расслоенности не обнаруживает. Внутренняя структура его может быть определена как линзовидно - полосчатая, обусловленная чередованием линзовидных и неправильных по форме тел амфиболизированных пироксенитов, вебстеритов, тремолит-актинолитовых, актинолитовых и полевошпатовых пород. Особенностью данного тела является также и то, что в его центральной части располагается достаточно крупное тело плагиогранитов (рис. 1).
Полевошпатовые породы, ассоциирующие с ультрамафитами, представлены полевошпатовыми клинопироксенитами, габбро и более кислыми породами. В одних случаях они образуют сравнительно небольшие (5х2 м и реже более) линзовидные, жилообразные и неправильной формы тела (рис. 3), распространённые практически по всему разрезу тела ультрамафитов балки № 5, а в других образуют сравнительно крупные, значительной протяженности (до 150 м) и мощности (до 16 м) тела, приуроченные к верхней части разреза силла.
| Оливиновый клинопироксенит (диаллагит). Ник. парал.d п з 3,6 мм |
| Рис.3 – Морфология тел габброидов в габбро - клинопироксенитовом штоке балки №5 |
| 1 - клинопироксениты и вебстериты;2 - амфиболизированные клинопироксениты;3-габброиды |
Все полевошпатовые породы по размерам слагаемых тел разделены на группы: жилы, тела средних и крупных размеров. Первые из них это сравнительно маломощные образования от 3 до 10 см мощностью. Жилы вмещают амфиболизированные пироксениты, состоящие из агрегата идиоморфных кристаллов клинопироксена (60 %), роговой обманки (7-10 %) и тонковолокнистых актинолитовых образований, заполняющих промежутки между отмеченными минералами. Центральные части жил выполнены тонковолокнистым актинолитовым агрегатом (50 %), включающим часто идиоморфные выделения соссюритизированного плагиоклаза (25 %) и другие минералы (рис. 4).
| Идиоморфные выделения соссюритизированного плагиоклаза в актинолитовом агрегате. Ник. парал. d п з 3,6 мм |
| Полевошпатовые прожилки в амфиболизированном клинопироксените |
Тела полевошпатовых пород средних размеров не превышают 7х3 м. Они, как правило, сопровождаются апофизами, которые проникают в пироксениты на расстояние до 2 м. По мере приближения к центру тел габброидов мощность апофиз возрастает, они сгущаются, и пироксениты в виде темных участков на фоне светлых габброидов начинают выступать в виде шлиров (рис. 5, рис. 6). В составе последних преобладает амфиболизированный клинопироксен (75%), бурая роговая обманка (5 %) и соссюритизированный основной плагиоклаз (10 %). В эндоконтактах этих образований с габброидами появляются редкие выделения кварца. Сами габброиды сложены мелкозернистым агрегатом гипидиоморфного зонального плагиоклаза (60 %), бурой роговой обманки (до 35 %) и кварцем (до 5-7 %) (рис. 7).
| Прожилок габброидного состава в клинопироксените с шлирами клинопироксенитового состава |
| Габбро амфибол -плагиоклазовое. Ник. парал. d п з 3,6 мм |
| Габбро пегматоидное амфибол -плагиоклазовое. Ник. скрещ. d п з 3,6мм |
Наиболее лейкократовые разновидности полевошпатовых пород, слагающие центральные части тел средних размеров, обнаруживают крупнокристаллическую структуру и образованы идиоморфным серицитизированным плагиоклазом (65-70 %), бурой роговой обманкой и кварцем в количествах, не превышающих 10 %. В отдельных случаях в габброидах отмечаются пегматоидные структуры, обусловленные взаимным прорастанием плагиоклаза и роговой обманки (рис. 8).
Химический состав полевошпатовых пород и ассоциирующих с ними пироксенитов приведен в таблице 2. Судя по соотношению породообразующих компонентов, первые приближаются по составу к кварцевым диоритам, а вторые отвечают составу полевошпатовых пироксенитов.
| Таблица 2 - Состав (% по массе) полевошпатовых клинопироксенитов, габбро и диоритов, ассоциирующих с ультрамафитами |
| Компоненты | Номера проб |
| 6382А | 6378 | 6380Е | 176 | 175 | 6/112 | 196-2 |
| SiO[sub]2[/sub] | 49,57 | 52,50 | 54,06 | 49,28 | 50,06 | 56,18 | 61,04 |
| TiO[sub]2[/sub] | 0,23 | 0,32 | 0,52 | 0,36 | 0,29 | 0,41 | 0,55 |
| Al[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub] | 4,10 | 10,00 | 11,85 | 15,54 | 19,25 | 11,43 | 13,99 |
| Fe[sub]2[/sub]O[sub]3[/sub] | 3,73 | 1,52 | 1,95 | 0,14 | 1,02 | 1,68 | 0,54 |
| FeO | 3,68 | 5,53 | 5,60 | 6,05 | 2,59 | 5,54 | 3,17 |
| MnO | 0,12 | 0,15 | 0,26 | 0,14 | 0,07 | 0,18 | 0,10 |
| MgO | 17,43 | 11,80 | 7,80 | 11,93 | 5,17 | 8,14 | 8,30 |
| CaO | 15,82 | 13,16 | 9,45 | 11,99 | 16,06 | 7,74 | 6,16 |
| Na[sub]2[/sub]O | 1,42 | 1,91 | 4,00 | 1,10 | 2,15 | 3,56 | 3,00 |
| K[sub]2[/sub]O | <0,03 | 0,52 | 0,22 | 0,94 | 0,31 | 0,35 | 1,10 |
| P[sub]2[/sub]O[sub]5[/sub] | н/о | 0,05 | 0,07 | 0,08 | 0,06 | 0,07 | 0,10 |
| П. п. п | 3,44 | 2,28 | 2,30 | 3,02 | 3,74 | 5,58 | 2,47 |
| Сумма | 99,54 | 99,54 | 100,17 | 100,49 | 100,77 | 100,81 | 100,52 |
alt="Шлиф 6384-б" border=0>
Примечание: анализы выполнены в химической лаборатории ПГО "Южгеология", аналитик Л.И.Зорина.
Крупные тела габброидов отмечаются в составе силла ультрамафитов. Контакт их с подстилающими пироксенитами производит впечатление постепенного и фиксируется только по сравнительно быстрому увеличению полевошпатовой составляющей в пироксенитах. В то же время, в габброидах вдоль контакта и до 0,5 м от него прослеживаются неправильной формы и изометричные обособления пироксенитов, достигающие 1х0,3 м (рис. 8).
| Рис.8 – Характер контакта оливиновых клинопироксенитов и габброидов в силле |
| 1 - оливиновые клинопироксениты;2 - габброиды |
В контакте с пироксенитами габброиды характеризуются мелкозернистой структурой и состоят на 40-50 % из ксеноморфных выделений соссюритизированного основного плагиоклаза, сцементированного актинолит - роговообманковым агрегатом. На некотором удалении от контакта породы обнаруживают тот же состав, но с примесью амфиболизированного клинопироксена и других минералов.
Обобщения и выводы. Рассмотренные тела ультраосновных пород Северного участка одними исследователями рассматриваются как протрузии [2], а другими как интрузивные образования, внедрившиеся по крутопадающим тектоническим нарушениям в среднем палеозое [6], либо юре [10]. Анализ соотношений дифференцированных ультрамафитов с различными комплексами отложений указывает на их тесную пространственную ассоциацию с вулканогенно - осадочными образованиями среднего девона и, вероятно, на их среднедевонский возраст. Об этом свидетельствует и то, что на значительном протяжении одно из тел ультрамафитов приурочено к согласному [11] контакту вулканитов с подстилающими их филлитами.
Ультрамафиты Северного участка довольно разнообразны и среди них встречаются апоперидотитовые серпентиниты, талькиты, гарцбургиты, вебстериты, пироксениты, габбро и кварцевые диориты. Однако, особое место среди них занимают габбро - пироксенитовые тела, которые характеризуются, как это показано выше, отчётливо выраженной неоднородностью, как по простиранию, так и в поперечных сечениях. Наиболее значительное из них, имеющее вид протяжённой дайки, отчетливо стратифицировано (расслоено), что выразилось в последовательной смене в разрезе от лежачего бока к висячему, апоперидотитовых серпентинитов и талькитов пироксенитами, а последних габброидами. Менее определенно пространственное обособление различных типов пород в теле ультрамафитов балки №5, имеющем в целом линзовидно - полосчатое строение.
Включение полевошпатовых образований, ассоциирующих с ультрамафитами, в состав продуктов дифференциации единой с ультрамафитами магмы - один из наиболее сложных моментов в генезисе ультрамафитовых формаций. В настоящее время сложилось представление о парагенетических соотношениях габбро и ультрамафитов [7], но повсеместно отмечается более позднее внедрение габбро. При этом выделяются два типа контактов габбро с ультрабазитами [7] - резкие и постепенные. Как первые, так и вторые рассматриваются как результат интрудирования базальтоидной магмой ультрамафитов. При этом считается, что постепенные контакты возникают вследствие метаморфических преобразований ультрамафитов с образованием за счет серпентинитов пироксенитов и других промежуточных типов пород. Такие соотношения характерны в основном для случаев интрудирования ультрамафитов оливиновыми габбро.
Соотношения полевошпатовых пород и ультрамафитов на Северном участке характеризуются постепенными контактами. Габбро, габбро - диориты и кварцевые диориты относятся к роговообманково - соссюритовым породам с непостоянным содержанием клинопироксена, представленного как амфиболизированным диопсидом, так и сравнительно "свежим" авгитом. Они постоянно ассоциируют с клинопироксенитами или оливиновыми клинопироксенитами, имеющими, несомненно, магматическое происхождение. Эти данные, а также признаки кристаллизации ультрамафитов из магмы, содержащей полевошпатовые компоненты, и отчетливая дифференциация габброидов до кварцнормативных составов, свидетельствуют об их генетической связи с ультрамафитами. Такая связь установлена в офиолитовых ассоциациях [5 и др.], в которых габбро и ультрамафиты расслоенной серии занимают стратифицированное положение. Считается, что расслоенность в офиолитах возникает вследствие гравитационного фракционирования кристаллических фаз базальтового или более высокомагнезиального расплава, близкого по составу к коматиитам [5].
В габбро - пироксенитовом силле отмечается сходная с кумулятивными комплексами офиолитов расслоенность [8], но она имеет несоизмеримо меньшие масштабы и иные количественные соотношения главных типов пород. Наряду с этим следует учесть, что включение серпентинитов основания силла в единый магматический комплекс с габбро - пироксенитами, по последним данным является ошибочным. Серпентиниты резко контрастируют по степени метаморфизма с породами габбро - пироксенитового комплекса и являются типичными альпинотипными образованиями. Поэтому, рассматриваемая габбро - клинопироксенитовая мафит - ультрамафитовая ассоциация является более поздним и самостоятельным комплексом.
На происхождение магматической расслоенности существуют две основные точки зрения. Согласно одной из них, расслоенность интрузивов является результатом кристаллизационного фракционирования расплава [14 и др.], а согласно другой, расслоенность имеет до кристаллизационное происхождение и возникает вследствие его ликвации [3, 8 и др.]. Последняя гипотеза как будто удовлетворительно объясняет наблюдаемые соотношения и не требует введения дополнительных условий, как это делается последователями гипотезы кристаллизационной дифференциации для объяснения ритмичной расслоенности в интрузивах [15 и др.].
Проблема генезиса расслоенных интрузивов является частью более общей и широкой проблемы генезиса контрастных ассоциаций магматических пород, т.к. именно контрастность является характерной чертой их внутреннего сложения [8 с. 5], стратификация в интрузивах не является главным результатом ликвации, а есть лишь одна из форм её проявления. Важно здесь то, что даже в случае иных, линзовидно - полосчатых, шлировых, такситовых соотношений контрастных магматических образований, совмещенных в геологически единые тела и массивы, остается проблематичным их генезис.
Следует учитывать, что отмеченные соотношения могут являться результатом последующего разрыва сплошности жидких слоев раздифференцированной магмы [3], а также они могут возникать на стадии магматического расслоения [4]. Наряду с этим, как на стадии фракционирования эмульсии расплава, так и на стадии его кристаллизации, могут образовываться постепенные переходные зоны между различными слоями раздифференцированного магматического расплава [4].
Таким образом, наблюдаемые взаимоотношения между габброидами, пироксенитами и перидотитами в ультрамафитах Северного участка наиболее удовлетворительно можно объяснить с позиции ликвации магмы близкой по составу к марианит - бонинитам. На вероятность происхождения рассматриваемой ассоциации пород вследствие ликвации такого расплава указывает неоднородность строения ультрамафитовых тел, включающих сходные по составу продукты дифференциации и являющиеся, скорее всего, производными единого магматического источника. Наряду с этим, повышенное содержание в расплаве флюидных компонентов, о чем свидетельствует повсеместное присутствие в породах роговой обманки, поздняя кристаллизация плагиоклазов, автометасоматическая актинолитизация, тремолитизация и соссюритизация пород, является благоприятным и необходимым условием для реализации процесса ликвации. Признаки ликвации в ультрамафитах - маломощные линзовидные и жилообразные обособления базальтоидного состава в габброидах, а также отчетливая расслоенность в породах дайкового комплекса, ассоциирующего с ультрамафитами.
Ярким примером расслоения бонинитового расплава с образованием пироксенитов и плагиогранитов, является ликвация, установленная в вулканитах данной серии вмещающих рассматриваемый габбро - пироксенитовый комплекс [13]. В настоящее время твёрдо установлено, что вулканиты марианит - бонинитовой серии залегают в основании разрезов энсиматических островных дуг, развивающихся на коре океанического типа. Они характеризуются высоким содержанием флюидных компонентов, повышенным содержанием магния при сравнительно высоком содержании кремнезема, поэтому эти магмы исключительно склонны к ликвации и могут явиться источником габброидов, пироксенитов и других изверженных пород.
При этом, модель образования рассматриваемой габбро - клинопироксенитовой ассоциации может быть следующая: очаговая ликвация бонинитового расплава с образованием контрастных по составу магм - плагиогранитной и высокофлюидной пироксенитовой с повышенным содержанием Al и Ca. В дальнейшем при её кристаллизации происходит отделение глинозёмистого высокофлюидного габброидного расплава по принципу фильтр - прессинга с образованием роговообманковых габброидов и более кислых пород.
Библиографический список - Адамия Ш.А., Шавишвили И.Д. Модель тектонической эволюции земной коры Кавказа и сопредельных территорий (доальпийский этап) // Геотектоника, 1979 №1. С. 77-84.
- Блинов И.Ю., Медведкова А.А. Формационная принадлежность ультраосновных пород Тырныауза (Северный Кавказ) //Изв. АН СССР, сер. геолог., 1982 №12. С.77-86.
- Буссен А.В., Сахаров А.С. Первичная расслоенность и первичнорасслоенные массивы // Проблемы минералогии и петрологии - Л., 1972. С.115-126.
- Делицин Л.М., Мелентьева В.М. Механизм формирования полосчатости горных пород // Бюлл. Московского общества испытателей природы. Отдел. геолог., 1972 Т.54. Вып. 4. C. 102 - 113.
- Колман Р.Г. Офиолиты М.: Мир, 1979. 261 с.
- Курдюков А.А., Исаев В.С., Курдюкова З.И. Альпинотипные и базальтоидные гипербазиты Тырныауза // Тез. докл. 5-й конф. по геологии и полезным ископаемым Северного Кавказа. Ессентуки, 1980. С. 97 - 98.
- Леснов Ф. П., Пинус Г.В., Велинский В.В. Взаимоотношение ультраосновных пород и ассоциирующих с ними габброидов в складчатых областях // Проблемы петрологии гипербазитов складчатых областей. Новосибирск, 1973. С. 44 - 56.
- Маракушев А.А. Проблема генезиса расслоенных интрузивов // Контактовые процессы и оруденения в габбро - перидотитовых интрузиях. М.: Наука, 1978. С. 5 - 29.
- Омельченко В.Л., Белов А.А., Греков И.И. Раннесреднепалеозойский вулканизм Передового хребта и палеотектоническая зональность Большого Кавказа // Геотектоника, 1984. №5. С. 61-72.
- Пэк А. В., Снежко Е.А. О генезисе ультрабазитов Тырныаза // Изв. АН СССР, сер. геолог., 1984 №10. С. 71-79.
- Снежко Е.А., Исаев В.С. О месте формирования палеозойских колчеданоносных формаций Северного Кавказа // ДАН СССР, т. 267, №2. 1982. С. 432 - 434.
- Снежко Е.А. Петрохимические типы ультрабазитов Северного Кавказа и их структурная позиция // Рукопись деп. В ВИНИТИ. - М.: ВИНИТИ, 1985. Деп. Рук. № 7884 - 85. 162 с.
- Снежко Е.А., Исаев В.С. Марианит - бониниты рудоносной формации палеозоя Северного Кавказа // ДАН СССР Т. 302, №6. 1988. С.1448 - 1450.
- Уайджер Л.П., Браун Г. Расслоенные изверженные породы М.: Мир, 1970. 320 с.
- Шарков Е.В. Ликвационно - кинетическая расслоенность в маломощных телах базитов // Изв. АН СССР, сер. геолог.,1983. №2. С.131 - 135.
| |
