ГлавнаяПри рассмотрении явлений гранитизации необходимо иметь в виду и противоположный, но неразрывно связанный с образованием гранитов в определенных условиях процесс — процесс «базификации» гранитной магмы, в результате которого образуются основные и средние породы краевых оторочек гранитных массивов.
Большое значение для уяснения характера процесса формирования того или иного гранитного массива имеют также, как указывал Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, явления эндоморфизма краевых частей массивов и жил: мелкозернистость краевых фаций, зоны закалки, апофизы от массивов во вмещающие породы, постепенность или резкость перехода пород массива к вмещающим породам в текстурном и в металлогеническом отношениях и другие признаки.
Подробный материал по описанию переходов между гранитными массивами разных комплексов и вмещающими породами дан мной в специальной работе. В настоящей статье сгруппированы все подмеченные особенности таких переходов.
Гранитоиды уруштенского (каледонского) комплекса. В указанной работе приведены материалы, характеризующие крупную роль фельдшпатизации (альбитизации) в формировании гранитных тел и в преобразовании вмещающих толщ.
1. В пределах тоналитовых тел протекали процессы альбитизации, причем сохранились реликты, указывающие на первоначальный состав пород этой группы (полисинтетически сдвойникованный плагиоклаз андезитового ряда, хлоритизированный амфибол). При альбитизации происходит развитие свежего, несдвойникованного альбита со всеми переходами к реликтовому андезину, сопровождающееся обильным образованием специфического стронцийсодержащего цоизита.
2. Вмещающие породы представлены двумя толщами разной степени метаморфизованности: а) толща амфиболитовых сланцев, гранатовых амфиболитов, слюдистых и слюдисто-гранатовых сланцев; б) толща зеленых «сланцев», состоящая из собственно кварцево-хлоритовых сланцев и эффузивов сиилит-диабазового и кератофирового ряда.
Первая, более древняя толща залегает в ядре древней антиклинали Передового хребта п в отдельных зонах подвергнута альбитизации с образованием за счет первоначальных пород порфиробластовых гнейсов. В последних главенствующую роль играют крупные, до 2—3 см в поперечнике, большей частью сравнительно округлые порфиробласты свежего, несдвойникованного альбита, содержащие включения амфибола, граната и слюды.
Сильное развитие фельдшпатизации (альбитизации!) наблюдается и в более верхней толще, но здесь она приводит в итоге к образованию мелкозернистых гнейсовидных гранитоидов со всеми переходами от сланцев к этим гранитоидам как по текстуре, так и по вещественному составу. Среди пачек таких альбитовых гранито-гнейсов метасоматического происхождения и альбит-мусковитых с цоизитом сланцев встречаются отдельные пласты — «ксенолиты» недогранитизированных зеленых «сланцев».
Все эти наблюдения, изложенные в работе 1950 г., показывают, что явления фельдшпатизации широко развиты в толще пород антиклинальной структуры Передового хребта, где происходило формирование ультраосновных, основных и гранитных пород каледонского цикла. При этом фельдшпатизация сводилась исключительно к альбитизации.
Вместе с этим необходимо отметить, что Уруштенский комплекс включает и более поздние, чем тоналиты, интрузии натриевых гранитов, натриевых (альбитовых) аляскитов, обильную серию пегматитов (образующих поля пегматитовых жил) со специфической минерализацией, а также обильную жильную серию аплитов.
Аляскиты, пегматиты и аплиты в полевошпатовой части представлены исключительно свежим, часто полисинтетически сдвойникованным (аляскиты) кислым плагиоклазом без указаний, в виде реликтовых минералов, на существенно иной первичный состав породы, впоследствии, возможно, альбитизированной.
Наряду с этим по левобережью р. Малой Лабы были обнаружены массив натриевых гранитов и отдельные их жилы, залегающие непосредственно в толще зеленых сланцев и эффузивов, с образованием скарновых залежей, несущих разнообразную минерализацию. Изучение контактовой зоны (левый берег р. Малой Лабы в 2,5 км выше устья р. Уруштен) показало, что граниты в краевой части становятся мелкозернистыми и резко контактируют с зелеными сланцами с захватом их мелких отторженцев. От гранитного массива в сланцы отходят апофизы мощностью до 1,5 м. Приконтактовый гранит имеет микропегматитовое строение, причем подсчеты под микроскопом дают следующий состав гранофира: Q=45%, Рl=55% (в объемных процентах), что при плагиоклазе, содержащем 10% анортита, позволяет считать, что гранофир имеет состав: Q=45%, Ab=50%, Аn=5%. Признаков, указывающих на альбитизацию породы, имевшей ранее иной состав, в шлифах не наблюдалось.
Подобные факты приводят к выводу, что наряду с широким и сильным развитием фельдшпатизации (альбитизации) среди вмещающих пород и ранних гранитоидных образований, с превращением сланцев метаморфической толщи (зеленые сланцы) и сланцев сильно метаморфизованной нижней свиты (амфиболиты, слюдисто-гранатовые сланцы и т. д.) в конечном счете в гранитоподобные породы (гнейсо-граниты), т. е. наряду с наличием процесса гранитизации, имеют место и магматические гранитоиды, представленные интрузиями тоналитов, натриевых гранитов и аляскитов с пегматит-аплитовой жильной серией.
Можно думать, что процессы фельдшпатизации, проявившиеся в антиклинальной структуре Передового хребта, в зоне формирования магматических интрузий были определенным этапом длительного формирования комплекса в целом, происходившим после интрузии тоналитов, по до или одновременно с внедрением аляскитов, пегматитов и апплитов комплекса.
Среднепалеозойский интрузивный комплекс. В предыдущих работах приведены результаты наших исследований, которые позволили расчленить среднепалеозойские гранитоиды на следующие типы интрузий, отвечающие отдельным фазам формирования комплекса.
1. Сложнопостроенные морфологически единые массивы батолитового типа, сложенные гранодиоритами, гранитами, их порфировидными разностями с крупными вкрапленниками кали-натриевого полевого шпата, с диоритами краевой оторочки.
2. Интрузии двуслюдяных серых гранитов с cepией пегматитов и аплитов и гидротермальными кварцевыми жилами со специфической минерализацией.
3. Интрузии аляскитов, сопровождаемые аплитами и гидротермальными жилами, со значительной ролью карбонатов.
Есть основания предполагать, что малые интрузии краевой части зоны Передового хребта типа интрузий хр. Магишо, горы Ахцархва и горы Ятыргварта более пли менее одновозрастны со среднепалеозойскими интрузиями комплекса Главного хребта, но что в формировании их участвовали лишь граниты, аналогичные интрузивной фазе серых двуслюдяных гранитов зоны Главного хребта.
Формирование интрузивной фазы гранодиоритов, давшей сложнопостроенные, но морфологически единые массивы, представляло длительный процесс, сопровождающийся неоднократными автометаморфическими изменениями пород массивов. Точно так же и контактные взаимоотношения у гранитоидов этой фазы с вмещающими породами сложны, так как их характер зависел и от состава вмещающих пород, и от наложения изменений, связанных с последующими этапами формирования комплекса.
Термин «батолит» применяется с ограничением его обычного понимания. Здесь имеются в виду крупные интрузивные тела с расширением книзу, наблюдаемым в естественных разрезах, и без экстраполяции такого расширения па большие глубины.
В случае наличия нормальных (не тектонических) контактов массивов батолитового типа с вмещающими породами типа амфиболитов (пород с существенным содержанием железо-магнезиальных и кальциевых минералов), что наблюдалось в разрезе массива по р. Малой Лабе, граниты и гранодиориты постепенно переходят к контакту в диориты, с появлением их мелкозернистой краевой фации.
Эти наблюдения говорят о базификации гранодиоритов в контакте с амфиболитами и скорее подкрепляют предположение о магматическом образовании гранодиоритов батолитовых тел с контаминацией их в краевых частях за счет ассимиляции вмещающих пород.
Вместе с тем на примере этих батолитовых тел гранитоидов достаточно убедительно было показано явление последующей фельдшпатизации — микроклинизации, чему была посвящена специальная статья. Специфика К-Na полевого шпата порфировидных гранитов, сходная со спецификой К-Na полевого шпата из гидротермальной жилы, была показана в моей более поздней статье. Этот несомненный факт фельдшпатизации (микроклинизации) вмещающих сланцев — развитие в них порфировых «вкрапленников» кали-натриевого полевого шпата, аналогичных вкрапленникам самих гранитов, является, по Риду, как уже было выше показано, одним из наиболее убедительных фактов, говорящих в пользу метасоматического происхождения «гранитных массивов — путем «гранитизации» осадочных пород без их переплавления.
В противоположность такому выводу в моих работах было показало, что формирование массива представляет длительный и сложный процесс и что фельдшпатизации (микроклинизация) как пород массива, так и ближайшей периферии из вмещающих пород является одним из последних этапов формирования этих массивов, уже после известной их консолидации. Этот факт фельдшпатизации, вероятно, был более или менее одновременен фазе внедрения аляскитовых гранитов.
Таким образом, считая, что в основе формирования гранитоидов первой, гранодиоритовой фазы комплекса Главного хребта являются магматические породы, мы в то же время доказывали, что в формировании этого комплекса имел место этап фельдшпатизации (микроклинизации), связанный с эволюцией магматического очага, давшего разные интрузии комплекса.
В отличие от интрузии первой, гранодиоритовой фазы, сформировавшей сложнопостроенные массивы, интрузии серых двуслюдяных гранитов имеют свою специфику во взаимоотношениях с вмещающими породами, не говоря уже о специфике их вещественного состава. Сами интрузии (Кти Тебердинская) представляют пример очень однородных, без ксенолитов массивов с резкими контактами с вмещающими сланцами и апофизами порфирового сложения, отходящими от гранита в сланцы. Развитие в контактовой зоне таких минералов, как андалузит, силлиманит, биотит, турмалин и др., говорит о высокой активности магмы двуслюдяных гранитов в противоположность интрузиям батолитового типа, в контактной зоне которых главным образом развиты процессы хлоритизации, фельдшпатизации и мусковитизации, что в известной мере связано с наложенным воздействием этапа микроклинизации.
Наряду со сказанным о магматическом происхождении двуслюдяных гранитов необходимо отметить, что в предшествующей работе приведен материал, доказывающий, что с этими же интрузиями связана гранитизация вмещающих сланцев, прослеживаемая в ореоле интрузивных тел. При изучении гранитизированных пород удается наблюдать постепенные переходы почти неизмененных сланцев и амфиболитов к гранито-гнейсам, по составу и специфическим свойствам породообразующих минералов аналогичным гранитам, но с сохранением текстур замещенных пород и их слабо измененных «ксенолитов».
Нами описан также случай воздействия гранитов на крупное тело «габброидов», залегающих в кровле гранитного массива, где отчетливо наблюдается ряд минеральных новообразований, по специфическим свойствам аналогичных минералам из интрузии серых гранитов. В частности, это относится к регенерации свежего, со специфическими константами амфибола и свежего K-Na полевого шпата (анортоклаз), которые развиваются среди «палеотипных» измененных минералов [5, табл. IV, фиг. 3].
Все приведенные ранее факты, а также изложенные в настоящей статье позволяют считать, что массивы двуслюдяных гранитов комплекса Главного хребта образовались магматическим путем, причем их внедрение сопровождал «фронт мигматизации», который обусловил гранитизацию вмещающих сланцев и амфиболитов подвижными компонентами магмы. Гранитизирующие агенты вряд ли сильно отличались по составу от исходной магмы, о чем говорит изучение лейкократовых слоев — инъекций их в сланцах.
Мелкие тела аляскитов прорывают порфировидные граниты и имеют на р. Кочерга активные контакты с крупными отторженцами мраморизованных известняков через переходную узкую зону габбро-диоритов и геденбергитовых скарнов. Фактический материал, приведенный в нашей более pанней работе, позволяет считать, что в данном случае граниты образовались не путем замещения известняков, а имело место внедрение магмы с ассимиляцией известняков, в результате которой в пограничной зоне образуются тонкозернистые габбро-диориты, постепенно сменяющиеся в сторону гранитов разностями более крупнозернистыми и более кислого состава. В этой же контактовой зоне происходит концентрация таких элементов, как железо и марганец, содержащихся и в гранитах и в известняках в крайнe незначительном количестве.
В сланцах, вмещающих Кочергинскую интрузию гранитов, наблюдаются частые жилы аляскитового гранита и пегматитов, генетически связанных с аляскитами. Все это скорее говорит о магматическом способе образования аляскитовых гранитов. Вместе с тем в сланцах, вмещающих аляскитовые граниты, нами констатирован четко выpaжeнный процесс фельдшпатизации (микроклинизации) — образования вкрапленников (порфиробластов) микроклина метасоматическим путем. Образование такого выделения микроклина с захватом отдельных минералов сланца можно объяснить только метасоматическим путем, без переплавления породы. Этот пример говорит также, что хотя массивы аляскитов образовались из магмы, но внедрение этой магмы сопровождалось проникновением подвижных ее компонентов в сланцы, что приводило к фельдшпатизации и в известной мере к гранитизации последних. Наблюдаются примеры, иллюстрирующие метасоматическое развитие K-Na полевого шпата в гранодиоритовых породах, с преобразованием их в порфировидные граниты.
Все до сих пор приведенные примеры относятся к интрузиям уруштенского (нижнепалеозойского) комплекса и к комплексу гранитов Главного хребта (среднепалеозойского), формирование которых, на основе суммы геологических и петрографических данных, подробно разобранных в моей работе, происходило в абиссальных условиях.
Малые интрузии, развитые в кpaeвой части структурной зоны Передового хребта, близ границы ее с зоной продольных депрессий, отделяющих зону Главного хребта, представлены в общем сложной ассоциацией пород. Ho здесь необходимо отметить два случая контактов гранодиорит-гранитовых тел с породами субстрата.
1. Когда наблюдается непосредственный контакт гранитов с амфиболитами и змеевиками уруштенского комплекса, он оказывается обусловленным тектоническими причинами: породы вмещающие и породы интрузии в контакте сильно милонитизированы и в отношении изменения состава не оказывают друг на друга никакого влияния (граниты хр. Axцархва).
2. Нормальные интрузивные контакты сопровождаются ассимиляцией вмещающих пород, с образованием оторочки из габбро-диоритов, монцонитов и кварцевых диоритов, постепенно переходящих в гранодиориты центральных частей массива (интрузии р. Местык — гора Ятыргварта). То же подтверждается значительным развитием ксенолитов вмещающих пород среди пород краевой зоны при отсутствии их в гранодиоритах центральной части. Комплекс малых интрузий отличается рядом специфических особенностей, позволяющих приписывать им гипабиссальное образование. Соответствующие факты и наблюдения приведены в нашей прежней работе.
Специфика гипабиссальной обстановки формирования интрузий в условиях сравнительно пониженного давления и малого объема интрузивных масс способствовала достаточно быстрому удалению подвижных компонентов магмы в породы субстрата. Эти же факторы, специфичные для гипабиссальной обстановки,— сравнительно быстрое охлаждение магмы и отдача летучих — обусловили «сохранение следов неравномерности магматического расплава па известных стадиях гомогенизации магмы, ассимилировавшей породы субстрата». Для этих интрузий не всегда имели место условия, необходимые для реакционного взаимодействия выкристаллизовавшейся фазы с остаточным расплавом до полного выравнивания состава породы. В результате в породах краевых частей наблюдаются такие ассоциации минералов, как пироксен, обрастаемый амфиболом, зонарный плагиоклаз, апортоклаз и кварц.
Наряду с этим известная переработка вмещающих пород путем проникновения подвижных частей магмы происходит и в этом случае; и эта переработка до некоторой степени может быть уподоблена «гранитизации», хотя в конечном итоге и не приводит к образованию пород, в какой-то мере похожих на граниты. Во многих случаях характер контактных изменений зависит от взаимодействия вещества вмещающей среды и внедряющейся магмы. Эту зависимость легче проследить для случаев резкой границы между гранитом и вмещающей породой (когда четко отграничивается изверженная порода от вмещающей ) при наличии интрузивных отношений между ними. Следующие примеры иллюстрируют такое различие.
1. Контакт аляскитового гранита с известняками на р. Кочерга (Ceверо-Западный Кавказ). В контакте образуется зона мощностью до 1,5 м габбро-диорита, диорита как эндоморфное изменение гранита с развитием в экзоконтакте геденбергитового скарна. Результаты химических анализов, приведенные в табл. 5, свидетельствуют, что в гранитах и известняках р. Кочерга такие элементы, как Fe, Mn и Mg, практически отсутствуют, а в эндоморфной оторочке гранита они играют главенствующую роль. Описание этого контакта приведено в нашей прежней работе.
2. Контакт порфирового гранита верхнепалеозойского (?) возраста из Аттургольского массива на Горном Алтае с мощной пачкой песчаников п сланцев свидетельствует об отсутствии эндоморфных изменений гранита на контакте с существенно кварцевыми песчаниками, несмотря на интрузивный характер контакта.
Рассмотрение двух разных примеров резких контактов интрузий гранитоидов с вмещающими породами отличного и близкого состава показывает, что в первом случае контакт гранита с известняками, выраженный резким переходом от массва к известняку, осуществляется через зону контаминации краевой части гранита до габбро-диорита, с постепенным уменьшением зернистости породы к контакту; в другом случае резкий контакт между гранитами и контактно измененными песчаниками не сопровождается образованием контаминированных пород в кpaeвой зоне гранитного массива. Ho в обоих случаях контакт между изверженной породой и вмещающими резкий.
Воздействие гранитов на вмещающие породы сказывается и за пределами непосредственного контакта, оно отражается и на минералогическом и на химическом составе, а также па структурах пород.
Изменение вмещающих пород, близких по составу к гранитам (граниты— кордиерито-скаполитовые роговики Атуургола), связано с проникновением летучих компонентов, выделяющихся из магмы при ее кристаллизации. Судя по содержанию таких компонентов, как FeO, MgO и CaO, в гранитах и кордиеритовых роговиках и учитывая образование в контактной зоне жилоподобных скарнов, естественно думать, что гранитная магма, поглощающая породы субстрата, явилась причиной образования скарновых мраморов, т. е. породы, существенно отличающейся по составу и пт вмещающих пород, и от гранитов. Такое сравнение составов контактирующих пород подтверждает, что из магмы происходил вынос ряда компонентов, причем в ближайшей периферии интрузии концентрировались главным образом соединения железа, магния и кальция. Концентрация Fe и Mn, как показано выше, имеет место и в контакте аляскитов р. Кочерга с известняками, хотя обе эти породы практически не содержат Fe и Mn. В данном случае такую концентрацию, скорее всего, можно объяснить своеобразной отгонкой Fe и Mn из гранитной магмы к контактам при ее кристаллизации, возможно, в результате газового переноса.
Вместе с тем естественнее связывать уже отмеченные явления фельдшпатизации сланцев (микроклинизации) на значительном удалении от аляскитовых гранитов (р. Кочерга, Северо-Западный Кавказ) с формированием тех же аляскитовых гранитов. Изучение контактовой зоны аляскитов р. Кочерга оправдывает вывод, что здесь проявляется различная подвижность компонентов гранитной магмы.
Рассмотрение этих двух примеров, во всяком случае, приводит к выводу, что в данных случаях нет оснований говорить о метасоматическом образовании гранитов. Наоборот, возникает предположение, что гранитная магма, ассимилировавшая породы субстрата, служила источником вещества, образующего как диориты, кристаллизирующиеся из контаминированной магмы, так и постмагматические залежи «скарнов», а также ряд других минеральных новообразований во вмещающих породах, вплоть до порфиробластов микроклина на некотором удалении от интрузии.
Изучение верхнепалеозойского магматизма Северного Кавказа даст чрезвычайно ценный материал для познания петрогенезиса отдельных групп изверженных пород. В настоящей статье не ставится задача дать освещение всех тех проблем, которые возникают из изучения верхнепалеозойского магматизма Северного Кавказа в его различных фациальных проявлениях, и с точки зрения сопоставления с другими магматическими комплексами этой области, что является целью отдельной работы. Остановимся лишь очень кратко на общей характеристике контактных изменений интрузивных пород этого комплекса.Интрузивные проявления гранитоидов верхнего палеозоя в зависимости от приуроченности к той или иной структурной подзоне Передового хребта сейчас вскрыты эрозией на различных уровнях глубинности. Более приподнятые блоки Даховского и Эшкаконского массивов дают примеры относительно постепенных переходов гранодиоритовых интрузивов к вмещающим амфиболитам и сланцам нижнего палеозоя, с контаминацией приконтактовых гранитоидов до кварцевых диоритов и с преобразованием амфиболитов в гнейсовидные диориты с полосчатой унаследованной структурой. Более молодые аляскиты, прорезающие гранитоиды первой фазы, имеют с ними обычно резкие интрузивные контакты.
Особенно интересны соотношения развитых в бассейне р. Кубани выше г. Карачаевска, верхнепалеозойских интрузий, формировавшихся в несколько последовательных интрузивных фаз разного вещественного состава. Верхнепалеозойские интрузии, представленные последовательно внедрявшимися гранодиоритами, пегматоидными гранитами и аляскитами, образуют мелкие штоки и дайки с резко отграниченными контактами от вмещающих пород. Вмещающие породы, представленные сланцами, амфиболитами, серпентинитами и древними (нижнепалеозойскими) кислыми интрузиями, сильно изменены контактным воздействием верхнепалеозойских интрузий. Ho это контактное воздействие, особенно интенсивное в ореоле интрузивных тел, сказывается в ороговиковании вмещающих сланцев и амфиболитов, не вызывая их гранитизации, что в значительной мере обусловлено объемом интрузивных даек и их фациальным положением.