Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




18.10.2017





Яндекс.Метрика
         » » Проблема возраста и генезиса гранитоидов Среднечешского плутона

Проблема возраста и генезиса гранитоидов Среднечешского плутона

16.11.2017

Среднечешский плутои занимает площадь 3000 км2 и расположен в середине Чешского массива в зоне развития глубинного разлома, носящего название среднечешского линеамента и разделяющего Чешский массив на два блока существенно различного строения. Северо-западный, Тепельско-Баррандиенский блок сложен верхнепротерозойскими (ассиптскими по Машке и Зоубеку) пелито-граувакковыми породами, подвергшимися слабому метаморфизму. На них лежат неметаморфизованные осадки нижнего палеозоя. Юго-восточный блок, напротив, представлен доассинтскими сильно метаморфизованными породами глубинных фаций метаморфизма (зона молдапубикума).
Слабо метаморфизованные вулканические породы верхнепротерозойского возраста, представленные спилит-кератофировой формацией, присутствуют в центральной части Среднечешского плутона в качестве реликтов и свидетельствуют, что глубинный разлом, разделяющий Чешский массив, существовал уже в протерозое.
Многие исследователи Чешского массива считают, что во время варисского тектогенеза глубинный разлом залечивается гранитоидами Среднечешского плутона, представляющими последовательные фазы внедрения единого дифференцированного магматического расплава. Сами гранитоиды Среднечешского плутона прослеживаются на расстояние около 100 км, и область их распространения достигает 40 км в поперечнике. Наблюдаются, однако, отдельные участки, па которых ширина зоны развития гранитоидов, ограниченной па северо-западе слабо метаморфизованными породами Баррандовой структуры, а па юго-востоке глубоко метаморфизованными породами молданубикума, уменьшается до 2 км (местность Клатовы).
В пределах так называемой островной зоны Среднечешского плутона, сложенной слабо метаморфизованными осадочными и вулканогенными породами верхнепротерозойского возраста — аналогами осадочно-вулканогенных формаций Тепельско-Баррандиенского блока, обнаруживается максимальный гравиметрический градиент. Геофизические данные свидетельствуют, что гранитоиды юго-западной части плутона распространены на глубину до 8 км, а северо-восточной — всего лишь на 1—2 км. Марек и Паливцова проследили несколько продольных и поперечных к зоне распространения гранитоидов разломов, из которых часть была активной до внедрения интрузивов, а часть проявляла активность синхронно с их внедрением.
Возрастные границы плутона устанавливаются на том основании, что осадочные породы девона, находящиеся в контакте с отдельными разновидностями гранитоидов, претерпели контактовый метаморфизм, а конгломераты пермо-карбона трансгрессивно перекрывают гранитоиды, слагающие северо-восточную оконечность плутона, и содержат гальку (ржичанского» типа гранитоидов, считающегося самым молодым. Таким образом, формирование значительной массы гранитоидов плутона происходило после девона и до верхнего карбона. Однако некоторые исследователи приводят соображения в пользу того, что отдельные разновидности гранитоидов, в том числе дурбахиты г. Табор и так называемые бенешовские граниты, сформировались в доварисское время.
Одна из загадок строения Среднечешского плутоyа состоит в характере контактов гранитоидов, слагающих северо-западную и юго-восточную его окраины. В пределах северо-западного блока контакты гранитоидов со слабо метаморфизованными верхнепротерозойскими породами Баррандовой структуры резкие, типично интрузивные, со всеми присущими этому типу контактов особенностями. В юго-восточной части, где гранитоиды Средпечешского плутона контактируют с доассинтскими катазональными метапорфиритами молданубикума, напротив, наблюдается постепенный переход от собственно интрузивных пород через мигматиты к глубоко метаморфизованным гнейсам и кристаллическим сланцам молданубикума.
Чешские геологи различают 22 типа гранитоидов, слагающих плутон. Возрастные и генетические соотношения между этими типами не всегда ясны. Петрографические особенности пород плутона хорошо изучены чешскими геологами и описаны во многих научных публикациях.
Все разнообразие гранитоидных пород Среднечешского плутона может быть сведено к четырем основным группам, или ассоциациям.
Первая группа — монцонит-сиенитовая — объединяет породы, обладающие повышенной щелочностью и более высоким по сравнению с другими гранитоидами содержанием фемических минералов. Это — монцониты, сиениты, монцодиориты, гранодиориты и мелаграниты, некоторые из них по минеральному и химическому составу близки к чарпокит-мангеритовой ассоциации. Общее название всех пород первой группы, принятое в чехословацкой геологической литературе, — «дурбахиты».
В пределах Среднечешского плутона дурбахиты развиты лишь на его юго-восточной окраине (массивы Таборский и Чертовобременский), в зоне контакта с глубоко метаморфизованными породами молданубикума.
Дурбахиты, слагающие массив Чертово Бремя, контактируют не только с мигматитами и гнейсами так называемой пестрой серии молданубикума, но и с реликтами кровли, сложенной верхнепротерозойскими (или даже ордовикскими?) осадочными породами. Это единственный случай в пределах всего Среднечешского массива, когда на основании геологических данных может быть установлена нижняя возрастная граница дурбахитов. Во всем массиве различаются темные дурбахиты, развитые в зоне контакта с молданубикумом, нормальные (северо-западная часть массива) и светлые, слагающие отдельные локальные участки. Состав пород варьирует от кварцевых сиенитов и монцонитов до мелагранодиоритов и гранитов. Состоят дурбахиты из биотита, светлого амфибола, олигоклаза, кварца и порфировидных выделений кали-натриевого полевого шпата. Из акцессорных минералов наиболее распространены титанит, апатит, циркон и монацит. Характерны ориентированное расположение удлиненных минералов и слабо выраженная гнейсовая текстура.
Дурбахиты нормального типа однородны по составу, контакты их с верхнепротерозойскими — нижнепластовыми породами «островной зоны» имеют отчетливо интрузивный характер. Переход от темных дурбахитов к нормальным и светлым осуществляется постепенно. Типичный дурбахит представляет порфировидную породу, состоящую из микроклина, андезина (An35), кварца, существенно магнезиального амфибола типа актинолита и небольшого количества клинопироксена. В редких случаях в основной массе породы присутствует ромбический пироксен (гиперстен). Из акцессорных минералов часты апатит, циркон, титанит и монацит. Во всех дурбахитах наблюдается ориентированное расположение кали-натриевых полевых шпатов. В большинстве случаев отчетливо выражена гнейсовая текстура.
Другой массив дурбахитов в пределах Среднечешского плутона расположен близ г. Табор, также в зоне контакта с глубоко метаморфизованными породами молданубикума. Краевая (приконтактовая) часть массива сложена порфировидными кварцевыми сиенитами с крупными выделениями биотита. Для дурбахитов Таборского массива характерно присутствие ромбического пироксена типа гиперстена. Плагиоклаз отвечает по составу андезину—лабрадору (An46-55), кали-натриевый полевой шпат представлен анортоклаз-микропертитом. Роговая обманка развивается, как правило, по пироксенам. В породах всегда присутствует кварц, количество которого варьирует от 3 до 30%. Из акцессорных минералов распространены апатит, циркон, титанит, рутил, ортит, турмалин, магнетит и ильменит. Важно отметить, что Фрейвальд и Якеш, изучавшие Таборский массив в последние годы, считают, что он представляет собой более древнее (доварисское) магматическое тело, переработанное в процессе тектогенеза, испытав ретроградный метаморфизм. По набору микроэлементов (см. K.В. Таусон и др.) дурбахиты отвечают группе щелочных базальтов.
Дурбахиты, петрологически очень близкие к только что описанным, слагают крупные массивы (Тржебический, Иглавский) уже за пределами Среднечешского плутона. Расположены они на восточной окраине Мол-данубского блока симметрично по отношению к дурбахитовым массивам Среднечешского плутона. Встречаются более меланократовые разновидности дурбахитов, слагающие мелкие тела среди гнейсов молданубикума, обычно в ассоциации со светлыми мигматитами, ортогнейсами, гранито-гнейсами и небулитовыми лейкократовыми гранитами. С темными дурбахитами нередко пространственно ассоциируют специфические ультрамафические породы, богатые магнезиальным биотитом (иногда это анхимономинеральные биотиты). Интересно отметить, что породы, очень близкие по петрографическим признакам к указанным, обнаруживаются в виде ксенолитов в гранулптах молданубикума. Дурбахиты, встречающиеся в виде апофиз в гнейсах молданубикума, заметно огнейсованы. При этом директивные направления в текстуре дурбахитов повторяют ориентированные текстуры гнейсов молданубикума. Характерная особенность этой группы пород состоит в отчетливо выраженной щелочности при резком преобладании K2O над Na2O, а также в относительно высоком содержании MgO (табл. 1). В минеральном составе (табл. 2) эта особенность проявлена обилием кали-натриевого полевого шпата (до 47—51%), порфировидными выделениями ромбического пироксена типа гиперстена, магнезиальной роговой обманкой и обогащенным магнием биотитом, а также плагиоклазом состава An46-55. Роговые обманки дурбахитов отличаются от роговых обманок гранодиоритов и тоналитов, слагающих плутон, не только повышенным содержанием MgO, но и пониженными количествами Al2O3, суммарного железа, K2O и Na2O (табл. 3).

Вторая группа пород, слагающих Среднечешскпй плутон, объединяет габбро, тоналиты и гранодиориты. Наиболее распространенные среди них типы — так называемые сазавский тоналит и блатенский гранодиорит — слагают среднюю, наибольшую по объему часть плутона. Сазавский тоналит по химическому и минеральному составу почти точно отвечает классическим тоналитам из массива Адамелло в Тироле. Это среднезернистые породы, состоящие из идиоморфных кристаллов зонального плагиоклаза, небольшого количества кварца, располагающегося в интерстициях между плагиоклазом, ярко-зеленой или буроватой роговой обманки и густоокрашенного биотита. Плагиоклазы резко зональны. Центральная часть их нередко отвечает по составу Аn80-90, средние зоны — Аn47-50, а краевые — An18-22 Небольшое количество кали-натриевого полевого шпата представлено микроклином. Роговая обманка отличается повышенной железистостью (в сравнении с дурбахитами), более высокими содержаниями глинозема и щелочей. Из акцессорных минералов наиболее часто встречаются апатит, циркон, титанит и ортит.
Блатенский гранодиорит отличается от сазавского тоналита меньшим количеством плагиоклаза и роговой обманки, которая во многих случаях вовсе отсутствует, большим — кали-натриевого полевого шпата и кварца. В плагиоклазе увеличивается в среднем содержание альбитовой составляющей.
Количественные соотношения между породообразующими минералами, из которых состоят гранодиориты и тоналиты центральной части плутона, сильно варьируют, обусловливая большое количество разновидностей, связанных, однако, постепенными переходами. Контакты гранодиоритов центральной части плутона с верхнепротерозойскими осадочными породами «островной зоны» носят ярко выраженный интрузивный характер, а прорываемые ими породы в зонах экзоконтактов превращены в кордиеритовые, андалузитовые и даже силлиманитовые и корундовые роговики. В отдельных местах пелитовые породы на контакте с тоналитами заметно фельдшпатизированы. Контакты же тоналитов с метабазитами спилит-кератофировой формации «островной зоны» местами постепенны. Под влиянием гранитоидов вулканогенные породы превращаются в диоритоподобные, в ряде случаев мало отличающиеся от магматических диоритов. С тоналитами и гранодиоритами пространственно тесно ассоциируют габбро, характерной особенностью которых является присутствие амфибола (см. табл. 1, 2). Важно отметить, что по составу и свойствам эти амфиболы близки к амфиболам топалитов и граподиоритов.

В области контакта плутона с верхнепротерозойскими слабо метаморфизованными породами Тенельско-Баррандиенского блока развита ассоциация гранодиоритов, объединяемая нами в третью группу — гранодиоритов-гранитов. Эта ассоциация отличается пониженным содержанием темноцветных минералов, среди которых резко преобладает биотит. Часты порфировидные текстуры. Некоторые породы из этой ассоциации связаны постепенными переходами с гранодиоритами и тоналитами центральной части плутона. Типичные представители этой группы — пожарский гранодиорит и ржичанский гранит.
Пожарский гранодиорит (иногда его называют трондъемитом) представляет однородную светлую среднезернистую породу, состоящую из значительного количества плагиоклаза и кварца и небольшого количества кали-натриевого полевого шпата (иногда он вовсе отсутствует) и биотита. Плагиоклаз представлен зональным олигоклаз-андезином, кали-натриевый полевой шпат — ортоклаз-микропертитом. Из акцессорных минералов развиты апатит, циркон и сфен.
Ржичанский гранит светлый, обычно порфировидный. Состоит из анортоклаз-микропертита, олигоклаза, иногда образующего каймы вокруг кали-натриевого полевого шпата, кварца и биотита. Из акцессорных минералов наиболее часты апатит, циркон и сфен. Иногда в породе присутствуют мусковит и турмалин. Ржичанский гранит считается самой молодой интрузивной фазой Среднечешского плутона. Именно ржичанские граниты отчетливо прорывают отложения верхнего протерозоя— нижнего палеозоя, а галька их обнаруживается в конгломератах пермо-карбона.
Наконец, в последнюю, четвертую группу объединены гибридные гранитоиды, значительно контаминированные веществом вмещающих пород. Это биотитовые или биотит-мусковитовые, обычно мелкозернистые гранитоиды, иногда содержащие кордиерит.
Таким образом, с юго-востока на северо-запад (от границы с молданубикумом к Тепельско-Баррандиенскому блоку) намечается определенная зональность в распределении главпых типов гранитоидов Среднечешского плутона — от более основных с повышенной щелочностью к более кислым известково-щелочным, от существенно пироксеновых и амфиболовых к биотитовым. Если в юго-восточной части преобладают меланократовые и щелочные гранитоиды из группы дурбахитов, а в центральной — средние типы (тоналиты и гранодиориты), то в северо-западной и северо-восточной частях наблюдается общее покисление пород и широкое развитие лейкократовых разновидностей.
В Лаборатории абсолютного возраста ИГЕМ АН СССР, а также в близких по профилю лабораториях Чехии было проведено радиологическое датирование главных типов гранитоидов Среднечешского плутона (табл. 4). Измерения производились по мономинеральным фракциям, выделенным из породы. В ряде случаев удалось получить радиологические даты по нескольким сосуществующим минеральным фазам из одной и той же породы. Определения, произведенные по сосуществующим биотиту и амфиболу, биотиту и мусковиту, дали хорошо согласующиеся значения («трондъемит» Пожары, биотит-амфиболовый топалит Мрач, двуслюдяной гранит карьера Семице). Значение возраста, полученное по кали-натриевому полевому шпату из тоналитов Мрач (320 млн. лет), оказалось несколько заниженным по сравнению с цифрами, полученными по биотиту и амфиболу из той же породы (338—336 млн. лет). Это обстоятельство указывает на целесообразность использования для радиологического датирования только слюд и амфиболов.
Помимо K-Ar определений по трем пробам мусковитов были проведены определения возраста Rb-Sr методом. Так, по мусковиту из лейко-кратового гранита карьера Семице близ г. Писек K-Ar методом было получено значение 336±11 млн. лет. По этому же мусковиту и сосуществующему с ним биотиту K-Ar методом соответственно получено 336±11 и 338±11 млн. лет. По мусковиту из пегматита в том же карьере Rb-Sr методом получено 333±6 млн. лет, a K-Ar методом по тому же мусковиту — 332±10 млн. лет. Хорошая сходимость возрастных значений, полученных одним методом по нескольким сосуществующим минералам и двумя методами по одному и тому же минералу, свидетельствует о надежности приводимых радиологических дат.
Результаты радиологического датирования определенно указывают па то, что формирование большей части гранитоидов Среднечешского плутона происходило в узком временном интервале, отвечающем раннему карбону (336—360 млн. лет). Методами радиологического датирования однако, не удается дифференцировать во времени образование последовательных фаз плутона (если такой процесс в действительности происходил). Даже в том случае, когда временные взаимоотношения между двумя типами гранитоидов ясны (наличие ксенолитов тоналитов в трондъемитах), радиологические даты, полученные по этим двум типам грапитоидов, практически тождественны (тоналиты сазавского типа 336±20, 338±11, 348±22; трондъемиты пожарского типа 338±11).
Rb-Sr методом по мусковиту из гранит-аплитов, отобранных в карьере близ г. Табор, была получена цифра 425±9 млн. лет, резко отличающаяся от карбоновых значений возраста, характеризующих главную массу гранитоидов Среднечешского плутона. Дайка гранит-аплита, по которой получен этот возраст, прорывает дурбахиты краевой части плутона, очевидно, еще более древние. Петрографические и минералогические особенности дурбахитов, приведенные выше, резко отличают их от остальных групп гранитоидов, слагающих плутон, а даты 425 млн. лет свидетельствуют, что образование дурбахитов, вероятно, произошло задолго до внедрения основной массы варисских гранитоидов.
Паливцова на основании петрографического и структурного исследований дурбахитов указывала па близость этих пород к щелочно-базальтоидным вулканическим комплексам. Об этом свидетельствуют и данные по изучению геохимии микроэлементов в дурбахитах. Несомненно вероятным следует считать предположение, сводящееся к тому, что дурбахиты представляют собой древние (допалеозойские?) вулканические или субвулканические породы кали-базальтового ряда, многократно измененные впоследствии процессами метаморфизма. Группа дурбахитов в соответствии с этим предположением отражает один из этапов эволюции древнего, допалеозойского субстрата, близкого по своей природе к молданубикуму.
Формирование пород, слагающих Среднечешский плутон, по-видимому, началось задолго до нижнего карбона и представляло сложный полихронный процесс последовательной смены магматических формаций разного состава. Внедрение гранитоидного расплава в раннем карбоне обусловило глубокий метаморфизм вмещающих их пород, принадлежащих к более ранним магматическим формациям, и привело к аргоновому «омоложению» более древних магматитов, т. е. к выравниванию радиологических дат. В настоящее время необходимо считаться с двумя равновероятными гипотезами о происхождении всей ассоциации пород Среднечешского плутона.
Один из возможных вариантов варисской истории плутона сводится к следующему.
К нижнему карбону кристаллический субстрат Среднечешского массива, состоящий из глубоко метаморфизованных пород молданубикума, испытал поднятие и региональный регрессивный метаморфизм (диафторез) в условиях амфиболитовой фации.
Дифференциальное плавление кристаллического субстрата привело к появлению анатектического расплава гранитоидного состава (мобилизата). Дальнейшая эволюция анатектического расплава происходила на фоне устойчивого воздымания юго-восточной части Среднечешского массива, благодаря чему эволюционирующий расплав вместе с субстратом перемещался из зон, где господствуют условия высоких ступеней амфиболитовой фации метаморфизма, в зоны низкой ступени амфиболитовой фации. Северо-западный блок Среднечешского массива, отделенный от интенсивно воздымающегося юго-восточного блока среднечешским линеаментом, сохранял более устойчивое положение. Гранитоидный мобилизат в северо-западном блоке Средпечешского плутона внедрялся в верхние структурные этажи по системе разломов, оперяющих среднечешский линеамент, частично «залечивая» эти разломы. В пределах северо-западного (Teпельско-Баррандненского) блока внедрившийся гранитоидный расплав пришел в контакт со слабо метаморфизованными верхнепротерозойскими и нижнепалеозойскими породами.
В юго-восточном блоке в настоящее время выделена на поверхности область анатектического гранитообразования. Именно здесь мы обнаруживаем переход от гранитоидов типа дурбахитов через мигматиты к глубоко метаморфизованным породам молданубикума, представлявшим в варисское время метаморфический субстрат, в котором происходило дифференциальное плавление. Если в северо-западном блоке мы имеем варисские гранитоиды, образовавшиеся из перемещенного в верхний структурный этаж палингенно-магматического расплава, то в юго-восточном блоке в настоящее время выведены на поверхность граниты in situ, находящиеся в изофациальных отношениях с вмещающими их породами молданубикума.
Второй, столь же вероятный вариант сводится к идее перекристаллизации древнего субстрата и его реоморфизма, которые обусловили наблюдаемые взаимоотношения пород плутона в зоне варисской активизации. Структурные особенности этих пород, интерпретированные нами как признаки их магматического происхождения, возможно, унаследованы от перекристаллизованного субстрата и отражают его первично-магматическую природу. Небольшой разброс возрастных значений, полученных K-Ar методом, может свидетельствовать в пользу этого предположения.
Дальнейшие комплексные геолого-геохронологические и петролого-геохимические исследования могут внести много нового в понимание закономерностей развития магматизма в пределах срединных массивов, классический пример которых представляет собой Среднечешский плутон.