Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Аналитические методики 8
Глава 2. Тектоника и геологическое строение Лок-Гарабагской зоны Малого Кавказа 11
Глава 3. Плагиогранитовый комплекс 28
Глава 4. Габбро-тоналитовый комплекс 45
Глава 5. Габбро-гранитовый комплекс 69
Глава 6. Основные закономерности развития мезозойского интрузивного магматизма Лок Гарабагской зоны Малого Кавказа (сравнительный анализ характеристик интрузивных комплексов) 100
Заключение 138
Список литературы 140
Приложение 150
- Тектоника и геологическое строение Лок-Гарабагской зоны Малого Кавказа
- Габбро-тоналитовый комплекс
- Габбро-гранитовый комплекс
- Основные закономерности развития мезозойского интрузивного магматизма Лок Гарабагской зоны Малого Кавказа (сравнительный анализ характеристик интрузивных комплексов)
Тектоника и геологическое строение Лок-Гарабагской зоны Малого Кавказа
Горно-складчатое сооружение Кавказа составляет центральную часть Альпийско Гималайского (Средиземноморского) пояса, сформированную, согласно современным тектоническим представлениям [Adamia et al., 2011; Хаин, 1989; Sharkov, Lebedev et al., 2015; Forte et al., 2010; Cowgill et al., 2016; Rolland et al., 2012, 2017] в результате мезозойско-кайнозойской конвергенции Лавразии и Гондваны. Однако во многих случаях этот достаточно простой сценарий существенно осложняется вовлечением в субдукционно-коллизионные процессы фрагментов Гондваны, игравших роль самостоятельных микроплит, а также развитием локальных зон растяжения, приводивших к формированию задуговых бассейнов. Поэтому Кавказ, как и весь Альпийско-Гималайский пояс, представляет собой сложнопостроенный коллаж разновозрастных аккретированных террейнов, формировавшихся как в различных геодинамических обстановках (островные дуги, задуговые бассейны), так и на разных стадиях субдукционно-аккреционно-коллизионных процессов, а также более древних (протерозойских и палеозойских) сохранившихся фрагментов Гондваны [Adamia et al., 2011; Barrier, Vrielynck, 2008; Ricou et al., 1986; Knipper and Khain, 1980; Saintot, Angelier, 2002; Saintot et al., 2006; Stampfli et al., 2001; Stephenson and Schellart, 2010; Zonenshain and Le Pichon, 1986; Rolland, 2017].
Современная структура Малого-Кавказа (рис. 2.1) сформировалась на альпийском этапе тектогенеза и обусловлена закрытием Неотетиса [Barrier and Vrielynck, 2008; Dercourt et al., 1986; Stephenson and Schellart, 2010; Zonenshain and Le Pichon, 1986; Adamia et al., 1981; Dercourt et al., 1986; Ricou 1994; Stampfli et al., 2001; Robertson, 2014; Golonka, 2004], разделявшего Гондвану и Лавразию, и охватывает территорию от южного края современного Евразийского континента до северного края современной Аравийской плиты [Adamia et al., 1981; Lordkipanidze et al., 1989; Meijers et al., 2010; Okay and Nikishin, 2015].
В пределах Черноморско-Каспийского сегмента Альпийско-Гималайского пояса от северной континентальной окраины Гондваны во время раскрытия Неотетиса (пермь – ранний триас) откололись микроблоки, представленные в настоящее время Центрально-Иранской и Таврид-Анатолид микроконтинентами (рис. 2.1), амальгамированными с Лавразией по разным оценкам в мезозое – кайнозое. Континент Лавразия представлен комплексами, соответствующими современной Евразии (рис. 2.1). Район исследований, рассматриваемых в настоящей работе комплексов, расположен в пределах Лок-Гарабагской (Сомхето-Карабахской) островодужной системы, локализованной вдоль южного края Евразии. Поэтому представляется достаточным в этом разделе ограничиться схематическим обзором только тех геодинамических процессов, которые привели к формированию этой системы, т. е. процессов, обусловленных образованием и закрытием Северного Неотетиса. Субдукция океанической коры Неотетиса началась в ранней юре и полностью завершилась коллизией континентального Таврид-Анатолидского блока – фрагмента Гондваны [Knipper and Khain, 1980; Lefebvre et al., 2013] и Евразийской плиты в интервале поздний мел – ранний палеоцен на востоке [Hssig et al., 2015; Rolland et al., 2012, 2017; Sosson et al., 2010, 2016] и в интервале палеоцен – эоцен на западе [Okay and Nikishin, 2015]. Таким образом, длительность субдукции составила 100–120 млн лет (рис. 2.2), что согласуется с палеомагнитными и палеогеографическими реконструкциями [Barrier and Vrielynck, 2008]. Такая реконструкция предполагает, что в конце ранней юры (тоарский ярус) Гондвана и Лавразия были разделены океаном шириной 2000–3000 км. Длительная продолжительность субдукции также подтверждается и результатами сейсмо-томографических исследований. На томографических снимках наблюдается холодная литосфера в верхней части нижней мантии (на глубинах 500–660 км), которая интерпретируется как часть океанической плиты (слэба) Неотетиса [Lei and Zhao, 2007; Zor, 2008].
В интервале времени ранняя юра – поздний мел в процессе конвергенции Таврид-Анатолийского блока и южного края Евразии (иногда обозначаемая как Южно-Кавказская микроплита) образовались две параллельных зоны субдукции. В результате были сформированы энсиматическая островная дуга (южная зона) и активная континентальная окраина (Лок-Гарабагская островодужная система). Синхронно с процессами субдукции в тыловых частях проявился задуговой рифтинг, в результате чего Лок-Гарабагская континентальная окраина трансформируется в островную дугу. В интервале времени сеноман – сантон за счет продолжающейся субдукции отмечается обдукция офиолитов. Возраст завершающей коллизии с Евразией оценивается интервалом времени поздний мел – средний эоцен (74–40 млн лет) [Rolland et al., 2010, 2012, 2017; Sosson et al., 2010, 2016]. Однако вопрос о времени коллизии Аравийского и Евразийского континентов до сих пор является дискуссионным и некоторыми исследователями оценивается интервалом верхний мел [Hall, 1976; Berberian and King, 1981; Alavi, 1994] и поздний эоцен – олигоцен 40–25 млн лет [Jolivet and Facenna, 2000; Agard et al., 2005; Allen and Armstrong, 2008] и даже миоцен [engr et al., 1985; Dewey et al., 1986; Okay et al., 2010].
Геологические комплексы, сформировавшиеся в результате раннеюрской – кайнозойской конвергенции блока Таврид-Анатолид Гондваны и Евразии, на территории Азербайджанской части Малого Кавказа соответствуют Артвин Гарабагской и Аразской тектонической мегазонам (часть Иранской микроплиты) (рис. 2.3.).
В связи с тем, что интрузии, являющиеся объектом исследования настоящей работы, локализованы в пределах Артвин-Гарабагской мегазоны, ее геологическое строение рассматривается более подробно. Артвин-Гарабагская мегазона – субширотно ориентированная структура, в настоящее время является южным краем Южно-Кавказской (Закавказской) микроплиты. На юге эта мегазона ограничена Амасия-Гейча-Акеринской сутурной зоной (или Гирратагской зоной разломов) – продолжением Измир-Анкара Эриджанской зоны (рис. 2.1). В пределах этой зоны локализован обдуцированный среднеюрский-позднемеловой Севан-Акеринский офиолитовый комплекс, сформировавшийся в результате интраокеанической субдукции (энсиматического типа) океанической плиты Неотетиса [Rolland et al., 2010, 2012, 2017; Sosson et al., 2010]. Таким образом, Амасия-Гейча-Акеринская сутурная зона является зоной коллизионного сочленения Евразии и Анатолид-Тавдридского блока, протягивающейся на западе через Северную Анатолию к зоне Вардара на Балканах. На севере и северо-востоке мегазона ограничена Предмалокавказским разломом (рис. 2.3). В юго-восточном направлении входящие в состав Артвин Гарабагской мегазоны комплексы перекрыты олигоцен-четвертичными отложениями Нижне-Аразского наложенного прогиба (рис. 2.3), а в западном направлении прослеживаются на территории Турции в области Восточно Понтийских гор.
Габбро-тоналитовый комплекс
В состав габбро-тоналитового комплекса включаются массивы Гедабек (площадью 40 км2), Габахтепе (32 км2), Дашбулаг (5 км2), Баян (4 км2), Барум (20 км2) и Ново-Гореловский (7 км2) (рис. 2.6). При этом следует отметить, что, согласно имеющимся геофизическим данным [Никольский и др., 1975], ряд мелких пространственно разобщенных выходов пород комплекса, картируемых как самостоятельные массивы, следует рассматривать в составе единого массива. Таковы массивы Габахтепе и Дашбулаг.
Интрузии рассматриваемого комплекса обычно имеют удлиненную штокообразную форму и вытянуты в субширотном направлении согласно осям складок вмещающих пород. Фотографии массивов габбро-тоналитового интрузивного комплекса приведены на (рис 4.1, а–в). Вмещающими породами являются среднеюрские эффузивно-пирокластические образования, а также верхнеюрские терригенно-осадочные породы, которые на контактах с интрузиями часто скарнированы или ороговикованы [Керимов, 1963]. По геологическим данным и результатам K-Ar датирования возраст массивов определяется интервалом верхняя юра – нижний мел [Абдуллаев, Исмет и др., 1979]. Часть интрузий габбро-тоналитового комплекса (Барум, Новогореловка, Баян, Дашбулаг) представлена монофазными плутонами, сложенными диоритами, кварцевыми диоритами, тоналитами и гранодиоритами.
Породы ранних фаз в двуфазных интрузиях (Гебабек) представлены габбро и габбродиоритами, а поздних – диоритами, кварцевыми диоритами и гранодиоритами. В массиве Гедабек габброиды первой фазы образуют тело в центральной части массива площадью около 10 км2, а диориты второй фазы локализованы на периферии массива. На контактах фаз отмечаются зоны ороговикования и скарнообразования. Следует отметить, что породы второй фазы явно рвут породы первой, имея активные контакты, содержат многочисленные ксенолиты габброидов, особенно в контактовой полосе. Так, довольно часто вблизи от контакта габброидов с гранитоидами внутри последних встречаются различной формы большие глыбы незамещенных габброидов (ксенолиты), объем которых нередко достигает нескольких кубических метров [Керимов, 1963] Петрографическая характеристика пород габбро-тоналитового комплекса. Первая фаза. Габбро, габбронориты (рис. 4.2, е) и габбродиориты первой фазы – это среднезернистые, темно-серые, почти черные породы с массивной текстурой и гипидиоморфной структурой, состоящие из плагиоклаза, пироксенов и в небольших количествах биотита и роговой обманки (рис. 4.2, в). Эти породы наиболее полно представлены в I фазе массива Гедабек [Мустафаев, 1977; Керимов, 1963].
Плагиоклаз в габбро (содержание в породе 50–85 %) по составу варьирует от лабрадора до битовнита, крайне редко – до андезина. По составу и морфологии кристаллов можно выделить ранний, более основной плагиоклаз (лабрадор-битовнит), слагающий центральную часть крупных зональных кристаллов, и более поздний, представленный в основном лабрадором и встречающийся как в виде мелких кристаллов, так и образующий периферические зоны зональных кристаллов. Для плагиоклаза характерны карлсбадские двойники. Кристаллы плагиоклаза образуют таблитчатые зерна размером 5–10 мм; в зональных кристаллах ядро образовано лабрадор-битовнитом (An65-85), а периферия – андезин-лабрадором (An45-55). Зональность прямая прерывистая и с широкими зонами, содержащими в ряде случаев твердофазные включения пироксена, амфибола или магнетита, захваченные при нарастании более кислого плагиоклаза на ядро [Мустафаев, 1977; Керимов, 1963]. Вариации состава плагиоклаза от андезина до лабродор-битовнита. Пироксены (содержание в породе 15–30 %) – ромбический и моноклинный, обладают различной степенью идиоморфизма. Ромбический пироксен (1–5 %) –гиперстен и энстатит, образуют относительно идиоморфные зерна размером 0.3–0.5 мм. Форма кристаллов призматическая, вытянутая или короткопризматическая; отмечается отдельность по пинакоиду; бесцветен или слегка окрашен. Замещается вторичными минералами – серпентином, тальком, хлоритом, карбонатом [Мустафаев, 1977; Керимов 1963]. Моноклинный пироксен по химическому составу относится к авгит-диопсидовому ряду, содержание в породе до 20 %. Образует идиоморфные зерна размером от 0.5 до 2 мм, часто это призмы с четырехугольными поперечными сечениями; бесцветны, иногда имеют слабозеленоватые оттенки; практически не плеохроирует. Зерна в различной степени подвержены вторичным изменениям: по трещинам и в периферических частях зерен отмечается развитие биотита и хлорита, часто развивается эпидот. Амфибол (содержание в породе 1–5 %) представлен обыкновенной роговой обманкой, образующей длиннопризматические кристаллы (0.5–1.5 мм) коричневого (иногда с зеленым оттенком) цвета с положительным удлинением. Акцессорные минералы габброидов представлены магнетитом, ильменитом, апатитом [Мустафаев, 1977; Керимов, 1963]. В габбродиоритах повышается количество среднего плагиоклаза 60–75 %, который часто всего образует таблитчатые зерна с прямой зональностью. Количество пироксена заметно падает 5–15 %, а амфибола возрастает до 15 %. Габбро и габбронориты образуют фациальные переходы с повышение в последних количества ортопироксена до 15–20 % [Керимов, 1963].
Вторая фаза. Диориты и кварцевые диориты (рис. 4.2, ж) второй фазы – мелко-среднезернистые породы лейкократового облика с гипидиоморфной или порфировидной структурой, сложенные главным образом плагиоклазом, роговой обманкой, биотитом и кварцем; иногда присутствуют пироксен и калиевый полевой шпат. Плагиоклаз (50–65 %) – андезин, часто с зональным строением, ядро соответствует лабрадору (An50-60), промежуточная часть андезину (An40-45), а периферия – олигоклазу (An25-30). Основная масса породы сложена андезином и кварцем (рис. 4.2, б). Кварц (10–15 %) образует ксеноморфные зерна, заполняющие свободное пространство между зернами плагиоклаза. Амфибол (5– 20 %) – обыкновенная роговая обманка, присутствует в виде длиннопризматических кристаллов, также встречаются гастингсит, паргасит и тремолит [Керимов, 1963; Мустафаев, 1977]. Биотит (5–20 %) образует таблитчатые кристаллы размером 1–3 мм характерной спайностью, обладает плеохроизмом от светло- до темно-зеленого цвета; вторичный биотит бурой окраски. В породах в небольшом количестве (1– 5 %) в виде ксеноморфных зерен присутствует калиевый полевой шпат. Иногда наблюдаются включения рудных минералов в амфиболах (рис. 4.2, г). Акцессорные минералы – магнетит, ильменит, апатит, циркон, титанит.
Тоналиты – серые, светло-серые, зеленовато-серые средне-крупнозернистые массивные породы. Сложены обычно зональным плагиоклазом (40–60 %) состава An30-55, кварцем (20–30 %), роговой обманкой и биотитом (15–25 %). Калиевый полевой шпат встречается крайне редко и его содержание не превышает 5 %. Тоналиты связаны с кварцевыми диоритами и диоритами постепенными переходами, образуя непрерывный фациальный ряд. Следует отметить, что только два небольших массива сложены тоналитами, поэтому распространенность тоналитов в целом незначительна.
Гранодиориты (рис. 4.2, д) серые, розовато-серые средне-крупнозернистые массивные породы с гипидиоморфнозернистой структурой. В составе пород преобладает олигоклаз-андезин (An20-55), слагающий 30–40 % объема породы. В его зональных зернах внутренние зоны отвечают андезину (An40-55), а внешние – олигоклазу и альбит-олигоклазу. В меньших количествах присутствуют кварц (15 25 %), калиево-натриевый полевой шпат (10–20 %) и темноцветные минералы – роговая обманка и биотит (5–15 %), единичные зерна пироксена (диопсид) (табл. 4.1). Темноцветные минералы часто замещаются хлоритом, эпидотом. Гранодиориты характеризуются отчетливым идиоморфизмом зерен плагиоклаза и ксеноморфным кварцем (рис. 4.2, а). Следует также отметить, что рассматриваемые породы обычно подвержены вторичным изменениям – пропилитизации и березитизации.
Геохимическая характеристика пород габбро-тоналитового комплекса.
Согласно классификационной диаграмме SiO2 – (Na2O + K2O), породы габбро тоналитового комплекса относятся преимущественно к нормальному петрохимическому ряду и только отдельные образцы соответствуют породам умеренно-щелочного (субщелочного) ряда. Содержание SiO2 варьирует в широком интервале 46–78 %, однако большая часть пород соответствует интервалу 52–68 % SiO2 (рис. 4.3, а).
Габбро-гранитовый комплекс
Габбро-гранитовый комплекс представлен Дашкесанским и Учтала Гызылгаинский массивами [Геология Азербайджана, т. III, 2005]. В данной работе рассматривается только Дашкесанский массив (рис. 2.6) площадью 38 км2, который локализован в пределах одноименного Дашкесанского синклинория, имеющего юго-восточное простирание. Это трогообразная структура с пологими углами падения крыльев, не превышающими 10–20. Дашкесанский синклинорий сложен верхнеюрскими отложениями, разрез которых начинается глинами келловея, наращивается известняками оксфорда и венчается туфогенными образованиями кимериджа. Синклинорий в субширотном направлении пересекает глубинный разлом. Существует предположение, что Гедабекский массив, приуроченый к северному крылу Дашкесанского синклинория, и Дашкесанский массив являются частями единого крупного батолита протяженностью более 100 км [Кашкай, 1965]. Интрузивные породы Дашкесана (рис. 5.1) прорывают вмещающие нижнемеловые породы, представленные вулконогенно-осадочными (туффиты, туфопесчанники) и вулканогенными (андезиты, андезибазальты) породами, и оказывают на них контактовое метаморфическое воздействие, образуя обширные поля скарнов на контактах с оксфордскими известняками [Марфунин, 1955; Кашкай, 1965].
Массив Дашкесан многофазный: I фаза представлена габброидами, составляющими около 20 % объема массива; II фаза – гранитами и гранодиоритами и составляет около 70 % массива; III фаза – жильными гранитами и аплитами и занимает около 10 % объема массива. Дайки, пересекающие массив, обычно выделяют в составе дайкового комплекса. Дайки представлены в основном лампрофирами и долеритами, при этом дайки ступенчато сброшены за счет тектонического воздействия и гидротермально изменены. Важно отметить, что М.А. Кашкай [Кашкай, 1956–1965] относит дайки к четвертой фазе, а Р.Н. Абдуллаев [Абдуллаев, 1963] – к отдельному магматическому событию, синхронному с излиянием кимериджских лав, а Ф.К. Ширулин [Шипулин, 1968] – к самостоятельным интрузивным телам. Породы каждой последующей фазы прорывают предыдущие и содержат их ксенолиты. Породы всех трех фаз образуют гомодромный ряд и относятся к габбро-гранитной формации [Кашкай, 1965; Шипулин, 1968].
Петрографическая характеристика пород габбро-гранитового комплекса. Отличительной минералогической чертой пород Дашкесана является присутствие признаков смешивания как минимум двух расплавов (mixing/mingling), которые М.А. Кашкай (1965) и Шупилин (1968) называли процессом гибридизма. Следует отметить, что ранее детальное геолого петрографическое исследование массива Дашкесан было проведено М.А. Кашкаем, Ф.К. Шипулиным, Р.Н. Абдуллаевым и Г.В. Мустафаевым. В частности, ими были проанализированы особенности распределения петрографических разновидностей пород, степень изменения пород массива, составы ксенолитов, которые свидетельствуют о захвате гранитной магмой разнообразных обломков более древних пород на разных гипсометрических уровнях, а также сформулированы признаки, указывающие на роль гибридизации в становлении массива.
Габброиды первой фазы. Среди габброидов первой фазы (рис. 5.2; рис. 5.3, а–г) выделяются рогообманковые габбро, габбронориты, нориты, кварцевые габбро и монцогаббро, габбродиориты [Кашкай, 1965]. В краевых фациях часто габбро фациально сменяются габбродиоритами и диоритами. Тела габброидов распределены неравномерно и встречаются в самых различных частях Дашкесанского массива. Габброиды и габбродиориты связаны между собой постепенными переходами, составляя единый фациальный ряд от габбро до габбродиоритов. Габброидные породы первой интрузивной фазы обычно сильно выветрены и дезинтегрированы. На контакте гранитоидов и габброидов обычно наблюдается небольшая зона скарнирования. Структура габброидных пород габбровая, гипидиоморфнозернистая, офитовая, текстура от такситовой, неоднородной до массивной. Плагиоклаз представлен лабрадором An50 до An85 (в габбродиоритах андезин-лабрадорового состава An40-65), содержание в породах различных фациальных разновидностей меняется от 50 до 75 %. Полисинтетические двойники сформированы по различным законам, величина зерен от микроскопических до 4 мм, плагиоклаз частично соссюритизирован. Наблюдаются зональные кристаллы, ядро которых часто замещено вторичными продуктами. Ядра представлены битовнитом или лабрадором, оболочки – андезином-олигоклазом. Наблюдается также и обратная зональность – от кислого в центре до основного на периферии плагиоклаза. Также в интерстициях между темноцветными минералами и плагиоклазом присутствует калиевый полевой шпат (рис. 5.3, г). Местами на периферии зерен наблюдается оторочка из темноцветных минералов.
В целом, исходя из химического состава полевых шпатов (табл. 5.1), в породах габбро-гранитового комплекса представлен очень широкий спектр их разновидностей. Пироксены – содержание в породе 20–35 %, по составу соответствуют диопсид-авгитовому ряду, хлоритизированы. Ортопироксен – гиперстен и энстатит – представлен короткопризматическими зернами размером до 4 мм [Мустфаев, 1977; Кашкай, 1965]. В пироксене встречаются твердофазные включения плагиоклаза, магнетита, апатита.
Отмечаются две генерации кварца: идиоморфный (глазки) по отношению к пироксену и ксеноморфный – к плагиоклазу. Роговая обманка наиболее широко развита в роговообманковых габбро, где образует длиннопризматические кристаллы с твердофазовыми включениями апатита и рудных минералов. Вторичный актинолит образует тонкие длиннопризматические кристаллы со значительным содержанием хлора 2–3 масс. % (табл. 5.1). Роговая обманка часто сильнохлоритизирована до полного замещения хлоритом, иногда агрегатом хлорита, пренита и пумпеллиита (рис. 5.3, в). Орто- и клинопироксен и амфибол часто находятся в ассоциации с калиевым полевым шпатом и кварцем. М.А. Кашкаем (1965) к первой фазе были отнесены также и диориты, рассматриваемые им как краевая фация, однако достаточно часто наблюдаются четкие интрузивные соотношения между габброидами и диоритами, в связи с чем представляется предпочтительным относить диориты ко второй фазе Дашкесанского массива. Как было отмечено выше, породы связаны взаимными переходами, фацильные изменения проявлены в постепенном изменении количества темнцветных минералов. В норитах возрастает количество ортопироксена, в габбродиоритах преобладает амфибол.
Гранитоиды второй фазы. Гранитоиды (рис. 5.3, д–з) формируют вытянутое в субширотном направлении тело. Площадь их выхода на поверхность составляет около 25 км2. В породах второй фазы встречаются ксенолиты габброидов. Породы второй фазы представлены гранодиоритами, тоналитами, кварцевыми диоритами, диоритами, граносиенитами, монцодиоритами и гранитами (рис. 5.2). Наиболее широко распространены гранодиориты. Тоналиты-кварцевые диориты слагают краевые фации. Наряду с ними в апикальных частях гранитоидного массива наблюдаются и более кислые разности вплоть до гранитов [Кашкай, 1965].
Гранодиориты (рис. 5.2, д, ж) – плотные массивные мелко-среднезернистые светло-розовые или сероватые породы с равномернозернистой, а также гранит порфировой или идиоморфнозернистой структурой, текстура от массивной до такситовой. Содержание плагиоклаза 40–50 % (An20-40), ортоклаза от 10 до 25 %. Содержание роговой обманки колеблется от 5 до 15 %, биотита около 5 %, пироксен 5 %, кварца 10–20 %. Плагиоклаз представлен таблитчатыми и удлиненно призматическими кристаллами, полисинтетически сдвойникованными по альбитовому закону.
Основные закономерности развития мезозойского интрузивного магматизма Лок Гарабагской зоны Малого Кавказа (сравнительный анализ характеристик интрузивных комплексов)
В предыдущих разделах были подробно рассмотрены результаты петрографических, геохимических и геохронологических исследований пород каждого из рассматриваемых магматических комплексов. В этой главе проведен сравнительный анализ характеристик пород последовательных комплексов и обобщение полученных данных с целью выявления закономерностей эволюции интрузивного магматизма Лок-Гарабагской островной дуги и их причин во временном интервале 182–136 млн лет от плагиогранитового комплекса к габбро-гранитовому.
Сравнительная петрографическая характеристика пород интрузивных комплексов. Одним из наиболее доступных и наглядных параметров, отражающих как сходства и различия пород рассматриваемых комплексов, так и их изменение во времени, является их петрографическая характеристика (рис. 6.1). Для пород плагиогранитового комплекса характерны весьма незначительные вариации минерального состава и обедненность акцессорными минералами как в пределах каждой из фаз, так и всего комплекса в целом (табл. 6.1). Им свойственна порфировая структура, выдержанная по размеру зерен, с характерными гранофировыми срастаниями (коронообразные срастания кварца и полевых шпатов). Из темноцветных минералов присутствуют биотит, амфибол; калиевый полевой шпат практически отсутствует, широко распространен альбит.
Породы габбро-тоналитового и габбро-гранитового комплексов обладают некоторыми общими геолого-петрографическими чертами, отличными от пород плагиогранитового комплекса. В первую очередь это их многофазность, свойственная как габбро-тоналитовому, так и габбро-гранитовому комплексам при последовательном изменении состава пород различных фаз (табл. 6.1). В пределах одной фазы обычно наблюдаются постепенные фациальные переходы между разновидностями пород. Так, в массивах габбро-тоналитового комплекса характерны переходы от кварцевых диоритов к тоналитам и гранодиоритам. В габбро-тоналитовый комплекс объединен ряд массивов, но габброиды проявлены только в Гедабекском. Габброидные породы и относящиеся к первой фазе габбродиориты подвержены интенсивным вторичным изменениям. Для пород габбро-гранитового комплекса также характерна фациальная изменчивость, но в этом комплексе она проявлена особенно отчетливо. Так, в первой фазе объединены габброиды с постепенными переходами от габбро к габброноритам, габбродиоритам, кварцевым габбро, монцогаббро и диоритам. Среди пород второй фазы присутствуют диориты, кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты, граносиениты, граниты. Играют большую роль полевые шпаты, особенно калиевый полевой шпат, широко развитый в гранодиоритах и гранитах, а также пироксен, амфибол (табл. 6.1).
В соответствеии с составом в породах габбро-тоналитового и габбро-гранитового комплексов появляются темноцветные породообразующие минералы: начинают играть большую роль орто- и клинопироксен, амфибол, слюды, а в поздних дифференциатах появляется в значительных количествах калиевый полевой шпат. Усложняется также и строение плагиоклазов – часто наблюдаются зональные кристаллы с более сложным двойникованим. По сравнению с плагиогранитовым комплексом, в породах габбро-тоналитового и габбро-гранитового комплексов расширяется не только спектр акцессорных минералов (магнетит, эпидот, титанит, циркон и другие), но и их количество.
Для пород габбро-гранитового комплекса Дашкесанской интрузива характерна не только невыдержанность минерального состава, быстрые фациальные изменения и такситовая текстура, но и присутствие многочисленных шлиров и гломероскоплений (кучевых) темноцветных минералов (амфибол, пироксен, биотит). Кроме того, для пород габбро-гранитового комплекса характерны специфические взаимоотношения минералов, указывающие на процессы смешения двух расплавов и сложность процессов их взаимодействия (миксинг/миглинг). Об этом свидетельствуют: сложное строение плагиоклаза, в котором наблюдается как прямая, так и обратная зональности; наличие кварцевых включений (глазков) в темноцветных минералах; включения плагиоклаза в пироксене и амфиболе, магнетита и апатита в темноцветных минералах; реакционные замещения пироксена амфиболом и биотитом; присутствие ксеноморфного калиевого полевого шпата в габброидах; присутствие пироксенов в гранитоидах; наличие многочисленных ксенолитов пород более ранних фаз.
Спектры разновидностей пород каждого из рассматриваемых комплексов и их фациальные переходы наглядно отражены на диаграмме QAP (рис. 6.1). На этой диаграмме составы пород плагиогранитного комплекса соответствуют полям тоналитов и трондьемитов и практически не пересекаются с полями составов пород других комплексов.
Как было оговорено ранее, во избежание путаницы в терминологии пород, автор придерживается петрографического кодекса [Петрографический кодекс, 2009], в котором предусмотрено отдельное поле для плагиогранитов, тогда как в международной системе IUGS термин «плагиогранит» практически не используется, а его аналогом является трондъемит. Из этой же диаграммы (рис. 6.1) следует, что поля составов пород габбро-тоналитового и габбро-гранитового комплексов пересекаются в области гранодиоритов, кварцевых диориотов, габбродиоритов и габбро. Однако породы габбро-гранитовго комплекса (Дашкесана) на рассматриваемой диаграмме образуют более широкое поле, включающее в том числе монцогаббро, кварцевые монцодиориты и монцограниты, отсутствующие в габбро-тоналитовом комплексе.
Породы плагиогранитового, габбро-тоналитового и габбро-гранитового комплексов значимо различаются по химическому составу полевых шпатов (рис. 6.2). Так, для плагиогранитового комплекса характерно преобладание альбит-олигоклазового плагиоклаза с практически полным отсутствием K-полевого шпата. В габбро-тоналитовом комплексе вариация составов плагиоклаза уже занимает спектр от олигоклаза до битовнита и отражается присутствие K-полевого шпата, но преобладают Ca плагиоклазы В породах габбро-гранитового комплекса присутствуют относительно более кислые плагиоклазы и отмечается в значимых количествах K-полевой шпат.
Химический состав пироксенов из пород габбро-гранитового комплекса характерезуется более высоким содержанием Ca (диопсид), тогда как для габбро-тоналитового наблюдаются пироксены с дефицитом Ca, т. е. отмечается более широкое развитие пироксенов авгитового состава (рис. 6.3). Амфибол с высоким содержанием хлора (2–3 масс. %) характерен для пород Дашкесанского интрузива (табл. 5.1). Скорее всего, содержание хлора связано с флюидной переработкой пород, которая могла привести к высокому содержанию этого элемента, что также согласуется с формированием скарновых образований Дашкесана, существенно обогащенных хлором [Кашкай, 1965].