Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники
Исследование характерных особенностей рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций, определение механизмов их формирования. Разработка классификации магматических ассоциаций, включающих граниты рапакиви, идентификация их характера и источников.
| Рубрика | Геология, гидрология и геодезия |
| Вид | автореферат |
| Язык | русский |
| Дата добавления | 28.12.2017 |
| Размер файла | 1,8 M |
Отправить свою хорошую работу в базу знаний просто. Используйте форму, расположенную ниже
Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
Длительность формирования индивидуальных батолитов для всех рассматриваемых магматических ассоциаций достаточно велика (15-50 млн. лет). Она значительно выше, чем для LIP или для большинства щелочных и щелочногранитных интрузий. В то же время она практически совпадает с длительностью формирования палеорифтов. По данным Л.И. Лобковского и др. (2004) длительность их формирования сопоставима независимо от их возраста и составляет 10-50 млн. лет. Дискретность их формирования проявляется в том, что каждый батолит образуется в ходе неоднократных импульсов внедрения мафических и фельзических магм, причем интервалы между этими импульсами могут варьировать от 2-5 до 10 млн. лет, а длительность кристаллизации магм не превышает 1-2 млн. лет. Батолиты имеют сложное строение и состоят из более мелких плутонов, каждый из которых имеет индивидуальную линию эволюции от примитивных до высокофракционированных составов. Такое же композитное строение типично и для автономных анортозитов (Ashwall, 1993).
Очевидно, что энергетическим источником, приводящим к формированию мафических и фельзических первичных магм, является вещество горячей сублитосферной мантии. Наиболее вероятным механизмом формирования этих магм является адиабатический апвеллинг сублитосферного мантийного материала, который может быть обусловлен литосферным растяжением или действием мантийного плюма. Длительность существования таких магматических систем, вероятно, обусловлена энергетическим потенциалом мантийного источника, что находит свое отражение в корреляции длительности формирования батолитов и их размеров. Дискретность магматизма, вероятнее всего, отражает пульсационную эволюцию такого источника. Мантийный источник, с которым связан рассматриваемый магматизм является значительно более мелким и более медленно развивающимся по сравнению с процессами магмагенерации в мантийных суперплюмах, продуцирующих магматизм LIP.
Третье защищаемое положение. Формирование магм рапакивигранитсодержащих ассоциаций протекало в ходе сложных процессов мантийно-корового взаимодействия. Для щелочных гранитов доминирующим является мантийный источник типа OIB. Смешанные, мантийно-коровые, источники характерны для субщелочных гранитов. Для всех магматических ассоциаций, за исключением рапакивигранит-шошонитовой, устанавливаются нижнекоровые источники, тогда как для последней ассоциации характерны средне- и верхнекоровые источники
Большинством исследователей генезис гранитов А-типа, в том числе и рапакиви, рассматривается исключительно в связи с базитовым магматизмом. При этом связи кислых и базитовых магм ограничиваются тремя возможными вариантами: (1) базитовые магмы - источник тепла для плавления коровых пород (Collins et al., 1982; Rдmц, Haapala, 1996; Шарков, 1999; Богатиков и др., 2006); (2) кислые магмы субщелочного типа образуются в ходе фракционирования толеитовых магм (Великославинский и др., 1978; Weaver et al., 1992), а исходные магмы щелочных гранитов - при фракционировании базитов гаваитового типа (Barberi et al., 1975; Коваленко, 1977; Bonin, 1996); (3) комбинированные модели, когда привлекаются мантийный и коровый источники (Ларин и др., 1991; Vernikovsky et al., 2003; Bonin, 2004, 2007). Рассмотрим возможные изотопные и геохимические ограничения для всех четырех типов рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций.
Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная ассоциация
Анализ данных по изотопному составу (Nd, Sr и Pb) анортозит-рапакивигранитных комплексов этой ассоциации (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Suominen, 1991; Rдmц, 1991; Rдmц, et al., 1996; Neymark et al., 1994; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002) западной части Восточно-Европейской платформы позволяет выделить три различных типа плутонов: (1) тип Выборгского батолита; (2) тип Салминского батолита и (3) тип массивов Центральной Швеции (табл. 2).
В регионе доминируют плутоны первого типа. В координатах Nd(Т)-Т (рис. 5) породы этих плутонов локализованы в основном в поле изотопной эволюции Nd свекофеннской континентальной коры. Наиболее радиогенным изотопным составом Nd (Nd до +2.1) отличаются ранние и геохимически самые примитивные дайки диабазов. ISr основных пород близки к среднему составу субконтинентальной литосферной мантии (SCLM). Граниты также отличаются низкими значениями ISr, что свидетельствует об источнике с низким Rb/Sr отношением. На диаграмме Nd-ISr (рис. 6) они вместе с гранитами рапакиви других типов образуют линейный тренд на продолжении мантийной последовательности, резко отличаясь от большинства гранитов мира. Pb-изотопные характеристики гранитов и основных пород практически идентичны и полностью соответствуют ювенильному раннесвекофеннскому коровому источнику (см. Vaasjoki, 1981). Основные породы в результате коровой контаминации практически полностью утратили информацию о мантийном источнике (Rдmц, 1991). В координатах 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb и 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (рис. 7а,б) изотопные составы обыкновенного Pb батолитов этого типа тяготеют к орогенной эволюционной кривой (модель Плюмботектоника; Zartman, Doe, 1981), имеющей близкие параметры со среднекоровой кривой (Stacey, Kramers, 1975). Все это свидетельствует о том, что важнейшим компонентом источника этих гранитов рапакиви была ювенильная палеопротерозойская (~1.9 млрд. лет) кора.
Ко второму типу относится только Салминский батолит (Ларин и др., 1991; Neymark et al., 1994). На диаграмме Nd(Т)-Т породы батолита лежат между полями изотопной эволюции Nd свекофеннской и позднеархейской коры, что явно указывает на смешанный характер источников этих пород. По изотопному составу Sr породы Салминского батолита мало отличаются от плутонов первого типа (Larin et al., 1996). На диаграммах 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (рис. 7а,б) точки ложатся между эволюционными кривыми мантии и нижней коры, а значения отношений 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb cущественно ниже модельных на возраст батолита. Для всех пород также характерны низкие значения параметра 2 (8.53-9.23) и повышенные значения 2 (3.86-4.38). Все это указывает на древний деплетированный по U нижнекоровый протолит для этого батолита. Изотопный состав Pb основных пород, более примитивный чем DM, отражает глубинную нижнекоровую контаминацию. Наиболее близок к породам Салминского батолита изотопный состав Pb гнейсогранитов куполов основания Саво-Ладожской зоны (Ларин и др., 1991). Из этого следует, что вещество близкое к ним по изотопному составу Pb могло играть роль возможного корового компонента для источника этих гранитов рапакиви. Наиболее примитивным изотопным составом Nd и Sr (Nd(Т) = -1.9…-2.7 и ISr = 0.7032) отличаются высокоглиноземистые габброиды, одни из самых поздних и наименее контаминированных пород батолита и, возможно, представляющие составы родоначальных магм габбро-анортозитовых комплексов (см. Mitchell et al., 1995).
Массивы третьего типа (Центральная Швеция) схожи с Салминским батолитом (табл. 2), отличаясь только пониженными значениями как параметра 2, так и 2.
Приведенные данные указывают на три типа коровых компонентов, принимавших участие в петрогенезе рассматриваемых гранитов рапакиви. Первый наиболее близок к свекофеннской (~1.9 млрд. лет) ювенильной коре (см. Huhma, 1986). Второй компонент - это неоархейская нижняя континентальная кора, деплетированная на LIL-элементы, с низким U/Pb и Rb/Sr и повышенным Th/U отношениями. Третий компонент также имеет изотопные характеристики древней нижней континентальной коры, но деплетированной и по U, и по Th. Три «изотопно-различных» типа анортозит-рапакивигранитных комплексов имеют различное тектоническое положение в пределах палеопротерозойской складчатой области Фенноскандинавского и Сарматского тектонических доменов. Комплексы первого типа приурочены к зоне распространения ювенильной континентальной коры. Массивы Центрально-Шведского типа локализованы в краевой части свекофеннской зоны в пределах Ботнийского микроконтинента, где в глубинных горизонтах, по-видимому, присутствуют домены архейской нижней коры, возможно фрагменты Карельского кратона (Andersson et al., 2002). Салминский батолит расположен на границе с Карельским кратоном.
Таблица 2. Типы «изотопно-различных» массивов анортозит-рапакивигранитного типа западной части Восточно-Европейской платформы
C привлечением данных (Rдmц, 1990, 1991; Rдmц et al., 1996; Andersson, 1997; Степанюк и др., 1998)
|
Типы массивов |
Выборгский |
Салминский |
Центрально-Шведский |
|
|
Возраст |
1790-1540 млн. лет |
1547-1530 млн. лет |
1525-1500 млн. лет |
|
|
Массивы |
Выборгский, Алланд, Лайтила, Вехмаа, Рижский, Нордингра, Коростеньский |
Салминский, Улялегский |
Родо, Рагунда, Ямтланд-Ангерманлан района |
|
|
Гранитоиды |
||||
|
Nd(T) |
+0.1 до -3.1 |
-5.7 до -9.2 |
-4.8 до -8.2 |
|
|
ISr |
0.7052-0.7060 |
0.7044-0.7053 |
? |
|
|
2 |
9.63-9.98 |
8.53-9.23 |
8.32-8.89 |
|
|
2 |
3.56-3.86 |
3.86-4.38 |
3.42-3.76 |
|
|
Основные породы |
||||
|
Nd(T) |
+2.1 до -1.7 |
-1.9 до -7.9 |
-6.2 до -8.5 |
|
|
ISr |
0.7035-0.7037 |
0.7032-0.7057 |
0.7036-0.7053 |
|
|
2 |
9.62-9.99 |
8.61-8.90 |
8.30-9.02 |
|
|
2 |
3.65-3.97 |
3.93-4.25 |
3.55-3.81 |
Примечание: = 238U/204Pb и = 232Th/238U в индивидуальном источнике обыкновенного свинца, отнесенные на настоящее время; 2 и 2, вычисленные по модели (Stacey, Kramers, 1975)
Рис. 5. Диаграмма Nd(T)-T для рапакивигранитсодержащих магматических плутонов Восточно-Европейской платформы. Составлена с использованием данных (Ларин и др., 1991; Довбуш и др., 2000; Neymark et al., 1994; Belyaev et al., 1995; Rдmц, Haapala, 1995; Rдmц, et al., 1996; Larin et al., 1996; Andersson et al., 2002; Shumylyanskyy et al., 2006).
Незалитые контуры - граниты рапакиви, залитые серым цветом - габбро-анортозитовый комплекс, залитые черным цветом - дайки диабазов и базальты, контуры со штриховкой - щелочные и нефелиновые сиениты.
Массивы: I - Коростеньский, II - массивы ЮВ Финляндии, III - массивы ЮЗ Финляндии, IV - Рижский, V - Салминский, VI - массивы Центральной Швеции, VII - Нордингра, VIII - Бердяушский.
Нанесены также DM, CHUR, поля эволюции изотопных составов Nd свекофеннской коры и архейской коры Карельского кратона, а также линии эволюции изотопных составов Nd пород тектонического блока Тараташ (Южный Урал): пунктирная линия (авторские данные), сплошные линии (Попов и др., 2002).
Nd-изотопные данные для гранитов рапакиви Салминского батолита указывают на смешанный, характер их источника, вероятнее всего, обусловленный процессами мантийно-корового взаимодействия. О важной роли мантийного компонента в петрогенезисе гранитов рапакиви свидетельствуют высокие температуры кристаллизации исходных магм, низкие значения fO2 гранитов, ограничивающие возможные источники их магм и в первую очередь толеитовой серией пород, особенности состава минералов рапакиви и когенетичных основных пород. На существенную роль мантийного компонента в источнике этих гранитов указывают и данные по изотопному составу кислорода (Anderson, Morrison, 2005). Кроме того, граниты рапакиви близки по минеральному и химическому составу гранитам чисто мантийного происхождения, таким как граниты океанских островов (Frost et al., 2002), не говоря уже о фаялитовых гранитах Луны или о стеклах близкого состава в астероидах (Bonin, 2007). Модель чисто корового протолита тоналитового состава, образованного при смешении вещества архейской и свекофеннской коры (Rдmц, 1991) маловероятна, т.к. полученный в ходе парциального плавления такого протолита гранитный расплав будет отличаться от гранитов рапакиви существенно более высокими значениями фугитивности кислорода (Skjerlie, Johnston, 1993).
Рис. 6. Диаграмма Nd-ISr, показывающая положение гранитов рапакиви и полей фанерозойских орогенических гранитов мира. По данным (Taylor, McLennan, 1985; Фор, 1989; Anderson, Morrison, 1992; Emslie et al., 1994; Neymark et al., 1994; Belyaev et al, 1995; Larin et al., 1996; Rдmц et al., 1996; Jahn et al., 2000; Dewane, Van Schmus, 2007; Vigneresse, 2005).
Небольшие залитые прямоугольники - поля гранитов рапакиви: Р - Рижский батолит, ВР - массив Вольф-Ривер, ЮФ - батолиты Южной Финляндии, С - Салминский батолит, Б - Бердяушский массив, Н - комплекс Найн.
I-V - поля фанерозойских орогенических гранитов: I - Cеверо-Американская Кордильера, II - Центрально-Азиатский складчатый пояс (Китай), III - герциниды Западной Европы, IV - каледониды Западной Европы, V - Южная Австралия.
Мантийно-коровое взаимодействие может протекать по двум альтернативным сценариям: (1) смешение базальтового расплава или его фельзических фракционатов с коровыми анатектическими расплавами в нижней коре и последующая дифференциация гибридных магм (Poitrasson et al., 1995), либо фракционирование базальтовой магмы в открытой системе параллельно с ассимиляцией корового материала (модель AFC, DePaolo, 1981); (2) переплавление базитового андерплейта и вмещающих его нижнекоровых пород (DePaolo et al., 1990). В модели смешения основными проблемами являются объемы кумулятивного материала, соотношения объемов пород кислого и основного состава, и бимодальности, притом, что количество корового компонента при подобном смешении лимитируется как изотопным составом Nd и Sr, так и фугитивностью кислорода в конечных гранитах. Модель AFC также не решает проблемы. Согласно этой модели мы были бы вправе ожидать постепенного выравнивания Nd и Sr изотопных характеристик между двумя крайними членами: базальтовой магмой и коровым веществом. Кроме того, в ходе развития AFC процесса должны были бы возникать большие объемы пород среднего состава. Альтернативный подход - это парциальное плавление ранее образованных континентальных толеитов и их дифференциатов, для которых характерны высокие содержания HFS- и LIL- элементов. Например, для диабазов субйотния и базальтов йотния, ассоциирующих с гранитами рапакиви Балтийского щита, типичны высокие содержания K2O (1.04-2.49%), F (0.11-0.30%), Rb (21-91 ppm), Zr (170-477 ppm), Nb (20-53 ppm), Y (36-74 ppm), значительно более высокие, чем в нижней или даже верхней, континентальной коре и сопоставимые с гранитами А-типа. Количество гранитного расплава, которое может генерироваться в рамках подобной модели, зависит как от масштабов базальтового андерплейтинга, периодически повторяющегося в ходе конкретного магматического события, так и от степени дифференциации вещества этого толеитового источника. Пролонгированный рифтинг приводит к подъему сублитосферной мантии близко к Мохо, что индуцирует плавление «андерплейтовой» коры. В рамках этой модели можно более или менее адекватно объяснить и изотопные и геохимические особенности гранитов рапакиви рассматриваемой ассоциации. При этом fO2 и fH2O гранитов рапакиви ограничивают количество водного и окисленного парциального корового расплава, который мог быть добавлен в эти магмы. В то же время Nd изотопные данные, а также объемы плутонов рапакиви указывают на существенный вклад корового вещества в исходную магму. Из этого следует, что, плавление осуществлялось в наиболее нижних, существенно базитовых, горизонтах коры с низкими значениями fO2 и fH2O, либо термальное воздействие базальтового андерплейта еще больше «обезвоживало» вмещающие нижнекоровые породы, а отделявшиеся от них «восстановленные» флюиды в ходе метасоматоза вмещающих пород снижали в них фугитивность кислорода. О низких значения fO2 и fH2O в нижних горизонтах коры свидетельствуют также безводный и восстановленный характер пород габбро-анортозитовых комплексов этой ассоциации (см. Ashwal, 1993; Шарков, 1999), исходные магмы которых ассимилировали громадное объемы (до 75%) нижнекорового материала (Emslie et al., 1994; Ларин и др., 2002).
Рис. 7. Диаграммы 208Pb/204Pb - 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb для полевых шпатов гранитов рапакиви и сингенетичных галенитов: (а) и (б) - Восточно-Европейская платформа; (в) и (г) - Сибирская платформа.
(а-б) 1 - АМЧРГ и 2 - ГРГФ ассоциации; (в-г) 1 - АМРГЩГ и 2 - РГШ ассоциации.
Массивы и комплексы: Б - Бердяушский; В - Ю.Финляндии; К - Коростеньский; Кд - Кодарский; ЦШ - Центральной Швеции; С - Салминский; СБВПП - Северо-Байкальский вулканноплутонический пояс (1 - ранние магматические образования пояса (риолиты малокосинской свиты), 2 - граниты ирельского комплекса и поздние кислые вулканиты домугдинской, хибеленской и чайской свит); Ч-К - чуйско-кодарский; У - улкан-джугджурский.
Контуры залитые серым цветом - граниты с AR-коровыми протолитами, контуры с вертикальной штриховкой - граниты с PR1-коровыми протлитами.
Кривые эволюции изотопного состава Pb: НК, М, Ор и ВК - нижнекоровая, мантийная, орогенная и верхнекоровая кривые, соответственно, по модели Плюмботектоника-2 (Zartman, Doe, 1981). Цифры у кривых - модельные возрасты в млрд. лет.
Слабым местом рассматриваемых моделей является несоответствие между гигантскими объемами гранитов рапакиви и существенно основным составом их потенциальных источников. Возможным выходом из этой ситуации может быть привлечение представлений о нижнекоровом метасоматозе. Экспериментальные исследования И.Д. Рябчикова (1988) показали, что при высоких давлениях водный флюид может содержать десятки процентов силикатов, обогащенных щелочами. Изучение нижнекоровых ксенолитов северо-запада Восточно-Европейской платформы, представленных мафическими гранулитами (10-16 кбар) показало, что они были сформированы в ходе двух тектонических событий 2.5-2.4 и ~1.7 млрд. лет (Неймарк и др., 1993; Markwick, Downes, 2002, Downes et al., 2002). Оба эти эпизода соответствовали внутриплитным событиям литосферного растяжения. Ксенолиты, особенно высоко-Ti метабазальты обогащены HFS-элементами (Nb до 49-106 ppm, Zr - 180-382 ppm, Y - 25-34 ppm, La - 23-38 ppm; Kempton et al., 1995). В этих породах неравномерно проявлен нижнекоровый метасоматоз, выражающийся в образовании вторичного флогопита и амфибола, и сопровождающийся существенным привносом LIL-элементов (К2О до 1.56-2.60%, Rb до 62-75 ppm и Ba до 790-1280 ppm). Подобная нижняя кора, сформированная в ходе протерозойских внутриплитных процессов андерплейтинга, и частично преобразованная в результате нижнекорового метасоматоза является наиболее благоприятным источником для формирования родоначальных магм гранитов рапакиви.
Проблема экстремально высокой калиевости гранитов рапакиви определяется, по-видимому, как повышенной калиевостью источников, так и режимом летучих компонентов в ходе низких степеней парциального плавления их протолитов и дальнейшей эволюции расплавов. Внутриплитные базитовые магмы отличаются достаточно высокими содержаниями СО2 и галогенов (Наумов и др., 1998; Коваленко и др., 2000). В ходе базитового андерплейтинга нижняя кора может насыщаться этими компонентами как за счет силлов базальтов и их дифференциатов, так и за счет метасоматоза нижней коры (Bailey, MacDonnald, 1987; Kempton et al., 1995, 2001; Богатиков и др., 2006). СО2 содержащие флюиды, сброшенные в нижней коре при кристаллизации базитов, должны индуцировать «сухие» F-обогащенные условия, способствующие генерации А-типа гранитных магм (Manning, 1981; Johannes, Holtz, 1996). При этом важно, что наиболее «сухие» условия сдвигают точку тройного минимума плавления по направлению к части гранитной системы (Qz-Ab-Or), обогащенной ортоклазом. Увеличение в системе концентрации F также сдвигают точку плавления в направлении более полевошпатовых составов. Эксперименты в гаплоганитной системе показали, что с возрастанием PCO2 и снижением PH2O расплавы, лежащие на гранитном минимуме двигаются по направлению более высокого калия и более низкого натрия (Ebadi, Johannes, 1991).
Анортозит-рапакивигранит-щелочногранитная магматическая ассоциация
Анализ изотопных данных по породам Улкан-Джугджурского комплекса (Ларин и др., 2002; Larin et al., 1997) позволяет выделить две контрастные группы гранитов: субщелочные граниты рапакиви Южно-Учурского массива (Nd(Т) от -2.0 до -2.4) и щелочные граниты Северо-Учурского массива (Nd(Т) от -0.3 до +1.9). Также распадаются на две группы и вулканиты амундалинского комплекса: комендиты (Nd(Т) = +1.3) и онгориолиты (Nd(Т) = -1.7). В координатах Nd(Т)Т (рис. 8) субщелочные граниты ложатся в поле палеопротерзойской коры Алданского щита, тогда как щелочные граниты и комендит располагаются выше этого поля. Первые по изотопному составу Nd близки к гранитам рапакиви «типа Выборгского массива» (см. табл. 2). Наиболее радиогенные изотопные составы Nd щелочных гранитов близки мантийному резервуару PREMA, отвечающему веществу мантийных плюмов (Stein, Hofmann, 1994). Положение пород комплекса на Pb-Pb изотопных диаграммах (рис. 7в,г), а также пониженные значения 2 (9.08-9.24) в сравнении со среднекоровыми (Stacey, Kramers, 1975), свидетельствует о примеси древнего (архейского) нижнекорового компонента. Пониженные значения 2 (9.02-9.21) характерны и для вмещающих палеопротерозойских гранулитов.
Изотопные данные хорошо коррелируются с геохимическими, указывающими на существенно мантийный источник типа OIB для щелочных гранитов Na-ряда и смешанный источник для субщелочных гранитов К-ряда. Идентичность изотопного состава Pb двух крайних типов гранитов свидетельствует о единстве их коровых протолитов. Тесная ассоциация этих двух типов гранитов не может быть связана никакими нормальными процессами дифференциации (см. Bailey, Schairer, 1966). Наиболее вероятным представляется, что щелочные граниты и базальты улканской серии, относящиеся к переходному типу, между субщелочными и щелочными, связаны с единым сублитосферным обогащенным (плюмовым) источником. Более радиогенный изотопный состав Nd щелочных гранитов по сравнению с базальтами (Nd = +0.1/+0.4…-2.0), вероятно, обусловлен различными уровнями концентраций REE в этих породах и соответственно различной чувствительностью к процессам коровой контаминации. Еще бульшей, чем базальты, коровой контаминации подверглась первичная магма анортозитов (Nd = -0.4…-9.1 и ISr = 0.7026-0.7059) в ходе длительных процессов полибарической кристаллизации этих пород (Ларин и др., 2002).
В других магматических комплексах этой ассоциации наблюдается схожая картина. В массивах Пайкс Пик и Мапуэра щелочные граниты Na-серии несут существенный вклад сублитосферного мантийного компонента в сравнении с субщелочными гранитами К-серии (Smith et al., 1999; Costi et al., 2000).
Габбро-рапакивигранит-фоидитовая ассоциация
Изотопные данные для Бердяушского массива (Belyaev et al., 1995) свидетельствуют о различных источниках для трех главных групп пород этого массива (граниты, габброиды и щелочные породы) (рис. 5). Все граниты, включая и щелочные (Nd(Т) = -5.4…-6.5), на диаграмме Nd(Т)T компактно располагаются в поле свекофеннской коры. Однако в Pb-изотопной систематике эти граниты резко отличаются от всех известных комплексов. На диаграмме 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb (рис. 7а,б) они ложатся между орогенной и верхнекоровой кривыми эволюции, а на диаграмме 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb резко смещены к нижнекоровой кривой. Более высокие значения 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb отношений и более низкие значения 206Pb/204Pb отношения в гранитах массива, по сравнению с модельными, свидетельствуют о древнем, вероятно, архейском коровом протолите, развивавшемся в системе с высоким , которая позже, в раннем протерозое (?), претерпела метаморфическое преобразование в условиях нижней коры с потерей LILE, в ходе которого U/Pb отношение в этой системе было понижено, а Th/U отношение повышено. На диаграмме Nd-ISr (рис. 6) они также как и граниты рапакиви АМЧРГ и АМРГЩГ ассоциаций тяготеют к тренду мантийной последовательности. Наиболее вероятным представляется формирование исходных магм этих гранитов в результате смешения древнего корового и молодого мантийного вещества. Раннедокембрийское основание на Южном Урале сложено архейскими породами, претерпевшими высокоградное метаморфическое преобразование в раннем протерозое. Породы Тараташского блока (типичные представители этого основания), вполне подходят на роль коровых протолитов для гранитов Бердяушского массива, они также как и граниты рапакиви отличаются высокими значениями параметров 2 и 2 (10.86-10.97 и 4.36-4.63, соответственно). Близость изотопных составов Pb и Nd всех гранитоидов Бердяушского массива, в том числе и щелочных гранитов, и их резкое отличие от основных и щелочных пород, также свидетельствует о генетическом единстве гранитоидов и об отсутствии прямых генетических связей между ними и основными или щелочными породами массива. Кроме того, щелочные граниты и щелочные породы Бердяушского массива, в отличие от большинства ассоциаций подобного рода (см. Коваленко и др., 2002) не связаны единством источника.
Рис. 8. Диаграмма еNd(T)-T для пород рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций Сибирской платформы. Составлена с использованием данных (Неймарк и др., 1998; Ларин и др., 1999; 2002а; Larin et al., 1997; Ножкин и др., 2003; Кирнозова и др., 2003; неопубликованные данные автора и Е.Ю.Рыцка)
I. Улкан-Джугджурская ассоциация (1.74-1.70 млрд. лет)
1-2 - Геранский массив анортозитов: 1 - мегакрист ортопироксена, 2 - анортозиты, габброиды, монцониты, йотуниты; 3 - граниты рапакиви Южно-Учурского массива; 4-5 - вулканиты улканской серии: 4 - базальты, 5 - трахириолиты; 6-7 - граниты Северо-Учурского массива: 6 - субщелочные граниты, 7 - щелочные граниты; 8-9 - амундалинский вулканический комплекс: 8 - комендит, 9 - онгориолит; 10 - гематит-кварц-полевошпатовый метасоматит с Be-оруденением; 11 - линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих кристаллических сланцев.
II. Южно-Сибирский постколлизионный магматический пояс (1.88-1.84 млрд. лет)
1-4 - Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс: 1-2 - вулканиты малокосинской свиты (1 - базальты, 2 - риолиты), 3 - фельзические вулканиты домугдинской, хибеленской, иловирьской и чайской свит, 4 - гранитоиды ирельского и абчадского комплексов; 5 - комплексы гранитоидов (Ч-К - чуйско-кодарский, Кд - кодарский, П - приморский, Ш - шумихинский, С - саянский, М - маректинский, Т - таракский); 6 - синколлизионные граниты ничатского комплекса (1.91 млрд. лет); 7-8 - линии эволюции изотопного состава Nd вмещающих пород: 8 - субдукционных гранитоидов чуйского комплекса (2.02 млрд. лет), 9 - гнейсов Шарыжалгайского блока.
Габброиды массива и одновозрастные с ними базальты машакской свиты отличаются близким и радиогенным изотопным составом Nd (Nd(Т) = +0.1… +2.8), что указывает на относительно «обедненный» мантийный источник по сравнению с анортозит-рапакивигранитными батолитами западной части платформы. Это вместе с их геохимическими характеристиками, близкими к Е-MORB (Карстен и др., 1997), свидетельствуют о доминирующей роли в источниках этих пород сублитосферной мантии и о низкой коровой контаминации. Изотопный состав Nd и Sr щелочных пород (Nd(Т) = -1.0… -4.6; ISr ~ 0.7055) и их геохимические характеристики свидетельствует об обогащенном мантийном источнике близком к ЕМ1. Таким источником могло выступать вещество метасоматизированной SCLM (Farmer, 2003).
Рапакивигранит-шошонитовая магматическая ассоциация
Для гранитоидов Южно-Сибирского магматического пояса характерны широкие вариации в изотопных составах Nd и Pb (рис. 7в,г, 8). Подобная картина типична для коллизионных складчатых поясов имеющих сложное чешуйчато-надвиговое строение, в которых обычным является тектоническое совмещение пластин различного возраста и происхождения. Для гранитов S-типа этого пояса (чуйско-кодарский и саянский (?) комплексы) вариации изотопных составов этих гранитов, скорее всего, обусловлены исключительно гетерогенностью коровых протолитов. На сугубо коровую природу этого типа гранитов указывает большинство исследователей (Chappell, White, 1974; Barbarin, 1999). В то же время на основании анализа Nd изотопной систематики А-типа гранитов и вмещающих их пород (рис. 8) было установлено, что в процессах генерации их магм, наряду с доминирующим коровым веществом, принимал участие и мантийный компонент (Ларин и др., 1999а, 2006б). По изотопному составу Pb гранитоиды Южно-Сибирского пояса четко обособляются от гранитов остальных ассоциаций. Pb-Pb изотопные диаграммы (рис. 7в,г) демонстрируют последовательную смену нижнекорового протолита в породах Северо-Байкальского пояса на среднекоровый протолит в гранитах кодарского комплекса и далее на верхнекоровый протолит в S-гранитах чуйско-кодарского комплекса. Параметр 2 в этом ряду возрастает от 9.36 до 10.21-10.44, а параметр 2, напротив, уменьшается от >4.3 до 3.65-3.75, что неплохо коррелируется с геохимическими и петрологическими особенностями этих гранитоидов. В этом ряду последовательно снижается мафичность пород, увеличивается их глиноземистость, снижаются содержания HFS-элементов, и возрастает величина LILE/HFSE отношения, снижаются температуры кристаллизации.
Инконгруэнтное дегидратационное плавления мусковит- и биотитсодержащего корового материала приводит к образованию магм S-гранитов, обогащенных LILE и деплетированных HFSE. Этот процесс возможен только в верхнекоровых условиях при наличии пелитового материала, как возможного источника этих гранитов. Под влиянием тепла поднимающихся мантийных магм происходило выплавление гранитных существенно анхиэвтектических расплавов. Исходные магмы гранитов А-типа, в том числе и рапакиви, формировались при более высоких температурах (Донская и др., 2005) в более глубинных средне- и нижнекоровых условиях и при более низких степенях парциального плавления протолитов. Обогащенность их HFS-элементами, по сравнению с S-гранитами, возможно, обусловлена тем, что растворимость HFSE в богатых щелочами силикатных расплавах возрастает с ростом температуры (см. Watson, Harrison, 1983). Вулканиты Северо-Байкальского пояса, варьирующие по составу от латитов до трахириолитов, формировались из наиболее высокотемпературных и глубинных магм. Для них характерна значительная обогащенность некогерентными элементами и повышенные значения fO2 в источнике. Большинством исследователей (Turner et al., 1996; Liegeous et al., 1998) генезис высококалиевых и ультракалиевых мафических пород такого типа связывается с SCLM источником, обогащенным в результате мантийного метасоматоза, обусловленного субдукционным процессом. Фельзические породы в этих ассоциациях образуются в ходе фракционной кристаллизации мафических магм и смешения их с анатектическими коровыми расплавами (см. Vдisдnen et al., 2000). На важную роль этого мантийного источника в магматизме Южно-Сибирского пояса указывает также присутствие в его составе лампроитов, продуцированных за счет вещества архейской метасоматизированной SCLM (Владыкин, 2001). Характерной особенностью всех гранитоидов А-типа этого пояса является наличие четких индивидуальных геохимических особенностей, которые, вероятнее всего, отражают локальные условия магмаобразования и особенности составов их источников (Донская и др., 2005). Это кардинально отличает их от гранитов рапакиви иных магматических ассоциаций, в которых сохраняется удивительная устойчивость химического состава пород и минералов, независимо от возраста и типа коровых протолитов и положения конкретных массивов в различных типах тектонических структур. От классических гранитов рапакиви их также отличает: более низкие содержания HFSE и HREE, более низкая степень дифференцированности, а также более высокие значения fO2 и fH2O, свидетельствовующие о более окисленном и более гидратированном протолите. Коровые источники таких гранитов должны плавиться при более низких температурах и в результате более высоких степеней парциального плавления должны отделяться расплавы с меньшей железистостью и с более низкими концентрациями несовместимых элементов (Anderson, Morrison, 2005).
Таким образом, можно утверждать, что для всех ассоциаций, за исключением РГШ, коровый компонент представлен веществом нижней континентальной коры, которое подразделяется на три различных по изотопным характеристикам Pb типа:
1. Ювенильная молодая кора, которая к моменту выплавления из нее расплава, приведшего к формированию гранитов рапакиви, еще не приобрела изотопных характеристик классической нижней коры, что обусловлено очень длительными периодами полураспада радиоактивных изотопов Sm, Rb, U и Th. Граниты рапакиви с такими нижнекоровыми протолитами явно преобладают и относятся к типу «Выборгского батолита». На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) все они располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте, а на диаграмме 2-2 (рис. 9б) - вблизи пересечения линий среднекоровых значений 2 и 2.
2. Древняя нижняя континентальная кора. Это коровые протолиты гранитов Салминского батолита, массивов Центральной Швеции и комплекса Найн. На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) они ложатся в третий, нижнекоровый, квадрант, а на диаграмме 2-2 - располагаются в области низких значений 2, различаясь только по Th/U отношению в источниках.
3. Нижняя кора, сформированная в результате обеднения древней изначально верхней континентальной коры. На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) граниты рапакиви, образованные при участии такого протолита, ложатся в первый квадрант, а на диаграмме 2-2 они располагаются в правом верхнем квадранте с наиболее высокими значениями как 2, так и 2. Кроме Бердяушского массива к ним относятся граниты рапакиви массива Ричин Хилс (комплекс Ларами).
Рис. 9. Изотопные составы первичного Pb гранитов рапакиви и ассоциирующих пород в координатах д207Pb/204Pb - д206Pb/204Pb (а) и м2 - к2 (б).
д207Pb/204Pb и д206Pb/204Pb - отклонения измеренных изотопных отношений пород от модельных величин мантии соответствующих возрастов. Диаграмма предложена Л.А. Неймарком (1990). Условные обозначения см. рис. 7.
I квадрант - древний обогащенный источник, претерпевший этап обеднения; II квадрант - обогащенный источник (верхняя кора); III квадрант - обедненный источник (нижняя кора); IV квадрант - древний обедненный источник, претерпевший этап обогащения.
Термины «обогащенный» или «обедненный» подразумевают величину U/Pb отношения, большую или меньшую по сравнению с модельным мантийным резервуаром.
Массивы и комплексы: С - Салминский; Б - Бердяушский; В - Выборгский; К - Коростеньский; ЦШ - Центральной Швеции; Ч-К - чуйско-кодарский; Кд - кодарский; У - улканский; СЛ.1, СЛ.2, ЮЛ - Шерман батолит, комплекс Ларами (США): СЛ.1 - массив Мул Крик, СЛ.2 - массив Ричин Хилс, ЮЛ - южная часть Шерман батолита; Н - Найн.
S-K - линии среднего корового изотопного состава свинца (м2=9.735, к2=3.78)
В гранитах рапакивигранит-шошонитовой ассоциации доминирующим коровым компонентом является вещество средней и верхней коры. На «-Pb диаграмме» (рис. 9а) большинство гранитов, для которых установлены древние коровые протолиты, располагаются во втором, верхнекоровом, квадранте. В координатах 2-2 для них характерны близкие к S-K значения 2 и 2 или повышенные 2.
Тип мантийного компонента в составе гранитов рапакиви и ассоциирующих пород лимитируется как геохимическими и петрологическим, так и изотопными параметрами. Низкие значения fO2 и fH2O в гранитах рапакиви АМЧРГ, АМРГЩГ и ГРГФ ассоциаций, обогащение их HFSE и F указывают на источник с низкой долей участия вещества SCLM, метасоматизированной в ходе субдукционных процессов. Присутствие специфических ультракалиевых мафических пород в РГШ ассоциации и повышенные значения в них fO2 и fH2O, повышенные LILE/HFSE отношения и наличие отрицательной Ta-Nb аномалии указывают на влияние метасоматизированной SCLM в петрогенезе пород этой ассоциации. Обогащенность некогерентными элементами и особенно HFSE и HREE, отсутствие Ta-Nb аномалии, величины «канонических» отношений элементов (Nb/U, Zr/Nb и Th/Ta) и радиогенный изотопный состав Nd указывают на то, что для щелочных гранитов АМРГЩГ ассоциации главным является мантийный источник типа OIB
Четвертое защищаемое положение. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации формировались во внутриплитных условиях, но в различных геодинамических обстановках. Их образование контролировалось двумя главными факторами: (1) тектоническими процессами на границах литосферных плит и (2) активностью мантийных плюмов
Согласно существующим представлениям о тектоническом положении гранитов рапакиви они могут иметь анорогенную природу или быть связанными с орогеническими процессами. До недавнего времени сторонники первой точки зрения явно доминировали (Emslie, 1978; Anderson, 1983; Rдmц, Haapala, 1995; Frost, Frost, 1997 и др.). Их оппоненты рассматривают формирование гранитов рапакиви либо в связи с коллизионными процессами (Vorma, 1976; Windley, 1991), либо - с субдукционными (Gower, 1996; Еhдll et al;., 2000; Geraldes et al., 2004). В то же время целый ряд рассмотренных выше геологических, петрологических и геохимических признаков, типичных для этих магматических ассоциаций, указывает на их принадлежность к внутриплитным образованиям, формирование которых могло происходить либо в анорогенных, либо в посторогенных условиях (см. Barbarin, 1996; Bonin, 2007). При этом некоторые геохимические и изотопные особенности пород свидетельствуют и об определенных различиях в тектонических условиях формирования различных ассоциаций. Так, например, щелочные граниты АМРГЩГ ассоциации указывают на источник ОIB типа, связанный с деятельностью мантийных плюмов. Соответственно, тектонического положения таких гранитов может трактоваться только как анорогенное. Тогда как геохимические особенности пород РГШ ассоциации, скорее, свидетельствуют о постколлизионной ее природе. На это указывает также сравнительно небольшой интервал ( 30 млн. лет) между завершением орогенических процессов и формированием этой ассоциации.
Проведенный анализ закономерностей размещения рапакивигранитсодержащих ассоциаций в пространстве и времени, возрастных корреляций рапакивигранитного магматизма и тектонических событий на границах литосферных плит, а также геохимических и изотопных данных по данным ассоциациям, позволил выделить несколько различных типов геодинамических обстановок их формирования (табл. 3).
1. Рифтинг в тыловых частях систем периферических палео-мезопротерозойских поясов суперконтинентов
Большая часть рапакивигранитных комплексов приурочена к системе периферических палео- и мезопротерозойских орогенов. Последние представляют собой систему складчатых поясов длительного развития (~2.0-1.0 млрд. лет) двух суперконтинентов Нина и Атлантика, образованных в ходе глобального палеопротерозойского (1.9-1.8 млрд. лет) коллизионного события (Condie, 2002). По границам этих суперконтинентов продолжалось последовательное формирование периферических орогенов и наращивание континентальной коры. Закрытие океана, разделяющего эти два суперконтинента, произошло в ходе гренвиллской орогении и привело к формированию единого суперконтинента Родиния. Плутоны АМЧРГ ассоциации, формирование которых происходило в интервале 1.8-1.3 млрд. лет, образуют в этих орогенах глобальные полихронные пояса протяженностью в тысячи километров (рис. 10). Внедрение их происходило не менее чем через 150 млн. лет после завершающей складчатости, что характерно для анорогенного магматизма. В то же время, большая продолжительность этого магматизма (>300 млн. лет для западной части Восточно-Европейской платформы) не согласуются с гипотезой (Anderson, Bender, 1989; Haapala et al., 2005) об их связи с активностью мантийных плюмов. Напротив, наблюдается возрастная и пространственная корреляция рассматриваемого внутриплитного магматизма и орогенического магматизма в сопредельных орогенах. Например, на Балтийском щите стадиям готского субдукционного магматизма (1.69-1.65, 1.62-1.58 и 1.56-1.55(1.50?) млрд. лет) отвечают импульсы анортозит-рапакивигранитного магматизма (1.65-1.62, 1.58-1.56 и 1.53-1.47 млрд. лет) в свекокарельском складчатом поясе. При этом и тот и другой магматизм последовательно «смещаются» во времени с востока на запад. Подобная корреляция, свидетельствует о генетической связи между субдукцией и анортозит-рапакивигранитным магматизмом внутренних (кратонизированных) частей активной континентальной окраины длительно развивающегося орогена (Еhall et al., 2000; Ларин, 2003, 2004). Близкая картина выявляется и на Канадском щите, и в Амазонском кратоне, где формирование плутонов АМЧРГ ассоциации (1.5-1.3 млрд. лет) также было обусловлено дистальным отражением тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит (Gower, 1996; Rivers, 1997; Karlstrom et al., 2001; Geralges et al., 2004). Этот магматизм может быть обусловлен как пассивным растяжением в тыловой части зоны субдукции в связи реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов, так и образованием вторичных плюмов, спровоцированных процессами субдукции на уровне одного из главных разделов - нижняя-верхняя мантия.
Таблица 3. Геодинамические обстановки формирования рапакивигранитсодержащих магматических ассоциаций
|
Геодинамические обстановки |
Анортозит-мангерит-чарнокит-рапакивигранитная |
Анортозит-мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная |
Габбро-рапакивигранит-фоидитовая |
Рапакивигранит-шошонитовая |
|
|
Рифтинг в тыловых частях систем внешних палео- мезо-протерозойских аккреционных поясов суперконтинентов как следствие тектонических процессов, происходящих на конвергентных границах литосферных плит |
Анортозит-мангерит-гранитная1.44-1.43 млрд. лет ЛарамиАнортозит-рапакивигранитная1.79-1.50 млрд. лет запад В.Европейской платформы Мангерит-рапакивигранитная1.57-1.39 млрд. лет Санто АнтониоРапакивигранитная1.54-1.31млрд. лет Паргуаза |
||||
|
Рифтинг пассивной континентальной окраины |
1.35 млрд. лет Бердяушский м-в |
||||
Постколлизионное растяже-ние в складчатых поясаха) гималайский тип |
Анортозит-чарнокитовая2.62 млрд. лет Каларский0.93-0.92 млрд. лет Роголанд |
||||
|
б) шотландский тип (транспрессионные орогены) |
1.88-1.84 млрд. лет Ю.Сибирский пояс 0.62-0.58 млрд. лет Плурисериал Рибейра |
||||
|
Активный рифтинг, обусловленный апвеллингом сублитосферной мантии под растущим суперконтинентом (мантийный плюм) |
Анортозит-рапакивигранитная~1.70 млрд. лет Шачанг-ДамайоРапакивигранитная1.76-1.75 млрд. лет Нуэлтин |
Анортозит-рапакивигранит-щелочно-гранитная 1.74-1.70 млрд. лет Улкан-Джугджурский Рапакивигранит-щелочногранитная 1.83-1.79 млрд. лет Мапуэра, Телес-Пайрес |
|||
|
Совмещение тектонических процессов растяжения в тыловых частях конвергентных границ плит (или коллизионных границ плит) с деятельностью мантийных плюмов |
Анортозит-чарнокитовая1.16-1.00 млрд. лет пров. Гренвилл |
Анортозит-рапакивигранит-щелочно-гранитная 1.35-1.29 млрд. лет Найн Мангерит-рапакивигранит-щелочногранитная 1.24 млрд. лет Стрэндж Лейк Рапакивигранит-щелочногранитная 1.09-0.97 млрд. лет Санта Клара, Молодые Граниты Рондонии, Пайкс Пик |
Несколько иные геодинамические обстановки формирования характерны для аналогичных плутонов Сарматского тектонического домена Восточно-Европейской платформы, расположенных в пределах палеопротерозойского (2.1-2.0 млрд. лет) орогена. Возраст плутонов (1.79-1.75 млрд. лет) отвечает времени сочленения Сарматского и Фенноскандинавского доменов в результате косой коллизии в ~1.8 млрд. лет (Bogdanova et al., 2008). Эти плутоны вписываются в единый по возрасту латеральный зональный ряд (HT/LP гранулитовый метаморфизм постколлизионный бимодальный магматизм анортозит-рапакивигранитный магматизм щелочной магматизм), ориентированный в направлении от сутурной зоны вглубь Сарматского домена. Вероятнее всего, этот внутриплитный магматизм может быть обусловлен пассивным литосферным растяжением во внутренней кратонизированной части орогена. На это указывает примерно ортогонально ориентированный к зоне сжатия зональный магматический пояс. Дж. Шенгер и др. (Sengцr et al., 1978) показали, что зоны рифтинга ориентированы примерно вдоль оси максимального сжатия и ортогонально оси растяжения. Связь между событиями в зоне коллизии континентальных плит и в удаленных от этой границы внутренних частях кратона может быть обусловлена реорганизацией внутрикратонных литосферных стрессов. При этом образующиеся структуры растяжения максимально приспосабливаются к ранее существовавшим литосферным неоднородностям.
Вероятно, близкое тектоническое положение имеют и граниты рапакиви Хилтаба (1.59-1.60 млрд. лет), локализованные в кратоне Голер в Южной Австралии (Creaser, 1996). Внедрение этих гранитов происходило синхронно с коллизионным событием (1.59-1.60 млрд. лет) в сопредельном блоке Брокен-Хилл, расположенном восточнее.
2. Рифтогенез на пассивной континентальной окраине
В мезопротерозое, когда активно развивались системы внешних аккреционных орогенов суперматериков Нина и Атлантика, с противоположных их сторон существовали обширные пассивные континентальные окраины. В частности, на противоположной от активной окраины восточной стороне континента Балтика в рифее существовал крупный Предуральский бассейн. Развитие региона в это время отвечало режиму пассивной континентальной окраины (Torsvik et al., 1996; Rainbird et al., 1998), осложненному двумя импульсами рифтогенеза 1.65 и 1.35 млрд. лет назад. Первый из них (рассеянный рифтинг) охватывал значительную часть региона (Maslov et al., 1997) и с ним был связан трахибазальт-трахириолитовый вулканизм. Со вторым импульсом связано формирование линейных (до 200 км) зон базальт-риолитового вулканизма, с которыми ассоциирует Бердяушский массив ГРГФ ассоциации. Дивергентные процессы этого времени (1.41-1.36 млрд. лет) проявились и на противоположной (западной) стороне континента - внедрение бимодальных дайковых роев и формирование грабенов (Еhall et al., 1998). Вероятнее всего, рифейский рифтогенез на Южном Урале происходил по сценарию пассивного рифтинга. Апвеллинг астеносферы в ходе литосферного растяжения в начале среднего рифея и последующее декомпрессионное плавление верхней мантии привело к формированию бимодальной вулканической серии, выполняющей полуграбены. На плечах рифтовой системы формируется сложная магматическая система, где магмагенерация осуществляется на различных уровнях глубинности с вовлечением вещества как астеносферной, так и литосферной мантии, а также континентальной коры, приведшая к становлению ГРГФ ассоциации Бердяушского массива.
...Подобные документы
Исследование особенностей осадочных и метафорических горных пород. Характеристика роли газов в образовании магмы. Изучение химического и минералогического состава магматических горных пород. Описания основных видов и текстур магматических горных пород.
лекция [15,3 K], добавлен 13.10.2013Происхождение магматических пород, их классификация по различным признакам и пояснение причин различия текстуры и структуры пород. Общая характеристика главнейших представителей магматических пород: кислые, средние, основные, ультраосновные породы.
реферат [1,1 M], добавлен 20.10.2013Глубинные разломы с геосинклинальными прогибами, чередование геосинклинального и платформенного режимов. Виды магматических пород, сравнительное изучение геологических структур с разной историей. Химический состав магматических и осадочных пород.
контрольная работа [1,2 M], добавлен 29.07.2009Общая характеристика базальтов. Двупироксеновые базальты и условия их образования. Химический и минеральный состав, структура. Главные черты эволюции магматических очагов и практическое значение зон перехода. Основные формы вулканических ассоциаций.
курсовая работа [33,1 K], добавлен 19.11.2012Формы интрузивных тел. Изучение контактовых ореолов. Определение внутренней структуры интрузивов. Геодинамический анализ магматических пород Белореченского полигона. Состав, строение, мощность, распространенность, последовательность образования пород.
реферат [465,0 K], добавлен 21.06.2016Процессы образования и распространения офиолитовой формации в эвгеосинклиналях. Характеристика магматических формаций платформ и мобильных поясов. Породы группы нефелиновых сиенитов-фонолитов. Агпаитовый порядок кристаллизации магматических горных пород.
контрольная работа [27,4 K], добавлен 01.11.2009Минералогическое изучение магматических пород. Величина отношения - палагиоклаз. Кристаллизационная дифференциация базальтовой магмы. Суть палингенеза. Обстановка гранитообразования. Особенности коллизионных гранитов, обусловленные условием их генезиса.
реферат [130,4 K], добавлен 21.06.2016Химический состав земной коры и Земли. Весовые кларки наиболее распространенных химических элементов. Формы залегания магматических горных пород. Геологическая деятельность озер и болот. Образование магматических пород. Разрывные движения земной коры.
контрольная работа [26,2 K], добавлен 26.02.2011Классификация магматических пород по происхождению и по содержанию SiO2. Географическое размещение вулканов, зоны современного вулканизма. Условия образования ледников. Общая характеристика материалов класса "самородные элементы". Процесс парагенезиса.
контрольная работа [940,8 K], добавлен 26.06.2013Геоструктуры, формации и структурные этажи (ярусы). Малые пликативные и дизъюнктивные структуры, магматические тела. История тектонического развития. Анализ стратиграфической колонки и структурных форм залегания стратифицированных и магматических тел.
контрольная работа [25,9 K], добавлен 21.04.2011Три магматические формации, проявленные в районе Белореченского полигона. Взаимоотношение гранитов с амфибол-плагиоклаз-кварцевыми гнейсами с линзами серпентинитов. Химический состав (в %) ультрабазитов, базитов и гранитоидов Белореченского полигона.
реферат [7,1 M], добавлен 21.06.2016Характерные особенности строения территории: её топографическая основа, анализ стратиграфической колонки, распространение геологических тел на разрезе и по данным буровых скважин, структурные формы залегания стратифицированных и магматических тел.
курсовая работа [36,8 K], добавлен 11.11.2013Геологические карты, отображающие геологическое строение верхней части земной коры. Залегания магматических горных пород. Интрузивные и эффузивные горные породы. Газообразные, жидкие и твердые продукты вулканической деятельности. Кристаллы в природе.
контрольная работа [34,8 K], добавлен 09.01.2011Главные сведения о минералах и их основные свойства. Исследование происхождения, условий нахождения и природных ассоциаций минералов. Классификация изверженных, осадочных и метаморфических пород. Принцип формирования картотеки рентгеновских данных.
реферат [45,8 K], добавлен 04.04.2015Особенности определения возраста горных пород (осадочных, магматических, метаморфических) и геологического времени. Главные задачи геологии и палеонтологии в установлении закономерностей эволюционного развития. Основные этапы формирования земной коры.
реферат [26,3 K], добавлен 16.05.2010- Исследование минералов с помощью поляризационного микроскопа. Петрографическое описание горных пород
Принцип действия поляризационного микроскопа. Определение основных показателей преломления минералов при параллельных николях. Изучение оптических свойств минералов при скрещенных николях. Порядок макроскопического описания магматических пород.
контрольная работа [518,6 K], добавлен 20.08.2015 Общая схема образования магматических, осадочных и метаморфических горных пород. Петрографические и литологические методы определения пород. Макроскопическое определение группы кислотности. Формы залегания эффузивных пород. Породообразующие минералы.
контрольная работа [91,7 K], добавлен 12.02.2016Определение понятия эффузивного магматизма как выброса на земную поверхность газообразных, жидких и твердых магматических продуктов. Стадии развития вулкана: субвулканическая, извержения и фумарольная. Географическое распространение действующих вулканов.
реферат [21,9 K], добавлен 29.08.2011Задачи анализа геологической карты. Выделение поверхностей несогласия в стратиграфическом разрезе и анализ их значения в геологической истории района. Характеристика складчатых и разрывных нарушений. Определение возраста магматических образований.
курсовая работа [25,6 K], добавлен 14.01.2016Понятие и задачи исторической геологии. Палеонтологические и непалеонтологические методы восстановления геологического прошлого. Определение относительного возраста магматических пород. Периодизация истории Земли. Понятие стратиграфических единиц.
реферат [23,6 K], добавлен 24.05.2010
