Оглавление
Введение
Андезиты – вулканические породы с содержанием SiO2 от 57 до 63%. Проблема генезиса андезитов, несмотря на усилия исследователей, все еще остается одной из центральных в петрологии, принципиальной для понимания генезиса всей известково-щелочной серии [5, 6, 12]. Актуальность андезитовой проблемы резко обозначилась с развитием положений глобальной тектоники, в связи с четкой приуроченностью известково-щелочных пород, к зонам предполагаемой субдукции океанической коры. Сходство химических составов андезитов со средним составом земной коры [12], наряду с широкой распространенностью, указывает на важность решения генезиса андезитов, с точки зрения формирования земной коры. Установлена высокая энергоемкость процессов, приводящих к их образованию, которая достигается только в наиболее активных структурах Земли – островных дугах, различных континентальных активных окраинах.
Нерешённые вопросы и гипотезы
Однако, несмотря на некоторые достигнутые успехи в изучении проблемы, остается нерешенным ряд вопросов:
1) уровень земной оболочки и субстрат, где зарождаются андезиты или исходные для них магмы;
2) состав исходных магм;
3) роль земной коры в их образовании;
4) факторы эволюции, приводящие к появлению больших объемов андезитов. Существующие гипотезы образования андезитов подразделяются на две группы. Одна из них предполагает частичное и полное коровое происхождение, вторая – мантийная [12], предполагающая: а) непосредственное плавление ультрабазитов мантии; б) образование андезитов из мантийных исходных базальтовых магм [5, 12]. Вторая группа включает гипотезы, различающиеся способом вовлечения материала земной коры в магмообразование:
1) это может быть парциальное плавление земной коры базитового состава (амфиболиты, роговообманковое габбро);
2) многоступенчатое превращение океанической коры в зонах Беньоффа, с фазовым переходом в кварцевый эклогит, с частичным его плавлением и взаимодействием с веществом мантии;
3) контаминация субдуцированных океанических пелитовых осадков базальтовой магмой;
4) смешение мантийных магм с кислыми [6, 11].
В последнее время стало ясно, что проблема происхождения андезитов может быть решена только комплексно, с учетом всех геологических и петрологических данных. Кроме того, по мере накопления фактического материала, все больше выявляется гетерогенность андезитов в зависимости от конкретных условий образования [4].
Кураминская активная континентальная окраина
Кураминскую активную континентальную окраину по преобладанию типов вулканитов, можно назвать «андезитовым поясом», что характерно для активных континентальных окраин андийского типа. Андезиты проявились почти во всех вулканогенных комплексах этой структуры, за исключением оясайского и кызылнуринского. Петрофонд андезитов и их субщелочных разностей в вулканогенных комплексах различный. В катрангинском комплексе (D1) они составляют 70-80%, акчинском – 50-85%. Наиболее развиты они в средне-позднекарбоновую эпоху и размещены в Ангренской подзоне, где слагают акчинский вулканогенный комплекс. В Кураминской активной окраине андезиты слабо изучены [9]. Выявлено их геологическое положение, они описаны петрографически и дана петрохимическая их характеристика, в результате чего все исследователи относят их к известково-щелочной серии (Т.Н.Далимов, В.А.Арапов, В.П.Коржаев, Я.М.Рафиков, И.Н.Ганиев и др.). Однако, их генезис никем не рассматривался. Мы попытались изучить происхождение андезитов и их субщелочных разностей, на примере акчинского комплекса северо-восточной части, Шаваз-Дукентского грабена.
Происхождение андезитов на примере Акчинского комплекса
Граница рассматриваемой северо-восточной части Шаваз-Дукентского грабена на севере, проходит по контакту гранодиоритов Карабашского интрузива (С2) с вулканитами акчинского комплекса (С22) и далее до кокрельского разлома, пересекая р. Шавазсай в среднем течении, и р. Акчасай (западный) – в верховьях. Южная граница проходит вдоль правого борта р. Ангрен, по зоне Ангренcкого глубинного разлома [2], в восточной части срезается более молодой Бабайтаудорской кальдерой (Р1). Описываемая территория, в основном сложена акчинским комплексом вулканитов (С22), который детально рассмотрен в [8]. На описываемой территории выделены две зоны глубинных разломов: субширотная Ахангаранская и меридиональная Дукент-Гошсайская. С первой из них связано формирование Шаваз-Дукентского грабена, а со второй – дальнейшее его усложнение, вследствие наложения Карабауской мульды экструзивных куполов [2]. На первом этапе происходило формирование вулканитов акчинского комплекса.
Породы дацит-трахиандезитового (акчинского) комплекса на территории Кураминской зоны, развиты в пределах Лашкерекской и Адрасманской кольцевых депрессий, Алтынтопканской и Адрасманской депрессий, в северо-восточной части Шаваз-Дукентского, Кумышканского грабенов и фундаменте Чадакского грабена. Его возраст, по палеофитологическим данным, определяется как ранне-среднекарбоновый, так как растительные остатки, выявленные на левом борту Туячавулсая и у подножия Алтындыкской экструзии на левобережье р. Карабау – Т. А. Сикстель и Л. И. Савицкая датировали, как московский и касимовский века каменноугольной системы. На левобережье р. Ангрен, в басс. Кашкасая – С.Н.Задориной (в базальных слоях, в прослоях известняков) были собраны фораминиферы, также соответствующие московскому и касимовскому векам. По результатам двух определений абсолютного возраста,(К-Аr методом по биотиту), трахиандезиты из Лашкерекской депрессии, относимые к описываемому комплексу В. Н. Волковым – датированы 303±9 млн. лет, что также соответствует рубежу С2.
Кураминская зона
Кураминская зона – типичный представитель эпиплатформенных орогенных областей Тянь-Шаня. Сложена в основном палеозойским магматическим комплексом пород. При этом до 90% площади приходится на верхнепалеозойские магматические образования, половина которых представлена вулканогенными комплексами. Важнейшие особенности позднепалеозойского магматизма Кураминской зоны сводятся к следующему:
а) вулканическая форма магматизма генетически связана с образованием системы вулканоплутонических ассоциаций, появившихся от нижнего карбона до перми включительно;
б) широкое развитие пород известково-щелочной, субщелочной, в меньшей мере, шошонитовой серии, повышенная калиевость щелочных пород;
в) обогащенность всех магматитов магнетитом, флюоритом, апатитом, свидетельствующая о высоком значении флюидов; г) умеренная и низкая железистость цветных минералов [3].
Специфика магматических образований (насыщенность магм флюидными компонентами и условия отделения последних от расплава с образованием особых структур и текстур вулканитов) предопределила развитие своеобразных групп пород, отнесенных к флюидопорфировым комплексам. Последние на территории Кураминской зоны до настоящего времени не нашли должного отражения. Отдельные сведения о них освещены в работах В. А. Арапова, Т. Н. Далимова, Я. М. Рафикова. Однако, трудность изучения флюидопорфировых комплексов и их большое разнообразие привело к тому, что до сих пор не существует единых критериев их выделения. По составу они соответствуют большому спектру пород – трахибазальты, андезиты и автомагматические брекчии андезитового состава.
Автомагматические брекчии
Автомагматические брекчии широко развиты в восточной части Шаваз-Дукентского грабена (правобережье р. Ангрен). Территория сложена в основном вулканогенными образованиями акчинской свиты, возраст которой, по палеофитологическим данным, датируется как С22-С31. Среди вулканогенных образований нами выделены три эксплозивно-экструзивных ритма, которые начинались с трещинных извержений базальтов, игнимбритов, андезитов, андезит-дацитов и их пирокластов. Затем происходило внедрение автомагматических брекчий в виде субвулканических, жерловых, силлообразных, небольших экструзивных, пластообразных тел. Завершался каждый ритм образованием экструзивного купола аналогичного состава. Предположительный объем извергнутого материала составил 350-450 км3 при сохранившемся объеме 165-180 км3.
Эти вулканогенные образования относили: Ю.Х.Ахмедуллин – к туфоподобным порфиритам с присутствием в них туфолавовых разностей; Ю.К.Лященко, М.П.Аделунг, В.П.Коржаев – к туфам; Н.П.Катышев, В.Н.Ткачев – к экструзивным образованиям; М.О.Сулейманов, О.Б.Белоплотова – часть их относили к туфам, часть – к субвулканическим образованиям; Г.Е.Уткин считал их кристаллокластическими лавами, а по мнению С.Я.Лапидуса, В.А.Арапова – это типичные игнимбриты. Главной причиной расхождения мнений о происхождении этих вулканитов является неправильная интерпретация их кристаллокластической структуры. В этих вулканитах преобладающее количество вкрапленников имеет обломочный габитус, что придает породе сходство с игнимбритами и туфами, в то же время цементирующая масса лавовидная, нередко с флюидальной текстурой, спорадически встречается фьямме. Породы практически одного и того же состава (андезиты, андезибазальты) и переходы их из одних образований в другие практически не улавливаются. Имеющийся в нашем распоряжении петрографический материал показывает, что эти образования генетически взаимосвязаны друг с другом, т. е. в их составе присутствуют как кристаллокластические туфы андезитов, игнимбритов того же состава, так и автомагматические брекчии. Последние представлены субвулканической и экструзивной жерловой фациями (басс. р. Гошсая и Карабау). В пределах северо-восточной части Шаваз-Дукентского грабена автомагматические брекчии установлены в нескольких местах: на левом и правом бортах ручья Наусалы, в междуречье Наусалы, Орайлыксая, Кызылалме, а также в Дукент-Карабау [8] (рис. 1).
Рис. 1. Схематическая геологическая карта участка Наусалы. 1 – четвертичные делювиальные отложения; 2 – автомагматические брекчии; 3 – туфоконгломераты; 4 – туфопесчаники; 5 – границы субвулканических тел; 6 – контакты геологических тел: достоверные (1), предполагаемые (2); 7 – предполагаемые разрывные нарушения.
Автомагматические брекчии по ручью Наусалы имеют четко рвущие контакты с породами вулканомиктовой фации (туфоконгломераты, туфогравелиты, туфопесчанники). Внутреннее строение залежи неоднородно. Она сложена темно-серыми с фиолетовым оттенком породами, имеющими лавовидный облик. На фоне афанитовой массы четко выделяются обильные вкрапленники плагиоклаза, реже, биотита, роговой обманки, кварца. Распределение темноцветных минералов крайне неравномерно. Полевошпатовые вкрапленники характеризуются кучным распределением. Наблюдаются обломки размером от 1 до 5 см мелко-крупнопорфировых плагиоклазовых андезитов, гранодиоритов. На отдельных участках видна вертикальная ориентировка сильно измененных пород (туфопесчаников, андезитов, сланцев), а также автомагматические брекчии по внешнему облику и составу создают типичную для туфов картину – обломки минералов густо насыщают одни участки, а в других содержатся в незначительном количестве. Наличие рвущих контактов, вертикальная ориентировка свидетельствуют об экструзивной природе этих образований. Другое автомагматическое тело андезит-дацитов откартировано в нижнем течении р. Кызылалма (вблизи Кызылалмасайской жерловины). Это субвулканическое тело имеет вытянутую форму – протяженность 1200 м, мощность около 100 м и прорывает породы фундамента (сланцы, диориты). Контактовые изменения выражены слабо. Здесь больше обломков пород (гранитов, гранодиоритов, сиенодиоритов, сланцев, базальтов, андезитов, трахиандезитов) уплощенной формы. В отдельных местах фемические минералы имеют ориентировку, параллельную контактам, обусловливая полосчатую текстуру. Автомагматические брекчии развиты по обоим бортам р. Гошсай, где имеют рвущие контакты с туфами андезит-дацитового состава акчинской жерловины, форма тел изометричная. На левом борту р. Гошсай установлены жерловины автомагматических брекчий андезит-дацитов с падением 40-45° на юг, выше полого (5-10°) инъецирующие во вмещающие породы (туфы акчинского комплекса). Ширина тела 70-80 м, простирается на 800 м. Здесь содержится большое количество лавовидных обломков размером 5-8 см, параллельной ориентировки. Контактовые изменения не наблюдаются. Ранее эти образования назывались лавобрекчиями. Слабая выраженность контактовых изменений и большое сходство пород с кристаллокластическими туфами затрудняло их однозначную диагностику в поле. Характерной особенностью туфовых образований является сильно выветрелый облик и сглаженные формы в рельефе. Автомагматические брекчии более плотные, менее изменены, выглядят сливными и на темном фоне вкрапленники не всегда выделяются. В рельефе эти породы образуют скальные выходы, нередко с матрацевидной отдельностью.
Петрографические особенности автомагматических брекчий
Петрографические особенности автомагматических брекчий следующие. Структура пород резкопорфировая, сумма вкрапленников составляет 53-78% от объема породы. Обилие вкрапленников, которые распределены неравномерно, визуально сближает их в полнокристаллическую, реже, микропойкилитовую структуру со следами флюидальности и кварц- полевошпатовым агрегатом. Встречаются также ликвационные типы структур. Ведущим структурным признаком рассматриваемых пород является обломочный облик породообразующих минералов и резорбция их основной массой. Вкрапленники представлены (в %): плагиоклазом – 21-35, пироксеном – 0,3-6,4, биотитом – 3,8-7,8, кварцем – 0,4-2,2 и калиевым полевым шпатом – 0,2-1,8. Плагиоклаз преобладает среди вкрапленников и образует несколько генераций. Наиболее отчетливо фиксируются три генерации. Первая представлена изоморфными, слегка оплавленными табличками размером 0,2-0,5 мм, которые нередко в виде включений встречаются в плагиоклазах второй генерации. По составу соответствует андезину (Аn45-48%). Эта генерация часто катаклазирована, замещена микрозернистыми агрегатами карбоната, эпидота. Вторая генерация (Аn38-44%) образует кристаллы от 1-2 до 3 мм и имеет обломочный габитус. Третья генерация – микролиты (Аn34-42%) в основной массе. Размер их 0,01-0,02 мм. Пироксен соответствует диопсид-авгиту (0,4-2 мм). Содержит включения плагиоклаза и биотита. Форма кристаллов короткопризматическая, окраска зеленоватая. Роговая обманка буроватого цвета, иногда с зеленоватым оттенком. Она образует зерна размером 0,2-0,8 мм. Нередко по ней развивается биотит, образующий псевдоморфозы, иногда содержащие реликты бурой роговой обманки. Биотит представлен мелкими чешуйками размером от 0,1 до 0,2 мм. Нередко чешуйки оплавленные. Окраска буро-красная. Общая железистость 38-41% [8].
Кварц встречается в виде корродированных микровкрапленников размером от 0,1 до 0,8 мм, а главная масса его совместно с полевым шпатом представлена в основной массе. Калиево- натриевый полевой шпат присутствует в виде редких изометричных и таблитчатых кристаллов размером до 1 мм, часто интенсивно пелитизирован, зерна его корродированы основной массой. В последней он наблюдается в виде мелких таблитчатых пойкилитовых вростков в кварце, образующих микропойкилитовый агрегат или в виде неправильных зерен в срастании с кварцем. Магнетит образует микровключения в пироксенах, плагиоклазах, а также присутствует в основной массе в виде «рудной пыли» и изометричных зерен. В автомагматических брекчиях наблюдаются также обломки чужеродных пород, нередко оплавленные, изометричной формы, размером от 0,5-4-5 мм до 3-5 см. По составу они соответствуют гранодиоритам, порфировидным гранитам, сланцам, андезитам, песчаникам.
Основной особенностью автомагматических брекчий андезит-дацитов, не позволяющих рассматривать их в качестве лавовых образований, игнимбритов и туфов, является многостадийный характер кристаллизации и резко выраженный обломочный характер породообразующих минералов. Плагиоклаз наряду с идиоморфным габитусом (1 генерация), благодаря автоклазу, тоже приобретает обломочный габитус. Темноцветные минералы как правило не опацитизированы, а подвергаются хлоритизации, эпидотизации и серицитизации. Опацитизация отмечается только в апикальных частях автомагматических тел. Кварц имеет оскольчатый габитус. Основная масса пород криптокристаллическая, микропойкилитовая, иногда ликвационная. Последняя нередко приводит к появлению «псевдопепловых» структур. Е.Б.Яковлева [13] объясняет это тектоническим воздействием на частично раскристаллизированный вязкий расплав, приводившим к деформации ранее сформировавшие кристаллы. Хрупкие минералы (кварц, плагиоклаз) при этом дробились. Возможно также, что своеобразный облик автомагматических брекчий связан с газовыми взрывами и дроблением вкрапленников в период поздних эксплозий и обломков пород. Специфичность условий залегания автомагматических брекчий – рвущие тела в приповерхностной части земной коры, тесная пространственная связь их с вулканитами, близость состава с покровными андезит-дацитовыми, андезитовыми разностями (туфами и игнимбритами). Особые петрографические черты позволяют выделить их в самостоятельную субвулканическую или экструзивную жерловую фацию.
Орогенные андезиты
Составляя в целом единую группу пород [6], орогенные андезиты в то же время достаточно разнообразны по химическому составу, минералогическим и петрографическим характеристикам. Из 126 химических анализов, ряд которых приведен в таблице по Кызылалминскому рудному полю, видно, что орогенные андезиты и автомагматические брекчии достаточно разнообразны по химическому составу, минералогическим и петрографическим характеристикам.
Для разделения пород орогенных областей в целом, и андезитов в частности, предлагались различные классификации, в основе которых как химические, так и петрографо-минералогические характеристики. Главные из них были рассмотрены Д.Джиллом, являются достаточно четкими и обоснованными [6]. Им был использован более гибкий подход, основанный на одновременном применении двух характеристик: содержание К2О и величина отношения FeO/MgO при данном содержании SiO2 (рис. 2). Из диаграммы видно, что все андезиты известково-щелочные, высококалиевые.
Рис 2. Номенклатура орогенных андезитов, по Д.Джиллу. а – положение известково-щелочных (СА) орогенных пород по отношению к толеитовым (ТH) и координатам FeO/MgO-SiO2; б – границы орогенных андезитов в координатах К2О-SiO2. 1 – брекчии, 2 – андезиты.
Характерна натриевая специфика рассматриваемых вулканитов. При таком подходе в названии породы отражается ее принадлежность к известково-щелочной или толеитовой серии с определением содержания калия. Как заметил Д.Джилл, для разделения толеитовых и известково-щелочных серий вместо АFM-диаграммы удобнее пользоваться более простой диаграммой FeO/MgO–SiO2 предложенной Миясиро (1974), которая позволяет классифицировать отдельные породы или серии пород с узким интервалом составов. Это тем более правомерно ввиду того, что границы между сериями довольно условны, так как между ними наблюдаются все переходные разности, и серии нередко перекрываются. На большом статистическом материале Д.Джилл показал, что в рамках его классификации наиболее типичны среди орогенных андезитов средне-калиевые известково-щелочные.
Заключение
Таким образом, рассмотренные в данной работе андезиты и автомагматические брекчии имеют одинаковый химический состав, на что указывает их высококалиевый облик, превышение закиси железа над окисью и известково-щелочной тренд, что позволяет говорить об общности механизма их генезиса и предположить, что был единый магматический очаг. В то же время каждая вулканоструктура обладает своими, только ей присущими геохимическими характеристиками. Наблюдается закономерное увеличение щелочности пород от Туркестанского палеоокеана к континенту. Эти и многие другие геохимические и геологические наблюдения указывают на существование региональных особенностей в общем глобальном механизме петрогенезиса андезитов. Геохимические особенности подчеркиваются высоким содержанием редких элементов орендитового ряда. Автомагматические брекчии являются поисковым признаком на благородные металлы, а также медно-колчеданного оруденения для северо-востока России.
ЛИТЕРАТУРА
1. Арапов В.А., Анкудович П.М. и др. Петрографические типы брекчий Чаткало-Кураминского региона и приуроченность к ним оруденения // Некоторые актуальные проблемы геологии и рудоносности складчатых поясов. – Т., 1980. – С. 3-12.
2. Арапов В.А. Вулканизм и тектоника Чаткало- Кураминского региона. – Т.: Фан, 1983. – 256 с.
3. Далимов Т.Н., Рафиков Я.М. Основные черты эволюции Чаткало-Кураминского региона в палео- зое // Узб. геол. журн. – 1987. – № 4. – С. 57-68
4. Бабанский А.Д., Рябчиков И.Д., Богати- ков О.А. Эволюция щелочно-земельных магм. – М.: Наука, 1983. – 160 с.
5. Иванов Б.В. Типы андезитового вулканизма тихоокеанского подвижного пояса: Автореф. дисс…. докт. геол.-мин. наук. – М., 1988. – 36 с.
6. Кадик А.А., Максимов А.П., Иванов Б.В. Физико-химические условия кристаллизации и генезис андезитов. – М., 1986. – 158 с.
7. Рафиков Я.М., Ганиев И.Н., Исламов Б.Ф. Средне-позднекаменноугольная вулканоплутоническая ассоциация Кураминской зоны (Срединный Тянь-Шань) // Геология и минеральные ресурсы. – 2009. – № 2. – С. 8-20.
8. Рафиков Я.М. Автомагматические брекчии Шаваз-Дукентского грабена // Узб. геол. журн. – 1989. – № 3. – С. 45-49.
9. Рафиков Я.М. Андезитовый магматизм Срединного Тянь- Шаня // Мат-лы Республ. конф. памяти акад. Т.Н.Далимова. – Т., 2012. – С. 15-17.
10. Рафиков Я.М. Новая схема верхнепалеозойского магматизма Чаткало-Кураминского региона (Срединный Тянь-Шань) // Геология и минеральные ресурсы. – 2020. – № 3. – С. 34-39.
11. Фролова Т.И., Перчук Л.Л., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. – М.: Недра, 1989. – 261 с.
12. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Андезитовый вулканизм в истории Земли // Вестник Моск. ун-та. Сер. 4, геология. – 1992. – № 3. – С. 3-16.
13. Яковлев Г.Ф., Яковлева Е.Б. Флюидопорфировые комплексы подвижных зон // Эволюция вулканизма в истории Земли. – М., 1974. – С. 368-373.
Статья представлена членом редколлегии докт. г.-м. наук Р.Ахунджановым.