Геодинамические режимы формирования мезозойской сомхето­карабахской островодужной постройки евразиатской активной окраины



жүктеу 79.41 Kb.
Дата31.03.2016
өлшемі79.41 Kb.
: uu2006 -> avtors
avtors -> Ископаемые палеозойские гайоты Джидинской зоны палеозоид
avtors -> Субщелочный вулканизм платформенного режима развития Воронежского кристаллического массива
avtors -> Тектонические закономерности размещения и геодинамические условия формирования верхнедевонских вулканических формаций припятской зоны рифтогенеза

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕЖИМЫ ФОРМИРОВАНИЯ МЕЗОЗОЙСКОЙ
СОМХЕТО­КАРАБАХСКОЙ ОСТРОВОДУЖНОЙ ПОСТРОЙКИ
ЕВРАЗИАТСКОЙ АКТИВНОЙ ОКРАИНЫ

В. А. Агамалян


Институт Геологических наук Национальной Академии наук
Республики Армении, vagamali@sci.am

Сомхето-Карабахская островодужная постройка (СК ОД) расположена преимущественно на территории Армении, а также частично на территории Грузии и Азербайджана. Она была впервые выделена К.Н.Паффенгольцем как мезозойская эвгеосинклинальная тектоническая зона [Паффенгольц, 1948]. Островодужная природа СК зоны была подчеркнута при палинспастических реконструкциях Ш.А.Адамия и др. [Адамия и др., 1978], а островодужный характер юрских вулканитов СК зоны был геохимически обоснован Р.Магакяном и др. [Магакян и др., 1985]. Однако относительно механизма формирования,, направления субдукции и следовательно полярности вулканизма, формаций пород имеются противоположные взгляды. Большинство исследователей считает, что СК дуга образовалась в результате С-СВ субдукции океанической коры Палеотетиса под Евразиатскую окраину [Dewey et al., 1973; Адамия и др.,1978; Лордкипанидзе, 1980 и др. ], тогда как другие считают ,что субдукция происходила в противоположном направлении – с севера на юг [Sengor et al., 1981; Мурадян, 1994].Нет единого мнения на начало и конец островодужного режима, а также деталей становления. Важность изучения СК зоны диктуется тем, что она вмещает мезозойское медное и золото-полиметаллическое промышленное оруденение известных колчеданных месторождений Закавказья – Алаверды, Кафан, Шамлуг, Ахтала, Шаумян и др.

Вулканические постройки СК ОД заложены на герцинском сиалическом кристаллическом фундаменте, в отличие от Перигондванской Армянской складчатой зоны, подстилаемый пан-африканским докембрийскин фундаментом [Агамалян и др., 1982].Герцинский фундамент СК зоны обнажается на Локском массиве и на Ахумском и Асрикчайском выступах из-под аспидно-терригенной формации лейаса в ядрах альпийских антиклинальных структур. На Ахумском массиве обнажаются кварц-полевошпатово-хлорит-серицитовые метаграуваковые зеленые сланцы с графисодержащим горизонтом и герцинские метаофиолиты. По сланцам в лаборатории изотопной геологии Армении были получены возрастные данные: по изохронному Rb/Sr методу возраст сланцев составляет 295±7 млн.лет при (87Sr/86Sr)0=0,7057±0,0016 [Багдасарян и др., 1978]. К-Аг определения возраста (-300 млн.лет) сланцев совпадают с Rb/Sr, что свидетельствует о незначительном термалном влиянии юрского вулканизма на субстрат. На Локском массиве обнажаются более глубокие горизонты фундамента, где метаморфические сланцы импрегнированы герцинскими гранитами с K/Ar возрастом в ±6 M.a. [Вашакидзе, 2000]. На Асрикчайском небольшом эрозионном “окне” герцинского фундамента, основание юры представлено толщей крупновалунных конгломератов, а также гравелитами и песчаниками. Здесь насчитываются все ярусы лейаса: геттанг, синемюр, плинсбах, тоар и аален. Галька и валуны представлены преимущественно дацитами и риодацитами возможно триаса?

Считается, что вулканизм начался со средней юры в нижнем байосе [Габриелян и др., 1981].Однако нами обнаружены в аспидной толще лейаса потоки оливиновых гавайитов и риодацитов с ясными признаками согласного напластования, резко отличающиеся от базальтов и плагориолитов байоса. Однако, наиболее интенсивный вулканизм, конечно начинается с нижнего байоса с подводного (глубоководного) извержения пиллоу-лав спилитовых базальтов и вариолитов.Местами в аргиллитах лейаса сохранились трещинные каналы излияний пиллу-лав. В ущелье р.Ахум непосредственно к северу (вниз по течению) от выхода кристаллических сланцев в межшаровом пространстве сохранились треугольные заполнения алевролита и аргиллита с остатками радиолярий, что свидетельствует о батиальных глубинах извержений ниже уровня лизоклина. Об этом свидетельствует также ничтожная карбонатность аспидной толщи. Лавы перемежаются с гиалокластитами, представленными хлоритизированными и эпидотизированными фрагментами растрескавшегося базальтового стекла. Стратиграфически выше афировые пиллоу-лавы ущелья р.Ахум сменяются порфировыми андезито-базальтами с сиреневым оттенком ( “плагиоклазовые порфириты”).

Совершенно тождественный разрез наблюдается в Апаранской серии, развитой на западном склоне Цахкуняцкого хребта в в районе поселков Апаран, Лусагюх, Меликгюх. Здесь присуствуют как терригенни-аспидная толща лейаса названная нами Сараланджской свитой, так и толща пиллоу спилитовых базальтов и гиалокластитов, выделенная нами под названием Лусагюхской свиты , которые я параллелизовал с разрезом лейаса и нижнего байоса СК ОД из ущелья р. Ахум [Агамалян,1978]. Апаранская серия Цахкуняцкого хребта разделена от аналогичных нижне-среднеюских образований СК зоны палеогеновыми породами Севано-Ширакского синклинория шириной в 75 км. По ряду признаков мы считаем Севано-Ширакскую зону палеогеновым внутриконтинентальным рифтом [Агамалян, 2004] Будучи наложенным частично на СК зону , Севано-Ширакский рифт отсек Апаранскую серию от СК зоны и при своем раскрытии сместил ее к юго-западу на свою ширину в 75 км.

В верхнебайосское время основные породы сменяются плагиориолитами (кварцпорфирами), корни извержения которых прорывают базальты нижнего байоса и метаморфические сланцы палеозоя в виде штоков и даек, а излияния вязкой кислой магмы, очевидно в виде сближенных экструзий в водную среду, в подводной обстановке дезинтегрированы в различные брекчии, образующие стратифицированную толщу кварцевых порфиров верхнего байоса. Каналы извержений кварцевых порфиров послужили путями для циркуляции гидротермальных растворов, образующие концентрически-зональные метасоматические ореолы вокруг этих центров и послужили также путями для под'ема рудоносных растворов.

Отложения бата представлены маломощной ингрессивной толщей известковых песчаников, местами угленосных, потоков мандельштейнов и авгитовы базальтов мощностью 120 м [Геология АрмССР, т. 2, 1964]. Появление известковистости начиная с бата знаменует рост островной дуги выше уровня карбонатной компенсации, тогда как в лейасе и в нижнем байосе шло накопление глинистых отложений в бескарбонатной среде, ниже лизоклина.

В это же время, судя по данным абсолютного возраста, происходило внедрение плагиогранитных интрузий, удивительно сходных с кварцпорфирами верхнего байоса по минеральному и химическому составу и по структуре. Это может свидетельствовать о внедрении магмы плагиогранитов из тех же ареальных очагов, что и магма кварцпорфиров.Согласно экспериментальным данным Хелза [Heltz, 19..] плагиогранитная (трондьемитовая) магма формируется при частичном плавлении толеитов океанической коры в основании островных дуг.Возможно, что причиной генерации низкокалиевой кислой магмы кварцпорфиров и плагиогранитов послужило тепловое влияние большого об'ема водонасыщенной базальтовой магмы нижнего байоса на мафический субстрат СК ОД, приведший к выплавлению трондьемитовой магмы.. Последующая эволюция этого очага могла породить магму тоналитов и гранодиоритов неокома. По геохимическим исследованиям Р.Магакяна, механизмы генерации магм кварцпорфиров и плагиогранитов различны, первые имеют диференциационный генезис, а вторые возникли в результате палингенного плавления [Магакян, 1985]. Р.Л.Мелконян предполагает для базитов и плагиогранитов наличие автономных субстратов соттветственно на мантийном и коровом уровнях [Мелконян, 1989].

В келловейское время вершина СК ОД оказалось в волноприбойной зоне либо отчасти поднялась выше воды, что привело местами к полному размыву батских отложений, а также к частичниму размыву верхней части кварцпорфировой толщи верхнего байоса. При последующем медленном опускании, продукты размыва не были смыты в понижения из-за отсуствия речний сети, а остались на месте на гребне ОД покрывая непосредственно кварцпорфировую толщу осадочными брекчиями и конгломератами, состоящими почти полностью из обломков кварцевых порфиров[Мандалян, 1990].

Верхнеюрско-неокомские образовамия, согласно исследованиям Р.А.Мандаляна [Мандалян, 1990] представлены вулканогенно-карбонатыми отложениями, представленные чередованием известняков, а также доломитов и известковых песчаников с потоками лав базальтового, андезито-базальтового и андезитового систавов, местами пиллоу лав и гиалокластитов [Мандалян и др., 1974]. Условия мелководия продолжаются и в неокоме и Артаминская свита отлагается уже в субаэральных условиях.

Существование Сомхето-Карабахской островной дуги заканчивается при столкновении с ней (коллизии) с юго-запада Киммерийского континента при зактытии Севанского бассейна Палеотетиса с обдукцией реликтов океанической коры на островной склон, что имеет место в верхнеконьякское время верхнего мела. Этот знаменательный эпизод в тектонической истории Южного Кавказа уверенно датируется по трансгрессивному несогласному перекрытию сильно деформированных пород офиолитовой ассоциации недеформированними терригенно-карбонатными отложениями верхнего коньяка и сантона-маастрихта[Агамалян, 2004]. Поэтому все образования моложе верхнего коньяка (палеогеновые интрузии и молодое оруденение) находящиеся в этой зоне, уже не могут быть отнесены к островодужным образованиям, а должны быть причислены к постколлизионным образованиям.


Список литературы


Агамалян В. А. Древние метаморфические комплексы территории Армянской ССР и их тектоническое положение // Матер.П рег.петрогр.совещ. по Кавказу, Крыму и Карпатам. Тбилиси: Изд.КИМС, 1978. С.109-115.

Агамалян В. А., Асланян А. Т., Багдасарян Г. П., Гукасян Р. Х. Области ассинтской и герцинской консолидации в кристаллическом основании структурно-формационных зон территории Армянской ССР// Матер.Кавказского Междунар.симпозиума Проекта № 5 МПГК, М.,1982. С.15-16.

Агамалян В. А Формирование и эволюция земной коры Малого Кавказа в зоне коллизии пассиовной и активной окраин Палеотетиса.// Труды ГИН АН Грузии, Новая серия, 2004, Вып.119. С.46-54.

Адамия Ш. А., Шавишвили И. Д. Модель тектонической эволюции земной коры Кавказа и прилегающих территорий // Геотектоника,1979, № 1. С.77-84.

Багдасарян Г. П., Гукасян Р. Х., Казарян К. Б. Сравнительное изучение возраста древних метаморфических сланцев бассейна р.Ахум (Армянская ССР) К-Аг и Rb-Sr методами // Геохронология Восточно-Европейской платформы и сочленения Кавказско-Карпатской системы. XIX сессия. М.: Наука, 1978. С.47-56.

Вашакидзе Г. Т. Палеозойские гранитоиды Локского массива.// Тр. ГИН АН Грузии, Нов.серия, 2000, вып.15. С.320-332

Габриелян А. А., Саркисян О. А., Симонян Г. П. Сейсмотектоника Армянской ССР // Ереван: Изд.ЕГУ, 1981, 283 с.

Геология АрмССР. Стратиграфия.// Изд. АН АрмССР, 1964, Т. 2. 432 С.

Лордкипанидзе М.Б., Альпийский вулканизм игеодинамика центрального сегмента Средиземнимирского складчатого пояса.//Изд. «Меценереба», Тбилиси, 1980,160 С.

Магакян Р., Закариадзе Г. С., Дмитриев Л. В., Колесов Г. М., Коровкина Н. А. Геохимия юрско-нижнемелового вулканического комплекса. северной Армаении.// Вулканология и сейсмология, 1985, N 3, S. 39-53.

Мандалян Р. А., Агамалян В. А. О спилитах из верхнеюрских отложений северной части Армянской ССР // ДАН АрмССР, 1974, т.58, № 4. С.219-223

Мандалян Р. А., Верхнеюрский-неокомский седименто- и литогенез Армении.// Изд. АН Арм.ССР, Ереван, 1990, 173 с.

Мелконян Р. Л. Петрология и рудонсность мезозойских островодужных гранитоидных формаций Малого Кавказа // Автореферат докторской диссертации. Москва, 1989, 52 с.

Мурадян К.М. Руданосность вулканогенных формаций Малого Кавказа.//Изд.НАН Армении, 1994, 360 С.



Паффенгольц К. Н. Геология Армении // М.-Л.: Изд. Мин-ва геологии, 1948, 895 с.

Dewey I.,Pitman W.,Ryan W. and Bonnin I. Plate Tectonics and Evolution of the Alpine system // Geol.Soc.Amer.Bull,1973, 84/10. P. 3137-3186

Heltz P.Phase relation of basalts in their melting ranges at РH2O=5 kb // J.Petr.,1976,17.P.139-193

Sengor A. M. C., Yilmaz. Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach // Tectonophysics, 1981, v.75, N 3/4. P. 181-241.

Рис. 1. Стратиграфическая колонка Арзаканской зоны докембрия Армении
Рис. 2. Стратиграфическая колонка Анкаванской серии Армянского кристаллического массива.
Рис.3. Докембрийские вулканогенные породы Армении на диаграмме TAS.
Условные обозначения: 1 – амфиболиты Анкаванской серии; 2- порфиритоиды ггукской свиты 3 – порфироиды далларской свиты Далларской серии.
Заметно, как амфиболиты, так и порфиритоиды расположены в поле базальта и пикробазальта, а порфироиды представлены дацитами и риодацитами при отсуствии промежуточных пород.
Рис. 4. Диаграмма AFM докембрийских вулканигенных пород Армении.
Условные обозначения см. Рис.3.
Заметно, что как базальтовые породы, так и кислые породы располагаются в толеитовом поле.
Рис. 5. Палинспастические разрезы тектонической эволюции докембрийского вулканизма Перигондванской зоны Армении.
1 – верхняя мантия; 2 – океаническая кора; 3 – докембрийская кора; 4 – палеозойская кора Кавказа; 5 – докембрийская трондьемитовая формация; 6 – докембрийская гранито-гнейсoвая формация.




©netref.ru 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет