Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология гранитоидов центральнопиринского Плутона (НРБ)

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология гранитоидов центральнопиринского Плутона (НРБ)"

МОСКОВСКИМ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ нм. М В. ЛОМОНОСОВА

Геологический факультет Кафедра петрографии ;

' На правах рукописи

МАЧЕВ ФИЛИП АЛЕКСАНДРОВ

УДК 552.321.1 (498.2)

ПЕТРОЛОГИЯ ГРАНИГОИДОВ ЦЕНТРАЛЬНОПИРИНСКОГО ПЛУТОНА (НРБ)

04.00.08— Петрография и вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва — 1990

Работа выполнена на кафедре петрографии Геологического факультета МГУ им. М. В. Ломоносова

доктор геолого-минералогических наук, профессор А. А. Маракушев

кандидат геолого-минералогических наук, доцент П. Ф. Емельянекко

доктор геолого-минералогических наук, профессор В. И. Чернов (МГРИ)

кандидат геолого-минералогических наук, ст. н. сотр. Н. II. Зардиашвили (Институт повышения квалификации МИНГЕО СССР)

Ведущая организация: Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии АН СССР (ИГЕМ)

Защита состоится 25 мая 1990 г., в 14-30 час., в ауд. 301 на заседании специализированного Ученого Совета К.053.05.08. по петрографии, геохимии и геохимическим методам поисков геологического факультета МГУ (Москва, 119899, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ, сектор А, 6-й этаж.

Автореферат разослан « && » 1990 г.

Научные руководители:

Официальные оппоненты:

Ученый секретарь

специализированного Ученого Совета ст. н. сотр.

А. М. Батанова

ВВЕДЕНИЕ

Работа посвящена петрографии, петрохкмии и геохимии гргни-тоидов Центральнопирлнского плутона и их вмещающих пород.

Актуальность теми: В 1939 р. Стр.Димлтров впервые употребил термин "южноболгарские граниты", объединяя таким образом, все гра-нитоидные плутоны на территории икнои Болгарии, для которых он предположил одинаковые /палеозойский/ возраст, генезис и связь всех разобщенных плутонов на глубине. Этот тердш давно утратил свое генетическое значение и сегодня в болгарской геологической литературе он используется только в описательном, географическом смысле, так как для большинства гранитных плутонов установлен различный возраст и тектоническое положение. Б атом аспекте особое место занимают гршитоиды Пиринских гор, представленные тремя Плутонами - Даутовско-кресненскиы, Ценгральнопиринским и Тешовским, которые составляют группу вероятно близкого возраста, но относительно более молодую чем граниты другой группа "южноболгарских гранитов".

Актуальность предлагаемой диссертационной работы заключается в выявлении закономерностей проявления гранитного магматизма на территории Пиринских гор на примере Ценгральнопиринского плутона.

Цель работы состояла в разделении гранитоидов центральных частей Пиринских гор, выявление источников родоначальной магмы и физико-химических условий образования гранитных плутонов.

В соответствии с этой целью при проведении исследований были определены следующее задачи:

- детальное изучение структурных и текстурных особенностей гранитоидов трех плутонов,, которые были выделены на территории центральных Пиринских гор.

- выявление особенностей химического состава пород и породообразующих минералов.

- исследование геохимических характеристик, в том числе и распределение редкоземельных элементов.

- изучение вмещаш^х гранитовды метаморфических пород.

-Материалы и методика исслеппвянид. Основой для исследований

послужили материалы, собранные автором в течение 1986-1989 гг. во время полевых работ в районе центральных Пиринских гор на площади более 600 кит. Для изучения пород под микроскопом отбирались пробы для изготовления прозрачных шлифов по всей площади вскрытия изучаемых пород и из всех диалогических разностей. Были просмотрены и писаны более 520 прозрачных шлифов. Для изучения химического сос-

тава гранитоидов были сделаны 39 анализов главных петрогенных компонентов в химической лаборатории Геологического факультета 1ГУ. В 45 монолмнеральнкх пробах КПШ определено содержание Ьа , Бй и в радиометрической лаборатории каф.геохимии МГУ. Для геохимической характеристики гранитоидов в 40 пробах определены содержания % V рентгеноспектральньм методом в ГИ ЕАН. Нейт-ронно-активациоюше анализы /32 бр./ выполнены в Геологическом предприятии лабораторных исследований, Г.София. Структурное состояние 33 проб КШ определялось на дифрактометре ДЮК-УМ-1 на медном излучении. На микрозонде было выполнено более 400 определении химического состава породообразующее минералов. Для изучения Ь-Т условий метаморфизма и температурных условий кристаллизации гранитных расплавов использовалось распределение компонентов между сосуществующими минералами и геогермометры по Перчуку и др./1976/.

Научная новизна работы состоит в следующем:

1.Установлена приуроченность мегоморфичесяих пород района Дентральнопиринского плутона к двум большим тектоническим единицамг к ¿-одопскому и Сербско-Какедонскому масивам. До сих пор эти породы рассматривались как часть разреза метаморфических пород Родопского массива. Породы Родопского и СербскотМакедонского массивов отличаются какпо диалогическому соству,. так и по степени метаморфизма. Установленная направленность увеличения степени метаморфизма не соответствует существующим подставлениям о стратиграфической последовательности метаморфических пород в Пиринских горах /Загорчев

и др.,1971,1Ш7/.

2. В районе центральных частей Пиринских гор выделены три самостоятельных, разновозрастных гранитных плут она:Спанче веки й„ Демя-нишекий и Дентральнопиринский. В Центральнопиринском плутоне уста^ навливаются две фациальные разности-равномернозернистые и порфйро-видные граниты. Доказана несостоятельность с одной стораны разделение порфировидных и равномернозернистых гранитов в виде отдельных, разновозрастных плутонов, а, с другой стороны, несостоятельность' объединения Демянишского и части Спанчевского плутонов вместе с порфиро видными гранитами Дентральнопиринского плутона в единый /Безбогский, Загорчев и др.,1937/ плутон.

3. Впервые на территории Пиринскох гор установлено присутствие неыетамор^изованных мезозойских /?/ отложений.

Ррактическая значимость работу состоит в том, что расчленение гранитов центральных частей Пиринских гор и вмещающих их метаморфических пород будет способствовать более полному пониманию вопросов

: . -з-

, геологического строения,, метаморфической эволюции и гранитного магматизма изучаемого района при дальнейших геологическох исследованиях. . ..

„Апробация результатов исследования. Результаты работа докладывались и обсуждались на 17 конференции молодых ученых «¡ГУ им, М. В.Ломоносова/1990 г./ и. на 12-ой конференции болгарских учащихся в СССЬ /Москва,1990 с/.

Объем и структура работы, диссертация содержит ¿^страницы такста, 25 таблиц, 92 рисунков,66 фотографии., список литературы 165 наименований и состоит из введения, шести глав и заключения.

Благодарности. Автор'содтает своим приятным долгом высказать глубокую благодарность своим научным руководителям П.Ф.Емельяненко и А.А.л&ракушеву за постоянную заботу, помощь и консультации при обсуждении различных вопросов, возникших при разработке теш диссертации. Р.Арнаудовой /ГИ БАН/ признателен за плодотворные дискусии по проблемам структурного состояния КПШ и за помощь при выполнении рентгеноспектральных анализов.

Б процессе выполнения работы автор пользовался консультациями I.Иванова /СУ "Кл.Охридски"/,Ел.Димитровой /ГИ БАН/, Э.Сендерова /ГЕОХИ/, которым выражает благодарность. Автор благодарен своим коллегам М.Калчеву, Т.Георгиеву и Р.Недялкову за дискуссии и за предоставленные ш неопубликованные химические и нейтронно-актива-ционные анализы.

Глава!I. Геологическое строение Пиринских гор

Большинство исследователей причисляют Пиринокие горы к Родоп-скому массиву и выделяют их как один из четырех антиклинориев Ро-< допского массива. Считается, /Бояджиев,1971/, что для Пиринского антиклинория характерна каледоно-герцинская магматическая консолидация, отличающего его от других антиклинориев. Загорчев и др. /1971/ доказали наложенный дяскордантный характер интрузий Пиринского типа по отношению к структурам вмещающих их метаморфических пород. Пиринские горы рассматриваются как горст-антиклинорий, сложенный тремя структурами первого порядка докембрийского возраста /Загорчев и др. ,1971/

Глава 11. Петрография пород района Центральнопиринского .плутона ■

Проведенные нами исследования показали* что метаморфические породы в атом районе относятся к разрезам двух больших тектонических единиц-к Родопскому и Сербско-Македонскому массивам'. Кроме того, установлены некоторые различия между разрезами в Центральных Родопах и в Пиринских горах, что не позволяет механически выделять

-4в Пиринских горах те хе самые литостратиграфические единицы. В работе метаморфические породы района Централънопиринского плутона расчленены на толщи снизу в верк:

1. Мраморная толща. Она сложена мелко-,среднегврнистыми,. тол-стослоиотши кальцитовыми мраморами. Редко среди них встречаются прослои амфиболитов. Ка контакте с Цент^альнопиринским плутоном развиваются скарны.

2. ¡.!етагракитовая толща. Эта толща лежит с нормальным стратиграфическим контактом на толще мраморов. Она сложена преимущественно бластопорфировыми биотитовыми метагракитами с андалузитом.

В основе толщц встречаются гранатовые амфиболиты с синезеленым амфиболом.

3. Пестрая толща. Она имеет разнообразный литологический состав и сложена амфиболитами, амфиболовыми сланцами, мраморами, биотитовыми сланцами и др. Контакт с нижележащей толщей метаморфи-зованных гранитов либо тектонический,, либо извилистый.

4. Сланцевая толща. Лежит с норхамьнш стратиграфическим ' контактом на пестрой толще, а граница со Спанчевскими гранитами иногда нечеткая. Толща сложена преимущественно биотитовыми сланцами, редко появляются прослои мусковитовых и двуслюдянных сланцев. Среди них наблвдаются и прослои пегматоидньк метагранитов. В нижней части толщи в биотитовых сланцах наблвдается гранат с регрессивной зональность». От центра к периферии увеличивается МоО и СаО, а уменьшается № и МдО .

5. Гнейсовая толща. Она вскрывается в виде узкой полоски восточнее в. Вихрен и сложена преимущественно биотитовыми гнейсами. Б них установлен парагенезис биотит+андалузит+гранат // »86-е8?»/+ставролит ! $ *Ь8 £/.

6. Толща ыетаморфизованных туфов. Эта толща слагает самую • верхнюю часть разреза метаморфических пород в северной части района Центральнопиршского плутона. Самое широкое распространение в разрезе юлщи имеют тонкополосчатые, мелкозернистые биотитовые

сл; нцы,. среди которых наблюдается реликтовая перлитовая трещинова-тость и Сластопорфиры кварца.

Есе вышеописанные толщи относятся к разрезу метаморфических пород ¿-одопского массива- При атом гнейсовая толща и толща мета-мор^изованных туфов вскрываются в северной части района Централь-нопиринского плутона т.е. они оторваны в пространстве от других толщ.

7.;..етабазитовая толща. Образования этой толщи относятся к

разрезу Сербсжо-1Лакедонског§"массива и занимают четкое аллохтон-ное> положние в отношении остальных' пород. Только граниты Дентральь нопиринокого массива прорывают их.. !.,етабазлтоБая толща сложена метагабброидами и биотитовыми ортогнейсами. Изредка встречается линзы серпентинизированных гипербазитов. Кетагабброиды сложены синезеленым амфиболом, плагиоклазом, гранатом. На метагабброидн на ложекы интенсивные процессы хлоритизации, эпидотизацки, замещения амфибола актинолитом. Еиотитовые ортогнеисы сложены биотитом,, полевыми шпатами, гранатом, кварцем. Биотит интенсивно замещается мусковитом, а гранат хлоритом.

Таким образом, в породах метабазитовой толщи устанавливаются два парагенезиса. Первый, более высокотемпературный и Солее высокобарический парагенезис представлен в метагабброидах ассоциацией синезелеиая роговая обманка+гранат // -66 £/+плагиоклаз/ По амфибол-гранатовому термометру устанавливается температура 600-630°С. Эти условия отвечают амфиболитовой фации умеренных давлений /Миясиро,197бУ. В биотитовых ортогнейсах во время этого первого метаморфизма образовались гранат // =65-68 #/+плагион^аз+КШ11+кварц. По гранат-биотитовому термометру получена температура 570-640°С. Второй низкотемпературный парагенезис /хлорит+актинолит+клиноцои-зит/ образовался за счет наложенного, ретроградного метаморфизма эпидот-амфиболитовой фации. В биотитовых ортогнейсах биотит заме-щаетря светлой с ладой /фенгитом ?/, а гранат хлоритом.

Для метаморфических пород, относящихся к Родопскому массиву, тоже устанавливаются два этапа метаморфизма. Степень первого регионального метаморфизма увеличивается с запада на восток т.е. от сланцевой к мраморной толще, но она не выходит из границ биотит-муско битовых сланцев /Ыаракушев,1986/. В верхних частях разреза широко развит парагенезис синезеленая роговая обманка+хлорит+апидот/кли-ноцоизит/ в основных ыетапородах. С переходом к нижним иавтям разреза в ыетагранитовой толще появляется андалузит и биотит начинает . замениться мусковитом, что позволяет отнести эти изменения к более высокотепературной андалузит-биотит-ставролитовой субфации. Этим условиям метаморфизма отвечают и условия образования гранатовых амфиболитов в нижней части толщи.

Изменения гнейсовой толщи и толщи метаыорфизованных туфов находятся в рамках низкотемпературной части ставролитовой фации /Кориковский,1979/ со стабильными парагеназисами биотит+гранат / / »88 */+ставролит/ / «88 гранат // -88 £/+ставролит/_/ -88 */+ андалузит. Эти изменения можно отнести х андалузит-биотит-ставро-

литовой субфации при давлении 3-6,5 кбар. По ставролит-гранатово--му термометру получена температура вше 600°С, а по биотит-грана-/ товому 550-640°С, В верхних частях толщ! ыетаморфизованных туфов появляется андалузит,, в средней чати стабилен все еще зеленый хлорит с бйотитом, а в нижней части, приближаясь к гнейсовой толще, хлорит начинает замечаться ставролитом. По существующим парагене-зисам:ставролит+хлорит; ставролит+хлорит+биотит, можно заключить, что л:етал!орфизм толщи мегаморфизованных туфов был в границах ставролит-хлоритовой субфации при давлении около 3 кбар. "

Второй этап метаморфизма затрагивает породы,с обеих сторон Центральнопиринского плутона- Он низкотемпературный е имеет прей-мужественно дислокационный характер,, в результате чего Спанчевские и Демянлиские граниты приобрели гнейсоввдную текстуру. В ыетамор-фитах биотит замещается хлоритом и образуется гранат о регрессив- , ной зональностью. *'..',.

Вопрос о возрасте метаморфических пород весьма дискуссйон- . ный. Преобладает мнение о их докембрийском воз.расте /Ьергилов и др.,1963; Кожухаров и др.,1975,1989; Чумаченко и Др.,1988/, несмотря на то, чтоМеуев. /1963/.ба^оу /1976/, Анцырев и др./1930/ указывают на присутствие фауны палеозойского ¡возраста. К/Ай оп-.. ределения возраста находятся в интервале ¡35-24 млн.л. •■.•

8. Мезозойские /?/ отложения. Установлены впервые на территории Лирикеких гор. Они вскрываются в виде изолированных обнажений и представлены мелкозернистыми, неметаморфизованными известняками, с множеством обломков метаморфических пород. В них не обнаружены обломки гранитов Центральнопиринского плутона.

В этой главе рассматриваются и петрографические особенности Спанчевских и Деыянишских гранитов, которые несмотря на их магматическое происхождение являются вмещающими породами в отношении ' Центральнопиринского плутона.. :'...■ '

9. Спанчевский плутон. Он выделен еще Загорчевым и др./1971/ и разделяется,на две части из-за внедрения Центральнопиринского пл^гена, Спанчевский плутон сложен средне;-крупнозернистыми грани-таил с массивной текстурой и гипидиоморфнозернистой структурой,' которые характерны для центральных частей плутона, а к периферии граниты приобрели гнейсовидную текстуру и катакластическую структуру. Контакты с вмещающими породами либо резкие, интрузивные,; либо нечеткие в участках с гнейсовидностью. Спанчевские граниты пересекается множеством аллптсвых и пегматитовых;жил. у-~ • ;у-.

Плагиоклаз в них имеет са^ое широкое распространение и представлен дбумя генерациями /Аи зд_р4 иАп ^5-21^ •

КПП! тоже представлен двумя генерациями-в виде вкрапленников и в основной массе породы. Во вкрапленниках устанавливаются зональные включения кварца и плагиоклаза, что указывает на кристаллизацию из гранитной магмы.

Биотит плеохроирует в коричневых тонах.

Кварц всегда ксеномор^ный и представлен двумя генерациями. Первая образует зональные включения в КПЗ,, а вторая ксеноморфные зерна в основной массе. Б участках с гнейсовидностью кварц скачала гранулируется,, а потом вытягивается в полоски,, обтекая плагиоклаз и КПШ.

10. Демяниыский плутон.. Раньше граниты этого плутона описывались как крупнозернистые граниты и считались фациальной разновидностью порфировидных гранитов Центральнопиринского плутона. Позже /Загорчев и др.,1967/ Демянишские граниты вместе с северной частью Спанчевского плутона были объединены с порфировидными гранитами в составе единого /Еезбогского/ плутона. Еами доказана несостоятельность такого объединения. Демянишский плутон характеризуется резкими интрузивными контактами с метаморфическими породами, а Цен-тральноииринский плутон прорывает его.Демянишский плутон сложен крупно-,грубозернистыми гранитами с массивной текстурой и гипидио-мор^нозернистой,.' редко порфировидной структурой. Они интенсивно ка-таклазироваш в результате чего образуется гнейсовидная текстура и катакластические структуры.

Плагиоклаз представлен двумя генерациями. Плагиоклаз I образует идиоморфные кристаллы. Он нечетко зонален /Ап 35 в центре и 18-20 в пеР1ФеР11И/- Плагиоклаз II более кислый /Ап и образует ксеноморфные зерна.

КПШ представлен микропертитовым решетчатым микроклином. Изредка образует вкрапленники. .

Ьиотит плеохроирует в коричневых тонах,, а в зндоконтактовой зоне в краснокоричневых.

Кварц всегда ксеноморфен и представлен двумя генерациями. ■ При катаклазе кварц вытягивается в полоски, которые обтекают изогнутые кристаллы плагиоклаза и микроклина. Демянишские граниты не столь богаты аплитовыми и пегматитовыми жилами как Спанчевские граниты.

Глава III.Петрология гранитоидов Центральнопиринского плутона

Ка основании полевых наблюдений, петрографических, петро- и геохимических исследований в Центральнопирннском плутоне выделены две радиальные разности-пор^ироьидные и равномернозернистые грани- • ты. Большинство исследователей /Еояджиев,1959,1909; Загорчев и др. 1971,1567/' и др./ рассматривают порфировидные граниты как самостоятельный плутон. Нами доказана несостоятельность такого разделения.

Центральнопиринский плутон характеризуется резкими, интрузивными конатактами с вмещающими породами. Он не затронут метаморфизмом и деформация!!.

1. Порфировидные граниты

Порфировидные граниты имеют массивную, редко трахитоидную текстуру и порфировидную структуру.

Плагиоклаз в них представлен в виде хорошо оформленных кристаллов. Они четко зональные -Ал 30.32 в центре и Аи 15-24 в пеРи" рерии кристалла. Количество плагиоклаза в породе уменьшается с увеличением количества вкрапленников КПИ1. ••

КПШ представлен двумя генерациями-во вкрапленниках и в основной массе породы. Устанавливаются три разности вкрапленников. Первая, ато розовые, хорошо ограненные кристаллы, очень часто сдвойни-кованные по карлсбадскому закону. Они содержат ориентированные . включения плагиоклаза и биотита.Второй вид вкрапленников-молочнобе-лые, тоже хорошо ограненные, но они не сдвойникованы. Третий вид вкрапленников устанавливается только в апофизах и эндоконтактовых зонах порфировидных гранитов. Они имеют ядро из розового КПШ, за-. тем .следует тонкая кайма бурого, политизированного калишпата и потом кайма из мелких кристаллов плагиоклаза, которые как правило ориентированы параллельно граням КПШ. Все вкрапленники представлен ны микропертитоБ^м ортоклазом и распределены'весьма неравномерно в породе, достигая местами до 90 И1Ш основной массы тоже ортоклаз. Он ксеноморфен и включает в себя все остальные минералы, кроме кварца, образуя монцонитову» структуру., -

Биотит плеохроирует в коричневых, тонах.

Кварц встречается только в основной массе гранитов. Обычно он мелкозернистый, ксеноморфннй. ■

Роговая обманка появляется только в приконтактовых зонах, где количество вкрапленников КПШ мало или они вообще отсутствуют.. Представлена обыкновенной роговой обманкой, плеохроирующей в зеле-

ных тонах.

Среди акцессорных минералов устанавливаются ортит, циркон, апатит, сфен,. магнетит.

2. Равномернозернистые граниты

Равномернозернистые граниты имеют наиболее имрокое распределение. Контакты с порфировиднкми гранитами переходные, постепенные и иногда трудно провести границу между ними. Ширина переходной зоны не превышает 30-50 м, но может быть и более 1000 м. Описываемый другими авторами интрузивный контакт между обоими гранитами севернее с. Пирин не подтвердились. Дайки которые пересекают порфировид-ные граниты имеют состав кварц-диоритовых порфиритов и гракодиори-то вых порфиритов и относятся скорее всего к жильной фазе плутона. Со всеми остальными породами равномернозернистые граниты имеют резкие интрузивные контакты. Они среднезернистые с массивной текстурой и гипидиоморфнозернистой структурой.

Плагиоклаз в них представлен двумя генерациями. Плагиоклаз I почти полностью серицитизирован и его состав достигает до 52• Плагиоклаз II сдвойникован по альбитовому, альбит-периклиновому законам.

КПШ образует ксеноморфные зерна, включающие другие породообразующие минералы, кроме кварца и образует таким образом монцони-товую структуру. Он представлен микро- и криптопертитовым ортоклазом.

Биотит плеохроирует в коричневых тонах, только в эндоконтак-товых зонах плеохроирует в краснокоричневых цветах.

Роговая обманка наблюдается в виде хорошо оформленных кристаллов. Представлена амфиболом тремолит-паргаситового типа и плеохроирует в зеленых тонах.

Кварц мелкозернистый» ксеноыорфный и заполняет интерстиции между другими породообразующими минералами.

В зндоконтактовой зоне с мраморами появляется диопсид и гиперстен.

Акцессорные минералы представлены сфеном, ортитом, апатитом, цирконом, магнетитом.

В гранитах Центральнопиринского плутона редко наблюдаются аплитовые жилы* которые скорее всего похожи на лейкократовые микрограниты. Еще реже наблюдаются гнездовые пегматиты с линзовидной формой и нечеткими, контактами с вмещающими породами.

-103. Возраст гранитов

Вопрос о возрасте гранитов Пиринских гор весьма дисскусион-ный и нет однозначного ответа. Данные К /Ай определений варьри-руют в узких пределах - 3^-42 млн.л. для гранитов Центральнопиринского плутона и некоторые авторы считают, что этот возраст не отвечает возрасту образования гранитов, а показывает возраст своеобразного криптометамоздизма. По && методу Загорчев и др. /1987/ получили ь8+9 млн л. для порфировидных и 32 млн.л. для рав-номернозернистых гранитов, но так как эти авторы объединяют пор-фнроБидные,. Демянишские и часть Спанчевских гранитов в один плутон, то вряд ли этот результат можно считать достоверным. Достоверно лишь то, что граниты прорываются олигоценовыми вулканитами Местенского грабена и гальки гранитов не участвуют в олигоценовых конгломератах Кестенского и Брежанского грабенов.

В отношении Демянишских гранитов можно сказать, что они являются постыетаыорфическими, но образовались до внедрения гранитов Центральнопиринского плутона.

Согласно установленным взаимоотношениям можно утверждать, что Спанчевские граниты являются син- до постметаморфическими и они древнее всех гранитов района Центральнопиринского плутона.

Глава IV. Особенности менерального состава гранитоидов района Центральнопиринского.плутона

В этой главе детально рассматриваются особенности химизма биотитов и КПШ и структурного состояния КПШ выделенных гранитных плутонов.

1.Биотита

Биотиты исследуемых гранитов четко разделяются на две группы. С одной стороны биотиты равномернозершстых и порфировидных гранитов Центральнопиринского плутона, которые не отличаются по своему составу и, с другой, биотиты Спанчевских и Демянишских гранитов, которые несмотря на некоторые различия близки между собой. Би ст.иы порфировидных и равномеркозернистых гранитов Центральнопиринского плутона относятся к флогопит-аннитовоыу ряду и характеризуются самой низкой железистостью - 45,9 и 47,6 которая не зависит от железистости породы, так как эти граниты содержат магнетит. С другой стороны для этих биотитов характерны самая высокая тита-нистость и самая низкая глиноземистость /ниже 20

Еиотиты Демянишских гранитов характертзуются большей железистостью /всегда вьше &0 */ и пониженной титанистостью /0,03-0,075/

и повышенной глиноземпстостью /20-26 ¡5/, что приближает их к исто* нит-сидерориллитовоку ряду.

Биотиты Спанчевских гранитов похожи на биотиты Демянишских гранитов, но они более железистые /железистость доходит до 62 1«!. Для Спанчевских и Демянишских биотитов намечается четкая зависимость между жэлезистостью биотитов и железпстостьы породы, так-как эти граниты безмагнетитовые. Титанистость /0,03-0,0? $/ и гли-ноземистость /20-26'/»/ биотитов Спанчевских гранитов сопоставимы с этими параметрами Демянишских биотитов.

Для исследуемых биотитов устанавливается и различный тип изоморфизма. В биотитах равномернозершстых и порфировидных гранитов Центральнопиршского плутсна широко развит изоморфизм: 4A63ííT¡<,,<'Fe4'участием дополнительных 'многовалентных катионов/, что приводит к отрицательным, значениям, параметра d . Для биотитов Спанчевских и Демянишских гранитов характерен изоморфизм типа в них параметр d имеет положительные значения.

Так как химический состав биотитов является функцией физико-химических условий кристаллизации, то видно,что граниты Центрадь-нопиринского плутона более высокотемпературные и формироволись при повышенной потенциале калия /рис.1,2/. Установленные различия между биотитами Демянишских и порфировидных гранитов Центральнопирин-ского плутона не позволяют объединят их в единный плут он..

2. Калиевые' полевые шпаты /КПШ/

КПШ порфировидных и равномернозерыстьвс гранитов Пентрзльно-' пиринского плутона являются ортоклазами с A¿T(W =0,26-0,Зь. Не устанавливаются различия в структурюм состоянии КПШ вкрапленников и основной массы, кроме того КПШ этих гранитов, как правило ягля-ются"напряженнь!ми", что отражает низкую степень распада твердого раствора KW5;J08-Mo.At&ij0s.'.КПШ Демяшшсшх гранитов максимальные микроклины / Др «0,83-0,90 и AETi0 =0,85-0,90/. Причину "напряженности" этих КПШ надо искать как в катаклазе Демянишских гранитов, так и в низкой степени распада раствора XA£5;SC^-AbA£S¡j0j .

НПШ Спанчевских гранитов характеризуются большими вариациями структурного состояния-от ортоклаза до максимального микроклина. Более мелкие зерна полностью замещены решетчатым микроклином, а в более крупных зернах и во вкрапленниках можно установить все этапы замещения. Этот процесс микроклинизации привел к "нормальному" состоянию КПШ-они не являются напряженными. Из вышесказанного

А н1°

я

СО I

о,

а §

В1,- »к, В!,. в»,, *!„. Цк*^' В1

/ / / / / """У /

/ У /- С

ОгигГи

V

»г

/ 7 / /- / /

/(«.О

щелочность рио.1

2.3 51 А1

рис. 2

I

ГО

Рис.

I Составы биотитов гранитов 'района Центральнопиринского плутона в зависимости от химических потенциаловНг0и КДд- Биотиты Демянишских гранитов, а - Биотиты Спанчевских гранитов,

о- Биотиты равномернозернистых гранитов, • - Биотиты порфировидных гранитов.

Рис. 2 Диаграмма составов биотитов в зависимости от щелочности гранитов.

следует, что непосредственно из магмы кристаллизовался моноклинный КШ11 /ортоклаз/, который переходил в более упорядоченную фазу-микроклин.

КПШ равнонернозернистых и лор^ировздных гренитов Центральнопиринского плутона содержат больше №аг0 чем другие КПШ, а самым богатым Ма^О являются вкрапленники. При этом розовые вкрапленники зональные по содержанию №а20-от центра к периферии крюталла оно уменьшается, а увеличивается КгО . Очень четко исследуемые граниты различаются по содержанию ЕЬ<х в КПШ. Оно зависит от содержания Во. в- породе и самые высокие концентрации намечаются в КПШ Демя-нишских гранитов /в среднем 464? г/т/, за ними следуют КШ1 Спанчев-сних гранитов /3967 г/т/. Вкрапленники порфировидных гранитов Цен-тральнопирниского плутона содержат Е>а в среднем 3807 г/т, а КПШ их основной массы и КПШ равномернозернистых гранитов практически неотличимы по содержанию Ьа. /2750 и 2715 г/т/.

Содержание Яб в КПШ зависит только от содержания 26 в породе. КПШ всех гранитов характеризуются близкими содержаниями /300-353 г/т/. Самые низкие количества намечаются в КПШ Демя-нишских гранитов - 300 г/т, а самые высокие во вкрапленниках пор-фировидных гранитов Центральнопиринского плутона - 353 г/т.

Глава V. Петрохимическая и геохимическая характеристика гранитоидов района Центральнопиринского плутона

Со химическому составу Спанчевские граниты являются низкощелочными с переходами к нормальным гранитам. Демянишские граниты ' относятся к нормальным гранитам с переходами к гранодиоритам или к низкощелочным гранитам. Порфиро видные граниты Центральнопиринского плутона по химическому составу относятся к нормальным гранитам с уклоном к субщелочным гранитам или к. кварцевым сиенитам. Составы. равномернозернистых гранитов этого плутона чаще всего отвечают гранодиоритам с переходами к нормальным гранитам.

Для всех гранитоидов устанавливаются характерные для таких пород изменения содержаний петрогенных компонентов в зависимости от изменения БШ^. Кроме того равномернозернистые граниты Центральнопиринского плутона характерезуктся самым высоким содержанием

Т<0г - х»0,55 степенью окислекности железа - х «0,62 #,.что отражает повышенное содержание магнетита в них.

Исследуемые граниты четко разделяются и по содержанию некоторых редких элементов,. Так например Демянишские граниты отличают-

с л самыми низкими содержаниями Яб -х=143 г/т и для них характерно равномерное распределение ^Ь в КПЩ и биотитах. Остальные граниты содержат больхе йб и в них биотит является минералом-концентратором (?Ь . В целом гранптоиды района Центральнопиргнского плутона характеризуются подкларковыми содеркашями кЬ , С5 ,2п , Ск, Со , ¿а , , V , Ь<х и вше кларковыми и и ТЬ /кларки по Виноградову, 1952/. Самые низкие содержания и -1,3 г/т в Спанчевских гранитах которые богаты пегматитами и и накопился вероятно в этом остаточком расплаве.

Рашокеркозермстые граниты Центральнопиринского плутона содержат больше всех 5с. ,2л, Со, Сй, V , что отражает присутствие второго темноцветного минерала - роговой обманки.

Четкие различия намечаются и по содержанию Во. При этом различия намечается не только по содержанию Ва, ко и по его распределению между биотитом и КПШ. Для Демянишских гранитов - 614 г/т КПШ выполняет главную роль в балансе Ьа: То же самое можно сказать и в отношении порфировидных гранитов Центральнопиринского плу тона и Спанчевских гранитов, при атом содержание Ва в порфировидных гранитах четко зависит от количества вкрапленников в породе. Для равномернозериистых гранитов Центральнопиринского плутона устанавливается другое распределение Ьо. -здесь и биотит и КПШ порав-ну участвуют в распределении Вех. Биотиты этих гранитов содержат больше всех Ва -1724 г/т.

Особенно четко различаются исследуемые граниты по содержанию и характеру распределения редкоземельных элементов /РЗЭ/. Все они содержат РЗЗ ниже среднего для гранитных пород,а самые высокие содержания РЗЭ / ЦРЗЗ/ установлены в порфировидных гранитах Центральнопир1нского плутона-145 г/т, что согласуется с данными Балашова /1976/ об увеличении 1РЗЭ с увеличением щелочности. Самыми бедными РЗЭ являются Демянишские граниты-108,3 г/т, Спанчев-ские граниты содержат 121.,2 г/т, а равномернозернистые граниты Цен тралькопиринского плутона 116,8 г/т РЗЭ.

Для всех гранитов выявлено обогащение легкими РЗЭ /ЛРЗЭ/ и хондрит-нормрованное распределение РЗЭ с отрицательной Ей аномалией, но для порфировидных и равномернозернистых гранитов Централь нопиршекого плутона она глубже-Ей /Ей ' 0,46 и 0,45, а для Демянишских и Спанчевских гранитов линия распределения РЗЭ 'более сглажена- Ей /Ей =0,69 и 0,73. Кроме того Спанчевские и Демянишские граниты резко обедняютса тяжелыми РЗЭ /ТРЗЭ/. Исследуемой

распределение РЗЭ в биотитах показывает сходство с тем в породе -биотиты обогащены ЛРЗЭ, всегда устанавливается отрицательная аномалия, но они показывают характерное для этих минералов обогащение ТРЗЭ по отношению к пороге. Склонность ТРЗЭ к комплексообра-зованию я накоплению в поздних пегматитовых образованиях на фоне понижения 2Й5Э,. хорошо демонстрируется на примере аплитов Спанчевских гранитов, которые содержат РЗЭ в два раза меньше чем граниты и отношение 1_ак =1,33. Распределение РЗЭ в аплитах Цен-тральнопиринского плутона мало отличается от таково в материнских гранитах. Это связано, с одной стороны, тем фактом, что высокая концентрация и значительная.дифференциация ТРЗЭ не характерна для пород, не обогащенных летучими компонентами /Минеев,1963/, а с другой, эти аплитавьга жилы похожи на лейкократовые микрограниты.

Глава VI. Условия образования гранитов

Для всех гранитов на территории центральных частей Пиринеких гор можно сказать, что судя по отношению бе /5иони являются коровы-ми образованиями, но в отношении условий их образования намечаются некоторые различия. ;

Спанчевские граниты относятся к самым глубинным, абиссальным образованиям всех исследуемых гранитов. Магма для них образования получилась путем парциального плавления коровах пород преимущественно метапелитового состава* на большой глубине и при повышенном " давлении /выше 10 кбар/, в результате чего рестит обогащался биотитом и гранатом, а расплав плагиоклазом /повышенное содержание 5й , 'низкие значения Ва/5в и отношений в породе/. Магма, су-

дя по изобилию пегматитовых жил была водонасыщеной, она не подня лась на большое растояше и кристаллизовалась медленна недалеко от места генерирования. Спанчевские граниты относятся к самым низкотемпературна» гранитам района Денгральнопиринского. плутона. ;, . Демянишские граниты тоже относятся к глубинным» абиссалькнц образованиям. Общим между ними.и Спанчевскими гранитами является "< способ магмогенерирования - глубокое парциальное плавление при вы? соком давлении пород преимущественно метапелитового- состава, с обо ; гащением рестита гранатом и биотитом. Генерированная магма отличалась' меньшим содержанием воды, чем магма Спанчевских гранитов, что позволило ей подняться на более высокий уровень в земной коре. Демянишские граниты содержат значительно меньше пегматитовых и ап-литовых жил, чем Спанчевские граниты и они всегда имеют интрузив-

ные контакты, содержат ксенолиты вмещающих пород и контактово изменяет их. Это указывает на их постметаморфическое происхождение,

Б атноаенин Центральнопиринского. плутона большинством исследователей /Боядаев,198Э; Загорчев и др.1971; Димитрова идр.,1971 и др./ отмечалось, что этот плутон является дискордантным магматическим телом, остывшим на гипабиссальком уровне. Он не затронут процессами метаморфизма и деформацией.

Магма, из которой кристаллизовался Центральнопиринский плутон, образовалась в результате парциального плавления пород, преимущественно метапелитового состава на более высоком уровне в земной коре при более низком давлении /меньше 10 кбар/ и невысокой степени парциального плавления. Рестит обогащался плагиоклазом, а • обеднялся гранатом, биотитом /высокое содержание, и высокое / отношение в породе/. Вероятным источником тепла для плавления ко-ровых пород являлся скорее всего термальный свод получившийся в результате субдукции Африканской плиты с Лелагонийским массивом по Вардарской зоне. Он оказывал не только термальное воздействие на вышележащую кору, но и,вероятно, воздействовал путем эманацией глубинного вещества. ¿Цоля глубинного матер! ал а не очень велика, так как отношение Se /Su имеет коровые значения. По своим химическим характеристикам /повышенные содержания R& , Se , feo. ,Th , 2r/ и по фракционированию ТРЗЭ /П^1\Ь>1/ граниты Центральнопиринского^ плутона относятся к андийскому типу известково-щелочных пород /в смысле et. at ,1984/,. a на диаграммах fi»a«e ei.al

/1984/ они попадают в поле коллизионных гранитов. Андийский тип известково-щелочных пород /порода активных континентальных окраин/ формируются на утолщенной земной коре /район йшских, Пиринскях и Западнородопских гор характеризуются наибольшей толщиной гемной кори на территории Болгарии-30-35 км/

Образовавшийся палингенный расплав был недонасыщен водой и быстро удалялся с места генерации. На своем пути магма заняла какую-то промежуточную камеру,, гда началась кристаллизация амфибола, плагиоклаза, биотита, магнетита. Когда расплав был еще довольно жидкий-60-70 % /WinuCeR. ,1982/ началась кристаллизация вкрапленников КПШ, которые как более легкие всплывали в верхние части, а роговая обманка и магнетит оседали в нижние части камеры. Вероятно, в результате коллизии осуществилось внедрение еще полностью нераскристаллиэовавшейся кашеобразной магмы в,камеру остывания путем фильтр-прессинга- Трещина, по которой шло внедрение, маркируется современными вскрытиями порфировидных гранитов. Так как •

вкрапленники накапливались в апикальных частях промежуточной камеры, то первыми внедрились порфировидные граниты, а за ними следовал расплав, лишенный вкрапленников,но обогащенной роговой обманкой и магнетитом, что обусловило переходные контакты между обоими гранитами.

Таким образом, Центральнопиринский плутон относится к гип-абиссальным, субсольвусным гранитам, для которых характерны более высокие температуры кристаллизации-КПШ представлен ортоклазом, био тит низкожелезистый, низкоглиноземистый, высокотитанистый. Кроме того эти граниты практически лишены пегматитовых и аплитовых жил.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные полевые наблюдения, петрографические исследования, изучение химического состава пород и породообразующих минералов, позволяют сделать следующее выводы,, являющиеся защищаемыми тезисами:

1. На территории центральных Еиринских гор четко выделяются три разновозрастных гранитных плутона - Спанчевский, Демянишскай и Центральнопиринский.-

2. Центральнопиринский плутон сложен двумя фациальными разностями - равномерюзернистые амфибод-бяотитовыэ и порфировидные биотитовые граниты. Их нельзя рассматривать как отдельные разновозрастные плутоны..

3. Выделенные гранитные плутоны отличаются не только своими структурными и текстурными особенностями, но и химизмом, распределением петрогенных, редких, рудных и РЗЭ элементов.

4. Все т£и плутона являются коровьаш образованиями, но они отличаются путем генерации родоначальной магмы и уровнем кристаллизации. ■ . .

5. В тектоническом Отношении Центральнопиринский плутон относится к андийскому типу известково-щелочных пород, развивающихся на участках с утолщенной земной корой. Их образование связано с магматической активизацией Родепского массива в результате суб-дукции Африканской плиты по Вардарской зоне и последующей коллизии двух литосферных плит.