WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 13 | 14 || 16 | 17 |   ...   | 40 |

3.1. БАРАНГУЛОВСКИЙ ГАББРО-ГРАНИТ-ЛЕЙКОГРАНИТОВЫЙ КОМПЛЕКС Наиболее общие сведения об интрузивном магматизме рассматриваемого комплекса были впервые приведены Н.Н. Дингельштедтом /1933/. Позднее более подробную характеристику габбро-гранитный комплекс получил в работах А.А. Алексеева /1966, 1976/, В.И. Козлова и др. /1969 ф/, Г.И. Богатыревой и В.И. Козлова /1972/. Первоначально А.А. Алексеев /1976/ отнес Барангуловский комплекс к группе габбро-диорит-гранитных формаций, подразумевая при этом общность геологоструктурного и возрастного положения магматических пород в рамках единого сложного по строению многофазного интрузивного комплекса. Позднее /Алексеев, 1984/ из состава комплекса были изъяты габброиды и в отрыве от них оставшаяся его часть была отнесена к лейкогранит-аляскитовой или аляскитовой формации. Однако по нашим данным нет никаких оснований отделять пространственно сближенные и генетически родственные между собой габбро и граниты, имеющие одинаковое структурное положение и связанные переходными разностями пород, свидетельствующими о едином для них родоначальном магматическом очаге.

3.1.1. Геологическое строение Барангуловский габбро-гранит-лейкогранитовый комплекс в пределах зоны Уралтау является наиболее крупным как по занимаемой им площади, так и по количеству и масштабу магматических тел. Он объединяет Барангуловский габброгранитный и Мазаринский преимущественно гранитный массивы, а также более мелкие силлово-дайковые тела габброидов и габбро-диабазов. Интрузивные породы комплекса концентрируются в полосе северо-восточного простирания протяженностью около 25 км при ширине до 5 км и приурочены к Барангуловскому разлому, пространственно совпадающему с водораздельной частью хр. Уралтау.

Барангуловский габбро-гранитный массив, расположенный в верховьях р.р.

Городской Ключ, Рясток и Вишневый Дол, представлен вытянутым в северовосточном направлении линзовидным телом размером 11х4 км с неоднородным внутренним строением (рис. 13). Можно отметить, что гранитная часть массива обнажена в виде узкой полосы в основном вдоль восточной его периферии, а также представлена небольшими линзовидными телами на западном фланге, тогда как породы габбрового состава слагают южное и северное замыкание массива и наиболее развиты в его центральной части.

Мазаринский гранитный массив расположен в той же полосе развития магматических пород суванякского комплекса в 8 км юго-западнее Барангуловского массива и фактически является его непосредственным продолжением по простиранию. В бассейне р. Мазара, где сосредоточена большая часть массива он имеет форму уплощенной вытянутой в северо-восточном направлении слегка пережатой в центре линзы размером 4х0,9 км (рис. 14). Характерной особенностью массива является его однородный гранитный состав с практически полным отсутствием в контуре кислых магматитов габброидных разностей пород. Последние обычно локализуются к западу от Мазаринского массива, образуя параллельную ему полосу дайковых тел, интрудирующих те же отложения курташской свиты. Из-за слабой обнаженности и пространственной разобщенности гранитов и габбро, геологические соотношения между ними не установлены.

Судя по сложной морфологии интрузивных тел на современной эрозионной поверхности, можно допустить что мы имеем дело с их слабо эродированными краевыми частями, представленными, по-видимому, разветвленной системой даек и языкообразных апофиз, соединяющихся на глубине. О незначительном эрозионном срезе интрузий габбро-гранитного комплекса свидетельствуют и данные В.И. Козлова и др.

/1969 ф/, указывающие на наличие в провисах кровли массивов останцов вмещающих пород, а также широкое развитие в последних приконтактовых изменений.

Как уже отмечалось породы комплекса имеют интрузивный характер соотношения с отложениями курташской и мазаринской свит, выражающийся прежде всего в наличии экзо- и эндоконтактовых ореолов вторичного гидротермального минералообразования. Однако структурные соотношения с вмещающими породами менее показательны – в большинстве случаев можно наблюдать почти полное совпадение направления директивных текстур парасланцев и магматических образований, вызванное, по-видимому, их совместным участием в динамометаморфических процессах.

Лишь по отношению к ранним телам габброидов гранитные породы комплекса занимают явное секущее положение.

Рис. 13. Схематическая геологическая карта Барангуловского габброгранитного массива. Составлена авторами с использованием материалов В.И. Козлова /1969ф/.

Условные обозначения: 1-мазаринская свита, 2-габброиды, 3-гибридные породы, 4-диориты, 5- граниты, 6- гнейсовидные граниты, 7- грейзенизированные граниты, 8- дайки аплитов и гранит-порфиров.

Характер и интенсивность экзоконтактовых изменений вмещающих пород в силу слабой обнаженности интрузивных массивов и широко развитых метаморфических процессов могут быть оценены лишь предварительно. По данным поверхностных наблюдений, выполненным в основном в пределах Барангуловского массива, можно отметить слабое и неравномерное ороговикование вмещающих мазаринских парасланцев, а также развитие в них жильного и метасоматического окварцевания.

Ширина зоны альбит-эпидотовых и амфиболовых роговиков, вскрытая поверхностными горными выработками составляет 50-500 м /Козлов, 1982/. Наиболее ярко контактово-метаморфические изменения, в связи с внедрением гранитов, проявлены в породах габбрового состава. Эти изменения выразились в перекристаллизации основных пород и развитии в них новообразований альбита, амфибола, эпидота и биотита.

Непосредственно у контакта гранитов с габброидами в последних можно наблюдать прожилковидные, линзообразные и пятнистые инъекции гранитного расплава, сопровождаемые приконтактовой перекристаллизацией основных пород, их осветлением и мусковитизацией.

Рис. 14. Схематическая геологическая карта Мазаринского гранитного массива. По материалам В.И. Козлова /1969ф/ с дополнениями авторов.

Условные обозначения: 1- курташская свита, 2- габброиды, 3- граниты, 4- гнейсовидные граниты, 5- грейзенизированные граниты, 6- амфиболиты по габброидам, 7- аплитовидные граниты.

Процесс гранитизации габброидов еще более интенсивно проявлен в эндоконтактовой зоне гранитной интрузии. В целом ряде обнажений по р. Городской Ключ можно наблюдать разнообразные гибридные продукты этого процесса – мигматитоподобные габбро-диоритовые образования, биотит-амфиболовые диориты, гранофировые диорито-граниты. Во всех этих породах хорошо видны реликты габброидного субстрата, а сами они характеризуются чрезвычайно непостоянным минеральным составом и изменчивыми текстурами-структурами.

В зоне эндоконтакта Мазаринского и особенно Барангуловского гранитных массивов кислые интрузивные породы подверглись местами неравномерной постмагматической грейзенизации, заключающейся в развитии среди магматитов крупных чешуйчатых выделений мусковита, прожилковидных и гнездовых образований кварца, вкрапленности апатита и флюорита. Мощность охваченных грейзенизацией пород обычно составляет несколько метров, возрастая до нескольких десятков метров в наиболее ослабленных зонах контактов, испытавших интенсивное дробление и рассланцевание. На таких участках хорошо видны рвущие соотношения кислых и основных пород, подчеркнутые наличием угловатых ксенолитов габброидов в контактирующих с ними гранитах.

Рассматриваемые граниты на значительных участках подвержены наложенным преобразованиям, выраженным, прежде всего в развитии гнейсовидных текстур. Вторичные преобразования интрузивных пород охватывают в основном восточную приконтактовую часть массивов (рис. 13, 14) и, по-видимому, контролируются наличием здесь линейной зоны тектонических дислокаций, затрагивающих не только граниты Барангуловского комплекса, но и вмещающие их сланцевые образования. В юговосточной части Мазаринского гранитного массива, где вторичные гнейсовидные текстуры развиты наиболее широко, можно проследить все переходы от массивных гранитоидов к гнейсовидным гранитам и настоящим гнейсо-гранитам. В последних отмечаются линзо- и полосовидные формы выделения кварца, грануляция полевого шпата и цепочечное расположение перегруппированных слюдистых минералов, подчеркивающее общую текстурную ориентировку породы.

В контурах Барангуловского массива весьма незначительное развитие получили породы жильной фации, слагающие редкие дайкообразные тела аплитовидных гранитов, диоритовых и гранитных порфиритов мощностью не более 1,5 м. Эти тела имеют отчетливые рвущие контакты с вмещающими их гранитами; в свою очередь В.И. Козлов и др. /1969ф/ указывают на наличие в верховьях р. Городской Ключ коренных выходов тектонизированных брекчиевидных гранитов, сцементированных более поздними инъекциями крупнозернистых гранит-порфиров, что может служить доказательством многофазности проявления интрузивного кислого магматизма рассматриваемого массива.

Другую группу жильных пород, имеющую значительно более широкое развитие, представляют диабазы и диабазовые порфириты, слагающие короткие плитообразные дайки, секущие в северо-восточном направлении как габбро-гранитные образования самого Барангуловского массива, так и обрамляющие сланцы в его экзоконтактовой зоне. По данным А.А. Алексеева /1976/ эта группа даек, относимая им к наиболее поздним фазам магматизма, имеет крутое,близкое к вертикальному падение, характеризуется резкими контактами, наличием зон закалки и приконтактового рассланцевания.

Возраст основной фазы гранитоидного магматизма Барангуловского габброгранитного комплекса определяется разными исследователями неоднозначно. Д.Г.

Ожиганов /1964/ на основании общегеологических данных считал эти магматиты допалеозойскими и связывал их образование со среднепротерозойским тектономагматическим циклом. А.А. Алексеев /1976/ также рассматривал время становления многофазного интрузивного комплекса в рамках допалеозойского (верхнедокембрийского) возраста. М.А. Гаррис /1961/ по данным K-Ar радиологического определения возраста (340-400 млн. лет) относила граниты Барангуловского и Мазаринского массивов к орогенным интрузиям, завершающим позднекаледонский цикл развития Южного Урала. Близкие значения K-Ar датировок биотита, мусковита и калиевого полевого шпата (380-420 млн. лет) в рассматриваемых гранитах приводятся Г.И. Богатыревой и В.И. Козловым /1972/ и принимаются ими за истинный возраст интрузивного магматизма. Однако учитывая высокую степень вторичных изменений магматических пород – автометасоматоз (грейзенизация), региональный и локальный метаморфизм (перекристаллизация, милонитизация, огнейсование, вторичное минералообразование), можно полагать, что полученные радиологические данные отражают в лучшем случае возраст постмагматических преобразований этих пород.

Гораздо более надежные возрастные данные получены изотопным урансвинцовым методом по цирконам из гранитов Барангуловского массива /Коротеев, Краснобаев, Нечеухин, 1997/. Эти граниты, возраст которых составляет 660±15 млн.

лет, наряду с близкими им по времени формирования укской и бакеевской свитами стратотипического разреза, приняты в качестве реперного изотопного объекта для датирования верхней границы каратавия на Южном Урале. Исходя из полученных изотопных данных, а также секущих соотношений гранитов с вмещающими мазаринскими и арвякскими образованиями, верхняя возрастная граница интрузивных пород может быть принята в пределах R3-V1.

Для уточнения абсолютного возраста главной фазы гранитного магматизма Барангуловского массива нами была предпринята попытка изотопного геохронологического исследования цирконов из кислых пород с помощью масс-спектрометрического Pb-Pb метода, разработанного в ВИМСе и представляющего разновидность уран свинцового способа датирования. С этой целью из различных участков гранитной полосы массива были отобраны штуфные пробы гранитов, которые, как оказалось впоследствии, практически не содержат циркона, за исключением единственной пробы, из которой удалось выделить две разновидности циркона: прозрачные мелкие бипирамидальные зерна и непрозрачный более крупный циркон. Количество циркона обеих разновидностей и содержание свинца в них низкое, поэтому точность возрастных оценок относительно невысока.

В прозрачном цирконе свинца очень мало, но в пределах погрешности его радиогенная компонента однородна по возрасту и соответствует времени кристаллизации порядка 1,5-2,1 млрд. лет (1,8 млрд. лет в среднем, табл. 4). Свинец в непрозрачных цирконах неоднороден по возрасту. Наиболее представительное количество радиогенного свинца имеет возраст 800-900 млн. лет. Есть также небольшое количество более древнего свинца с возрастом 1,5 млрд. лет.

Таблица Результаты масс-спектрометрического Pb-Pb анализа цирконов из гранитов Барангуловского массива.

№ Наименова- Средние измеренные значе- Расчет Оценка Примечап.п. ние пробы ния 207/206 Т, млн. ние 207/206 206/204 206/208 рад. лет 1 Прозрачный 0,132 620 11 0,11 1800 В предециркон лах 1,5-2,млрд. лет 2 Непрозрач- 0,076 1600 6 0,067 ный циркон 0,118 520 5 0,091 Примечание: анализы выполнены в Аналитическом сертифицированном испытательном центре ВИМС (АСИЦ ВИМС), аналитик Л.В. Сумин.

Полученные оценки свидетельствуют о двухстадийной геологической истории цирконов в магматических породах. Воздействие наложенных процессов существенно повлияло на структуру непрозрачных зерен циркона, в результате чего основная часть первичного вещества минерала испытала перекристаллизацию в микроучастках, сопровождавшуюся появлением новообразованной фазы с полностью обновленной уран-свинцовой системой. Очевидно, что структура этих цирконов была изначально несовершенна и содержала большое количество дефектов. Об этом свидетельствуют отсутствие прозрачности и дефектное состояние поверхности кристаллов. В целом это закономерно, т.к. обычно более крупные зерна содержат большее количество на рушений, чем мелкие. Наиболее древний радиогенный свинец (1,5 млрд. лет) был зафиксирован в высокотемпературном диапазоне измерений, что свидетельствует о его испарении из наиболее прочных участков структуры циркона, сохранивших реликтовую уран-свинцовую систему.

Более мелкие прозрачные зерна циркона имеют, по-видимому, тот же первичный возраст, но наложенные процессы на них заметным образом не повлияли и не нарушили сохранность исходной уран-свинцовой системы. Для достаточно совершенной структуры таких цирконов это неудивительно, т.к. только очень длительное прогревание до температур порядка 1200 °С и выше способно ликвидировать изотопную ''память'' в кристаллах с любым состоянием структуры.

Pages:     | 1 |   ...   | 13 | 14 || 16 | 17 |   ...   | 40 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.