WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 14 | 15 || 17 | 18 |   ...   | 40 |

Таким образом, полученные цифровые данные оказались слишком ''древними'' для гранитов Барангуловского массива и не имеют удовлетворительного подтверждения в геологических событиях зоны Уралтау. Более того, они находятся в явном противоречии с принятым возрастом интрудируемых гранитами метаморфических пород суванякского комплекса. В этой связи можно предположить, что цирконы, по которым был выполнен расчет возраста гранитов, не имеют ничего общего с временем кристаллизации магматического расплава, т.е. эти цирконы, возможно, были ассимилированы из вмещающего субстрата гранитным расплавом в процессе его внедрения в земную кору. Датировка цирконов 1800 млн. лет в таком случае соответствует возрасту их источника, которым являлись, скорее всего, размываемые раннепротерозойские породы тараташского метаморфического комплекса. Вывод о присутствии в суванякском комплексе раннепротерозойского субстрата подтверждается известными находками цирконов соответствующего возраста среди кварцитов и конгломератов арвякской и мазаринской свит /Козлов, 1982/. Определение 850 млн. лет может рассматриваться как возрастной показатель раннего этапа метаморфизма цирконов в связи с тектоническими событиями рифейского времени. Цирконы такого же возраста широко встречаются в аркозовых гравелитах и кварцитах юмагузинской свиты максютовского комплекса /Козлов, 1982/.

В целом полученные датировки нуждаются в подтверждении на более представительном материале. Не исключено, что тщательные генетические исследования всех возможных генераций цирконов в магматических породах дадут возможность существенно расширить их возрастной диапазон и более доказательно обосновать наличие протерозойской субстанции, унаследованной гранитами в процессе их образования.

3.1.2. Петрографический состав Барангуловский габбро-гранит-лейкогранитовый комплекс судя по набору по род и их взаимоотношениям формировался в несколько фаз. Его эволюция во времени ярко иллюстрирует гомодромный тип развития магматического очага. В первую, наиболее раннюю фазу интрудировали габброиды, представляющие собой преимущественно продукты непосредственной кристаллизации основной магмы, а также частичного их взаимодействия с гранитными породами, т.е. гибридные образования. Они слагают почти половину площади комплекса и нередко встречаются в виде ксенолитов в гранитах. Вслед за ними, по-видимому, внедрялись кварцевые диориты, небольшие тела которых известны среди гранитоидов Барангуловского и Мазаринского массивов. После их кристаллизации следовала главная фаза гранитного магматизма, давшая основной объем слюдисто-микроклиновых гранитов и лейкократовых гранитов, за которыми инъецировала завершающая жильная серия гранитной фазы, представленная аплитами и гранит-порфирами.

Габброиды представляют собой темно-зеленые породы мелко- среднезернистой структуры массивного и сланцеватого сложения. Среди них по минеральному составу и структурно-текстурным особенностям различаются две основные разновидности – габбро-диабазы и габбро, а также целая группа гибридных пород переменного минерального состава – кварцевые габбро и габбро-диабазы, габбро-диориты и их кварцсодержащие аналоги.

Габбро-диабазы являются доминирующей разновидностью пород и на эрозионной поверхности занимают практически всю площадь выхода основной интрузии.

Эти породы в большинстве случаев подверглись интенсивному постмагматическому метаморфизму и превращены по существу в метамагматические образования с широким развитием в них вторичных минералов – эпидота, альбита, амфибола, мусковита, хлорита. Особенно заметны вторичные преобразования в приконтактовых зонах силлово-дайковых тел, в которых основные породы превращены в зеленые сланцы с полным замещением первично-магматических минералов и характерным развитием бластических структур.

В крупных телах габбро-диабазов, особенно на удалении от их краевых частей, почти всегда можно наблюдать небольшие фрагменты неизмененных пород – это существенно зернистые (от мелко- до крупнозернистых) образования с переходными от офитовой к габбровой структурами часто с почти одинаковым идиоморфизмом плагиоклаза и темноцветных минералов. Состав габбро-диабазов достаточно постоянен на большой площади и представлен плагиоклазом (10-60 %), пироксеном (10-%) и небольшой группой акцессорных минералов, среди которых обычны апатит, роговая обманка, ильменит. По оптическим показателям плагиоклаз соответствует андезину и лабрадору, а пироксен – авгиту и пижонит-авгиту.

В метаморфизованных габбро-диабазах вышеперечисленные вторичные минералы весьма обильны и часто образуют устойчивые ассоциации альбит-эпидот амфиболового, эпидот-хлорит-амфиболового, эпидот-альбит-мусковит-амфиболового состава. Количественные подсчеты в шлифах показывают широкие вариации вторичных минералов в зависимости от степени изменения пород: амфибол (актинолит) – 10-70 %, альбит – 3-50 %, эпидот (цоизит и клиноцоизит) – 5-40 %, хлорит – 5-20 %, мусковит – 5-15 %. В таких породах редко сохраняются реликты исходного плагиоклаза, большей частью замещенного хлоритом, актинолитом или мусковитом, а также почти полностью отсутствуют пироксены, псевдоморфно замещенные роговой обманкой или актинолитом.

В целом, анализ минеральных парагенезисов позволяет наметить следующий ряд вторичных преобразований исходных габбро-диабазов, определяемый сложной и длительной тектоно-метаморфической историей интрузивного комплекса: альбит + эпидот + хлорит + актинолит роговая обманка + мусковит (биотит) + кварц + эпидот хлорит + эпидот + актинолит + сфен.

Типичные габбровые породы в составе рассматриваемого комплекса, повидимому, не имеют широкого распространения. Во всяком случае, при поверхностном картировании они были обнаружены только в нескольких коренных выходах среди габбро-диабазов, причем характер их залегания и морфология габбровых тел из-за слабой обнаженности не были установлены. Пожалуй, единственным местом, где можно наблюдать наиболее полные выходы габбро, является верховье р. Мазары в 3,5 км севернее одноименного гранитного массива. Здесь в полотне дороги МиндякТирлян на протяжении более 200 м фрагментарно обнажены лейкократовые и нормальные габбро, ассоциирующие с пироксенитами.

Основные магматиты из этого разреза представлены светло-зелеными, желтовато-зелеными среднезернистыми породами массивной и сланцеватой текстуры.

Микроструктура наименее измененных габбро определяется как аллотриоморфнозернистая, обусловленная сочетанием примерно одинаковых по степени идиоморфизма реликтовых зерен плагиоклазов и темноцветных минералов. В некоторых шлифах можно наблюдать вместо изометричных индивидов плагиоклазов их крупнолейстовые выделения, в промежутках между которыми располагаются реликтовые пироксены, что придает породе общую офитовую структуру. Первичный минеральный состав габбро, наблюдаемый в исключительно редких случаях, представлен плагиоклазом андезин-лабрадорового типа (40-60 %) и моноклинным пироксеном (до 30 %), постоянным акцессорием является ильменит. В типичных же случаях в габбро широко проявлены метаморфические преобразования, по характеру ничем не отличающиеся от вышерассмотренных габбро-диабазов. В шлифах можно видеть различную полноту преобразования первичного состава габбро – от начальной грануляции почти неизмененных плагиоклазов и псевдоморфного замещения пироксенов роговой обманкой с сохранением реликтовой габбровой структуры до практически полного замещения пироксен-плагиоклазовой матрицы вторичным альбит-актинолит-эпидотовым минеральным агрегатом с возникновением типичной бластогаббровой структуры.

Как уже упоминалось выше, с внедрением гранитной интрузии связаны приконтактовые изменения габброидных пород, сопровождавшиеся не только их ороговикованием и перекристаллизацией, но и непосредственным инъецированием гранитного расплава в основные магматиты с развитием среди них гибридных разностей пород переменного минерального состава. Процесс гранитизации особенно масштабно проявлен в западной полосе гранитной интрузии Барангуловского массива, обнажающейся в верховьях р. Городской Ключ. Здесь габброиды пронизаны густой тонкой сетью прожилковидных инъекций диоритового и гранитного состава или насыщены линзовидными и неправильной формы обособлениями лейкократового материала гранофирового облика. Контакты с вмещающими габброидами в большинстве случаев четкие, однако в наиболее густо инъецированных породах можно видеть постепенные переходы явно метасоматического характера с наличием реликтов ''негранитизированных'' исходных базитов.

По минеральному составу гибридные породы наиболее часто соответствуют габбро-диоритам и диоритам. Это обычно светло-серые породы с зеленоватым оттенком, мелко- или среднезернистого сложения иногда с порфировидными выделениями плагиоклазов и амфиболов. Их типовой состав: плагиоклаз (60-70 %), роговая обманка (10-15 %), кварц (5-7 %), биотит (5-10 %). Из акцессориев наиболее распространены сфен, апатит и магнетит.

Присутствующий во вкрапленниках плагиоклаз нередко имеет зональное строение: центральная часть вкрапленников относится к андезину № 35, а периферическая к более кислому плагиоклазу. В некоторых гибридных лейкократовых породах биотит и кварц образовались в процессе метасоматической переработки исходных базитов кремнекислыми растворами. Биотит обычно выделяется в виде мелких чешуек, замещающих вкрапленники амфибола, либо развивается по основной массе породы, концентрируясь между кристаллами плагиоклаза. Кварц образует скопления неправильной формы в интерстициях кристаллов плагиоклаза или корродирует последние по периферии и в центре, прорастая их по спайности в виде микрографических вростков. При этом контуры зерен плагиоклаза становятся извилистыми, в них исчезают признаки зональности и двойниковые полоски, а состав плагиоклазов изменяется от андезина и андезин-лабрадора до олигоклаза № 26 и альбит-олигоклаза.

Гранитоиды. В эту группу нами включены различные по составу и последовательности образования породы многофазного Барангуловского интрузивного массива: кварцевые диориты, нормальные граниты и их лейкократовые разновидности, аплитовидные граниты и гранит-порфиры завершающей жильной серии.

Кварцевые диориты распространены чрезвычайно ограничено в составе ин трузивного комплекса. В качестве самостоятельных образований они известны лишь в западной краевой части Барангуловского массива, где слагают единственное тело линзовидной формы размером около 100 м в поперечнике. В виде небольших реликтовых включений неясной морфологии кварцевые диориты изредка встречаются непосредственно среди гранитов, но здесь они не имеют самостоятельного значения.

Слабометаморфизованные массивные породы характеризуются серым, светло-серым цветом, мелко- или среднезернистым сложением. Они состоят из плагиоклаза (45-70 %), роговой обманки (15-20 %), кварца (15-35 %), биотита (5-10 %), мусковита (5-15 %). Три последние минерала частично или полностью обязаны своим возникновением вторичным метасоматическим изменениям пород. Из акцессориев наиболее распространены ильменит, апатит, циркон.

Типовой структурой кварцевых диоритов является гипидиоморфнозернистая, обусловленная сочетанием таблитчатых кристаллов плагиоклаза и роговой обманки, пластинчатых выделений биотита и изометричных зерен кварца.

В наименее измененных породах плагиоклаз по оптическим свойствам соответствует андезину или кислому олигоклазу и представлен более или менее идиоморфными короткопризматическими и таблитчатыми зернами слегка корродированными серицитом. Буро- зеленая роговая обманка также обладает отчетливо выраженным идиоморфизмом, как по своим формам, так и по соотношениям с плагиоклазом.

Первично-магматический кварц заполняет промежутки между плагиоклазом и роговой обманкой и представлен агрегатом сросшихся изометричных зерен с отчетливым волнистым погасанием. Биотит образует различно ориентированные листочки зеленовато-бурого цвета, локализованные в основном в интерстициях кристаллов плагиоклаза.

Характерной особенностью кварцевых диоритов является развитие в них вторичных изменений метасоматического характера, обусловленных приконтактовым воздействием гранитной интрузии. Эти изменения проявлены в породах неравномерно, от очень слабых на удалении от контактов до весьма значительных вблизи гранитного тела и выражаются в их биотитизации, мусковитизации, окварцевании и калишпатизации.

Вторичный биотит обычно выделяется совместно с мусковитом в виде кучно расположенных мелких чешуек, имея при этом однонаправленную ориентировку вдоль кливажных трещин. Он замещает роговую обманку и в свою очередь корродируется и обрастает по периферии тонкими чешуйками серицита. Вблизи контакта с гранитами в наиболее измененных кварцевых диоритах наблюдается явное возрастание концентрации темно-зеленого биотита, за счет которого породы приобретают более темный цвет и роговиковое строение.

Микроклин и кварц развиваются по таблитчатым кристаллам плагиоклазов, причем степень корродирования плагиоклазов определяет общую структуру породы, которая сохраняет черты гипидиоморфнозернистой в случае почти полной сохранности плагиоклазов и трансформируется в аллотриоморфнозернистую при их значительной коррозии. В некоторых разностях пород наблюдается микрографическая структура, обусловленная тонкими прорастаниями кварца и калиевого полевого шпата.

Граниты слагают полностью Мазаринский массив и большую часть выходов гранитной полосы Барангуловского массива. В наименее измененных разностях это преимущественно массивные средне- крупнозернистые породы светло-серого и зеленовато-серого цвета с хорошо различимыми вкрапленниками полевых шпатов, кварца, мусковита и биотита. Средний минеральный состав гранитов: плагиоклаз (15-%), кварц (15-50 %), калиевый полевой шпат (10-50 %), биотит (2-10 %), мусковит (540 %). Среди акцессориев постоянно присутствуют обычные для гранитов минералы:

апатит, флюорит, сфен, рутил, циркон, ильменит. Кроме того, минералогическим анализом тяжелой фракции в протолочках гранитов установлены анатаз, турмалин, монацит, пирит /Козлов и др., 1969 ф/.

Плагиоклаз образует относительно идиоморфные зерна таблитчатой и изометричной формы. По составу и размерам среди них можно выделить как минимум две разновидности: 1) олигоклаз, представленный в гранитах сравнительно крупными таблитчатыми кристаллами размером 2-6 мм с хорошо выраженным двойниковым строением и 2) альбит, образующий более мелкие зерна размером 0,5-1,0 мм, заполняющие промежутки между кристаллами олигоклаза или псевдоморфно развивающийся по последним. В свою очередь зерна альбита, так же как и олигоклаза прорастают в центральной части кварцем и мусковитом.

Pages:     | 1 |   ...   | 14 | 15 || 17 | 18 |   ...   | 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.