WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 15 | 16 || 18 | 19 |   ...   | 40 |

Кварц является наиболее ксеноморфным минералом гранитов. Его ранние первично-магматические генерации обычно выполняют интерстиции между кристаллами плагиоклазов и вместе с последними придают породе типично гипидиоморфнозернистое строение. Большинство зерен кварца трещиноваты и давлены и обладают волнистым погасанием. Гораздо шире в гранитах представлена более поздняя генерация грейзенового кварца, корродирующего вкрапленники полевых шпатов. Постмагматический кварц образует крупные гнездовые выделения, находясь в тесной ассоциации с мусковитом и отчетливо контролируется микротрещиноватостью. В краевых частях гранитной интрузии наиболее интенсивное окварцевание встречается именно в зонах приконтактового дробления и рассланцевания магматических пород.

Калиевый полевой шпат, представленный микроклином, образует порфировидные вкрапленники размером до 0,5 см менее идиоморфные по сравнению с плагиоклазом. Характерной его особенностью является двойниковое решетчатое строение и наличие многочисленных шнуровидных и пятнистых пертитовых вростков кислого плагиоклаза. Микроклин-пертит в слабоизмененных гранитах присутствует в количестве не более 10-15 % и, судя по его устойчивому парагенезису с плагиоклазом, он имеет первично-магматическую природу. В метасоматически измененных грейзенизированных гранитах наблюдается явное увеличение количества вкрапленников микроклина (до 40 %), многие из которых образуют крупные неправильные зерна, имеющие пойкилитовую структуру, обусловленную обильными неориентированными включениями плагиоклаза (альбита), биотита, иногда кварца и акцессорных минералов.

Биотит и мусковит являются типоморфными минералами рассматриваемых гранитов. Макро- и микроскопические наблюдения показывают весьма изменчивые их содержания в породах в зависимости от степени преобразования последних. В наиболее ''свежих'' разностях гранитов эти минералы концентрируются в минимальных количествах, не превышающих 2-5 % и обычно образуют пластинчатолистоватые чешуйки сосредоточенные между зернами полевых шпатов. В грейзенизированных гранитах количество биотита остается почти неизменным, а мусковита резко возрастает (до 40 %), что придает породам характерный зеленоватый оттенок.

Мусковит корродирует не только ранний плагиоклаз и кварц, но и развивается по биотиту, вторичному альбиту и разновозрастным генерациям микроклина.

Анализ взаимоотношений породообразующих минералов в гранитах позволяет наметить в общих чертах последовательность их кристаллизации. Наиболее ранняя парагенетическая ассоциация представлена крупными кристаллами олигоклаза, образующими в некоторых разновидностях пород панидиоморфнозернистые мономинеральные агрегаты.

В стадию массовой кристаллизации, очевидно после частичного выделения раннего олигоклаза, происходило близко одновременное образование плагиоклаза (альбита), кварца и микроклина, после которых началось выделение биотита и мусковита. В конце этой стадии, завершающей формирование гранитов, по мере нарастания потенциала калия, происходившего как в ходе кристаллизации расплава, так и после его кристаллизации за счет поступления калийсодержащих растворов, произошла автометасоматическая микроклинизация пород, охватившая в основном краевые части интрузивного массива.

Калиевый метасоматоз сопровождался интенсивной альбитизацией первичных плагиоклазов и выносом из последних кальция, за счет которого образовалась главная масса кальцийсодержащих акцессорных минералов гранитов (сфена, апатита, флюорита).

Позднее метасоматического микроклина в гранитах выделялись ''грейзеновый'' мусковит и кварц, что соответствовало повышению кислотности постмагматических растворов. Образование мирмекитовых вростков кварца в плагиок лазе осуществлялось, по-видимому, вследствие выделения избытка кремнезема из микроклина в процессе метасоматической калишпатизации.

Лейкократовые граниты известны в небольшом объеме в эндоконтактовой фации Барангуловской гранитной интрузии. Характерной их особенностью является светло-серый до белого цвет, обусловленный высокой концентрацией лейкократовых минералов. Это массивные породы средне- до крупнозернистой структуры в которых отчетливо видны многочисленные выделения дымчатого кварца и кристаллы желтовато-белых полевых шпатов. Последние нередко образуют порфировидные включения размером до 1,0-1,5 см. Наблюдаются постепенные переходы от равномернозернистых к порфировидным гранитам.

Минеральный состав гранитов: плагиоклаз (олигоклаз №26), частично альбитизированный с мирмекитовыми вростками кварца (около 40 %), пертитовый решетчатый микроклин (30-40 %), кварц (до 25 %). Характерным темноцветным минералом является биотит (1-2 %), а из акцессориев постоянны флюорит, апатит, сфен и циркон. В отличие от нормальных гранитов в рассматриваемых лейкогранитах существенно больше содержится первичного микроклина при явном снижении концентрации биотита. Для некоторых разновидностей лейкогранитов биотит в качестве первичного минерала не характерен. Другая особенность – постоянное присутствие в породах флюорита, устойчиво накапливающегося в количестве 2-3 % в мусковитизированных и альбитизированных гранитах. Изредка встречается также ортоклаз.

Аплитовидные граниты и гранит-порфиры относятся к породам жильной фазы габбро-гранитного комплекса. Они слагают, по-видимому, дайки-апофизы, наследующие зоны скрытых разломов и концентрируются в приконтактовых зонах интрузий, особенно в северо-восточном контакте Барангуловского массива.

Аплиты представляют собой массивные мелкозернистые породы светлосерого цвета, состоящие из плагиоклаза (олигоклаз, олигоклаз-андезин) – 60-70 %, кварца – 15-20 %, биотита – 2-5 %, мусковита – 5 %, микроклина – 5 %; акцессорные минералы – сфен, циркон, апатит. Присутствующий среди породообразующих минералов кварц обладает заметным идиоморфизмом, что обуславливает близкую к аплитовой структуру породы.

Гранит-порфиры обычно состоят из мелко- среднезернистой кварцплагиоклазовой массы на фоне которой выделяются сравнительно крупные (до 0,см) обособления плагиоклазов. Кроме плагиоклаза (40-60 %) и кварца (10-25 %) в составе пород присутствуют биотит (5 %) и микроклин (5-7 %), а из второстепенных – апатит, циркон, сфен, флюорит. Типовой набор вторичных минералов включает альбит, хлорит, эпидот, серицит.

Кроме вышеописанных петрографических разновидностей пород в состав Барангуловского магматического комплекса, в качестве его наиболее ранней фазы, включаются также и ультрабазиты /Козлов и др., 1969 ф; Алексеев, 1976/. Однако соотношения этих пород с габброидами и гранитоидами на рассматриваемой территории нигде не установлены, вследствие чего остаются неясными их возрастное положение в магматическом разрезе и принадлежность к указанному формационному комплексу.

Ультраосновные породы известны за пределами контуров габбро-гранитных интрузий в полосе дайково-силловых габброидных образований к северо-западу от Мазаринского массива, где они образуют небольшой коренной выход пироксенитов в верховьях р. Мазары. В этой полосе развития магматических тел ультрабазиты и габброиды имеют общую структурно-тектоническую позицию – они приурочены к единому магмоподводящему разрывному нарушению и интрудируют одни и те же парасланцы курташской свиты. Это может служить подтверждением их принадлежности к общему магматическому очагу и дает возможность относить указанные породы к единой пироксенит-габбровой формации. Подобная магматическая ассоциация пироксенит-габбровых пород более широко развита на севере КирябинскоУзянбашского района, где с ней пространственно связано Кирябинское медное месторождение. Неслучайно, поэтому, в зоне контакта рассматриваемого пироксенитгаббрового тела располагается известное Мазаринское проявление медной минерализации.

Пироксениты представляют собой преимущественно массивные среднезернистые породы характерного зеленовато-черного цвета. Также как и пространственно ассоциирующие с ними габбро они подверглись интенсивным вторичным изменениям и превращены в амфиболизированные тальк-хлоритовые породы. О первичном составе ультрабазитов можно судить лишь по редким реликтовым участкам в которых сохранились в основном неправильные и шестоватые зерна бурой роговой обманки, близкой, по заключению А.А. Алексеева /1976/, к керсутиту. Роговая обманка по периферии корродируется актинолитом и хлоритом и обрастает тонкой вкрапленностью магнетита. Иногда ее зерна имеют характерное пойкилитовое строение с обильными включениями хлоритизированного пироксена или хлорит-тальковых образований, возможно возникших по первичному оливину. В.И. Козлов и др. /1969 ф/ отмечали наличие пойкилитовых вростков роговой обманки в зернах ортомагматического пироксена. Структура таких пород может быть охарактеризована как пойкилитовая, для большей же части роговообманковых пироксенитов она типично гипидиоморфнозернистая.

3.1.3. Петрогеохимические особенности и формационная принадлежность пород Спектр химических элементов, обсуждаемых в работе, определялся постав ленными задачами и возможностями современного прецизионного анализа. Он включает в себя важнейшие элементы-индикаторы магматического процесса и сопутствующие элементы возможного оруденения. Учитывая широкое разнообразие петрографических типов пород, включающих продукты как мантийного, так и корового магматизма, при геохимическом исследовании вещества в каждом конкретном случае использовались индивидуальные подходы в выборе тех или иных элементов и методике обработки аналитических данных. В этой связи, прежде чем характеризовать специфику элементного состава магматических комплексов зоны Уралтау, необходимо кратко остановится на наиболее показательных оценочных критериях, используемых геохимиками в петрогенетических построениях.

Анализ современной геохимической литературы показывает, что в качестве наиболее распространенных индикаторов петрогенезиса чаще всего используются /Таусон, 1977; Бородин, 1981; Классификация…, 1981; Когарко, Арутюнян, 1982; Богатиков и др., 1987; Лазько, Шарков, 1990; Коваль, 1998/: 1) содержания характерных редких элементов, обычно применяемые для выделения формационных и геохимических типов магматических пород; 2) отношения кристаллохимически сходных элементов (K/Rb, La/Yb, Ba/Sr, Ni/Co, Ti/Nb и др.) служащие надежными показателями процессов кристаллизационного фракционирования; 3) соотношения элементов с наиболее близкими кристаллохимическими свойствами (Zr-Hf, Nb-Ta, Y-Yb, La-Ce, Zr-Nb), используемые для суждения о характере источника вещества и типе фракционирования.

Для характеристики фракционирования редких элементов в магматическом процессе целесообразно также учитывать поведение совместимых и несовместимых (некогерентных) их групп /Ringwood, 1966/. В мантийных условиях наиболее совместимы элементы железо-магниевой группы, такие как Ni, Co и Cr, здесь же типичны крупнокатионные элементы с малой валентностью, РЗЭ, некоторые рудные элементы.

Среди несовместимых элементов в магматическом расплаве следует назвать Rb, K, Ba, Sr, REE иттриевой группы, Nb, Ta, Zr, Hf и Ti /Коваль, 1998/.

В коровых условиях, вследствие неоднородности магматического источника и сложности его фазового состава, оценка механизма фракционирования сильно затруднена. Большинство элементов в расплаве становятся совместимыми, а некогерентность сохраняют лишь Rb, Ba и La. В этих условиях важнейший вклад в фракционирование вещества при гранитообразовании вносят процессы флюидного взаимодействия, показателями которого являются коэффициенты распределения Rb и Ba, в частности резкое увеличение отношения Ba к Rb /Коваль, 1998/.

Для оценки геодинамической обстановки проявления гранитоидного магматизма широко используются надежно зарекомендовавшие себя диаграммы Ж. Пирса /Pearce, Harris, Tindle, 1984/. Опираясь на петрогеохимические параметры эти авторы разделили все гранитоиды на четыре главные группы: океанических рифтов, вулканических дуг, внутриплитовые и коллизионные, для которых были определены нормативные значения некоторых элементов и обозначены возможные источники вещества.

В целом можно отметить, что важнейшими дискриминантными геохимическими признаками гранитоидных пород являются общая щелочность, соотношение Na и K, содержание несовместимых рассеянных элементов (Rb, Sr, Ba, Li), акцессорных элементов, чутко реагирующих на изменение щелочности (Zr, Nb, REE). Поэтому для диагностики и определения сериальной принадлежности пород нами использовались традиционные диаграммы SiO2 – (Na2O+K2O), SiO2 – K2O, A-F-M.

Несколько иные подходы свойственны при региональном геохимическом анализе базит-гипербазитовых комплексов. Для их типизации наиболее информативными характеристиками являются концентрации щелочей, титана, относительная железистость пород, степень и характер серпентинизации /Штейнберг, Чащухин, 1977;

Варлаков, 1986/, кальций-алюминиевое отношение /Алпинотипные…, 1985; Штейнберг и др., 1990/. Для выяснения механизмов образования базит-гипербазитовых комплексов широкое применение получили треугольные диаграммы с использованием значений таких петрохимических характеристик, как Alk (Na2O+K2O), Al2O3, MgO, FeO* (FeO+Fe2O3), CaO и некоторых других. Для серпентинизированных гипербазитов часто используют пересчет химического состава на первичный минеральный состав по методу Н.Д. Соболева /1952/.

Петрохимические особенности пород являются важным критерием их металлогенической оценки. Так, например, на треугольной диаграмме А.И. Богачова /Петрохимические…, 1985; Маракушев, 1979/ по содержаниям в первичных гипербазитах железа (FeO+Fe2O3), магния и суммы кальция и щелочей базит-гипербазитовые массивы четко разделяются на хромитоносные, титаноносные (Ti, Fe, V) и никеленосные (Ni, Cu).

Немаловажное значение имеет обработка данных о концентрациях и распределении в породах элементов-примесей. В первую очередь это относится к наиболее характерным для альпинотипных гипербазитов сидерофильным элементам: Cr, Ni, Co, Ti. Так, на петрохимической диаграмме О.М. Глазунова /1981/, построенной в координатах Cr2O3/TiO2-MgO/(FeO+Fe2O3) контрастно разделяются магнезиальные и железистые гипербазиты, принадлежащие соответственно различным формационным типам: дунит-гарцбургитовому и дунит-верлит-пироксенит-габбровому.

Особое же значение для типизации гипербазитовых комплексов и восстановления геодинамических условий их формирования в последние годы приобрело изучение закономерностей распределения в них редкоземельных элементов /Балашов, 1976; Савельева, 1987; Магматические…, 1988; Ферштатер, 1996; Семенов, 1998;

Pages:     | 1 |   ...   | 15 | 16 || 18 | 19 |   ...   | 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.