WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 23 | 24 || 26 | 27 |   ...   | 40 |

3.4. АРТЛЫШСКИЙ ГРАНОДИОРИТОВЫЙ МАССИВ Гранитный массив образует два небольших (5х3 и 2,5х2 м) коренных выхода у вершины г. Артлыш в 1,5 км западнее д. Новоусманово. Пространственно он располагается за пределами изученной площади в восточном борту Зилаирского мегасинклинория. По данным геофизических (гравиметровых и магнитных) исследований контур массива с глубиной значительно расширяется, охватывая западное крыло Уралтауского мегантиклинория. Морфологически это крутопадающее дайкообразное или штокообразное тело приуроченное к тектонически ослабленной зоне. массив залегает среди силурийских отложений бетАртлышский гранитный ринской свиты /Криницкий и др., 1968 ф/, представленной кремнисто-глинистыми, кремнисто-углеродистыми сланцами, кварцитами и кварцевыми песчаниками. По данным В.В. Радченко и др. /1986 ф/ гранитоиды имеют активный контакт с вмещающими породами и по составу принадлежат к дифференцированным дайковоштоковым интрузиям гранодиорит-гранитной формации. Обычно это крупнокристаллические породы светло-серого цвета, массивного иногда гнейсовидного сложения.

Их минеральный состав представлен /Радченко и др., 1986 ф/: альбит-олигоклазом (25-40 %), ортоклаз-пертитом (20-30 %), кварцем (25-30 %), биотитом (5-10 %). В акцессорных количествах присутствуют мусковит, апатит, циркон, рутил, лейкоксен, магнетит. Отмечаются вторичные минералы – хлорит, развитый по биотиту, серицит, корродирующий зерна плагиоклаза, карбонат. Структура пород порфировидная, основная масса имеет типичную гранитную либо гипидиоморфнозернистую структуры.

По особенностям минерального состава (наличию альбит-олигоклаза и альбита) и структуры породы отнесены к гранит-порфирам.

Возраст гранитов определен нами по цирконам кинетическим Pb-Pb методом в Аналитическом центре ВИМС (аналитик Л.В. Сумин). В штуфной пробе было выделено две разновидности циркона, причем зерна одной из них заключены в биотите.

Для них проведено по два независимых измерения. Возрастные оценки представляются для обеих разновидностей одинаковыми. Детальный анализ всей совокупности полученных данных подтверждает предварительные оценки, за исключением предположения о возможности более раннего времени первичной кристаллизации, таких свидетельств не оказалось ни в одном опыте.

Обработка полученных изотопных отношений проведена двумя способами: а) традиционным, с использованием сигнала свинца-204 для получения отношения Pb/204Pb и введения по нему поправки на содержание обыкновенного свинца. Этот способ корректен, но его надежность оказывается недостаточной при очень низких содержаниях свинца-204, что характерно для циркона вообще и для проанализированных зерен в частности; б) второй способ является новым. Он основан на анализе только средневзвешенных изотопных отношений свинца-207 и –208 к свинцу-206 и вообще не нуждается в учете неточных отношений 206Pb/204Pb.

В дополнение к обычным изотопным характеристикам циркона получены оценки отношений U/Pb и Th/U на момент t1 первичной кристаллизации и на время tпоявления в нем завершающей фазы кристаллизации. Значения полученных характеристик приведены в таблице 13.

Таблица 13.

Результаты масс-спектрометрического Pb-Pb анализа цирконов из кислых пород Артлышского массива.

Возраст Способ 207/206 206/204 206/208 207/206 t, U/Pb Th/U обраб. измер. измер. измер. расчетн. млн. лет t1 а 0,065 5100 5,6 0,0622 680 – – t2 б 0,067 – 7,5 0,0640 740 450 0,t1 а 0,056 5300 9,2 0,0530 330 – – t2 б 0,066 – 7,2 0,0535 350 300 0,Примененные способы обработки результатов анализа независимы, имеют свои достоинства и источники погрешности. В данном анализе результаты применения обоих способов можно считать равноценными по значимости, и в качестве наиболее вероятной оценки следует воспользоваться усредненными значениями:

t1=710±10 млн. лет t2=340±10 млн. лет Значения изотопных характеристик и оценок возраста t1 и t2 свидетельствуют о возрастной гетерогенности циркона. Не исключено, что t1 датирует возраст класто генного циркона, захваченного магматическим расплавом из вмещающих осадочных пород и, таким образом, не имеющего непосредственного отношения к времени кристаллизации самого гранитоидного массива. Датировка t2, характеризующая процесс кристаллизации биотита, может быть принята за истинный возраст становления артлышских гранитов. Это время, соответствующее раннему карбону (визе-серпухов) согласно схеме В. Харланда и др. /1989/, вполне согласуется с геологическим положением массива среди вмещающих его палеозойских отложений. Кроме того, время внедрения гранитоидов тесно связано с начавшейся в позднем девоне коллизией пассивной окраины Восточно-Европейского континента и островной дуги, вследствие чего интенсифицировался рост поднятий, в частности структуры Уралтау, и началось быстрое накопление зилаирского грауваккового флиша /Пучков, 2000/. Т.е. становление гранитной интрузии было обязано позднедевонским-раннекаменоугольным тектоническим событиям, одновременно явившимися причиной прогрессивного высокотемпературного и высокобарического метаморфизма максютовского комплекса.

Содержания петрогенных окислов в типовых породах массива составляют /Клочихин, 1960 ф/:

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Ппп 65,8 0,58 16,0 0,75 3,37 0,06 1,3 2,91 3,56 2,58 0,28 2,Как видно из этих данных, кислые магматиты по содержанию SiO2 и суммы щелочей относятся к семейству гранодиоритов. Это породы нормального ряда, являющиеся петрохимическим аналогом дацитов. Они принадлежат к типичной калийнатриевой серии (Na2O/K2O=1,4), а по коэффициенту глиноземистости (al'3) являются высокоглиноземистыми разностями. Коэффициент агпаитности составляет 0,5. По химическому составу артлышские гранодиориты ничем не отличаются от подобных пород, широко распространенных в складчатых областях различных регионов мира /Магматические…, 1983/. Они близки к стандартным известково-щелочным сериям, формирующимся в обстановках сжатия.

Концентрации элементов-примесей, среди которых наиболее информативны рубидий, стронций, цирконий, сидерофильные элементы группы железа, редкоземельные элементы, подтверждают близость кислых пород к коллизионным сериям (табл. 14). Количество Rb (114-142 г/т), Sr (279-695 г/т), Zr (180 г/т) в гранодиоритах находится на уровне значений, свойственных породам орогенных окраинноконтинентальных серий известково-щелочного типа. Многие массивы палеозойских гранитоидов Восточного Урала /Шатагин и др., 2000/, соответствующие типовым известково-щелочным сериям, вполне сопоставимы по содержанию названных элементов с артлышскими гранодиоритами.

Таблица 14.

Содержание элементов-примесей в гранодиоритах Артлышского массива (г/т).

№ п/п № обр. La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 1 НУ-2000-35/96,4 148 12,2 39,7 7,92 2,42 7,9 1,07 5,55 1,14 2,76 0,38 1,75 0,2 НУ-2000-35/103 157 13,2 42,2 8,45 1,82 8,1 1,19 5,69 1,13 2,73 0,36 1,72 0,3 NU 85,5 160 17,9 52,9 7,3 1,6 3,7 0,5 2,3 1,1 2 0,6 1,3 <0,Продолжение таблицы 14.

№ п/п Na(%) K(%) Rb Cs Ca% Sr Ba Sc Cr Fe% Co Ni Zn Se As 2,9 114 6,53 0,41 310 850 8,07 170 3,03 7,16 70 1,91 16,1,37 142 10,8 0,54 695 855 8,07 39,3 3,07 7,82 50 2,27 21, 118 Продолжение таблицы 14.

№ п/п Sb Th U Br Hf Y Nb Ta Zr Au 0,39 21,6 4,52 0,04 7,44 0,0013 0,0025 4,11 0,25 23,4 8,1 0,01 8,25 0,0014 0,0026 3,91 150 0, 22 <1 2, Содержания легкоплавкого Co (7,2-7,8 г/т) также близки таковым в герцин- ских гранодиоритах главной гранитной оси Урала, в то же время концентрации тугоплавкого Cr (39-170 г/т) дали широкий разброс величин, несколько превышающих стандартные значения, установленные для подобных пород.

Характер распределения редких земель в кислых породах (рис. 32) в целом соответствует тоналит-гранодиоритовой серии: достаточно высокая степень фракционирования РЗЭ, заметное обогащение легкими лантаноидами (значение La* достигает 300) при отношении Ce/Yb на уровне 8-12, отсутствие хорошо выраженной Eu аномалии, что по Г.Б. Ферштатеру/1994/ свойственно надсубдукционным тоналитгранодиоритовым сериям.

Использование традиционных дискриминантных диаграмм в координатах Rb– (Y+Nb), Rb–(Yb+Ta), Yb-Nb, Ta-Yb /Pearce, 1996; Pearce, Harris, 1984/ показывает принадлежность гранодиоритов к синколлизионным тектоническим обстановкам.

Для выяснения Р-Т условий образования гранодиоритов Артлышского массива было проведено изучение газово-жидких и расплавных включений в породообразующем кварце. В нем установлены мелкие (1-24 мкм) включения силикатного расплава, содержащие анизотропные кристаллы силикатов (кварц, полевые шпаты), газовый пузырек (0,8-6,5 об. %) и водный раствор в интерстициях. Результаты термометрических исследований приведены в таблице 15.

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu -1 -2 -Рис. 32. Нормированное по хондриту содержание редкоземельных элементов в гранодиоритах Артлышского массива. Условные обозначения: 1-3 – состав пород из таблицы 14: 1 – НУ-2000-35/1; 2 – НУ-2000-35/2; 3 – NU.

порода / хондрит Таблица 15.

Физико-химические параметры формирования гранодиоритов Артлышского массива.

№ пробы n Тгом. Р, СН2О, СCl, Тгом. Ссолей, бар мас.% мас.% мас.% расп. вкл., °С газ-жид. вкл., °С НУ-2000-35/1 11 910-830 3060-2650 5,3-0,7 0,13-0,04 332-338 4,2-8,НУ-2000-35/2 7 820-790 4430 4,0 0,11 274 4,Примечание: n – количество включений в изученном образце; СH2O – концентрация воды в расплаве; Ссолей – концентрация солей во флюиде; СCl – концентрации хлора, полученные расчетным путем.

Начало плавления силикатных фаз фиксируется при температуре 610-590°С.

Гомогенизация флюидов происходила при температуре 351-166°С в жидкость, плавление льда фиксировалось при –5,6- -2,5°С, что соответствует концентрации 4,2-8,мас. % раствора NaCl /Bodnar, Vityk, 1994/. Полная гомогенизация включений происходит при 910-790°С, причем до гомогенизации удается довести только единичные, наиболее мелкие включения. Большинство расплавных включений вскрывается при нагреве, что свидетельствует о высоком внутривакуольном давлении летучих.

Основные выводы, которые можно сделать после обработки полученных физико-химических данных сводятся к следующему: 1) по глубине образования гранодиориты соответствуют гипабиссально-приповерхностной фации; 2) давление воды в расплавных включениях, соответствующее давлению в системе в момент кристаллизации расплава составляло 2,7-4,4 кбара; 3) по степени флюидонасыщенности (концентрации воды, солей и хлора) артлышские гранодиориты хорошо сопоставимы с уровнями ''батолитовых'' сечений коллизионных гранитных интрузий МонголоОхотской зоны /Коваль, 1998/. Как видно из этих данных, гранодиориты Артлышского массива по всем параметрам отличаются от гранитоидов Мазаринского и Барангуловского комплексов зоны Уралтау.

В целом приведенные данные, на наш взгляд, убедительно свидетельствуют о проявлении в зоне сочленения Уралтауского поднятия и Зилаирского прогиба в раннекаменноугольное время интрузивного магматизма тоналит-гранодиоритового формационного типа, связанного с ранней стадией коллизионных явлений на Южном Урале. Как считает В.Н. Пучков /2000/, линия касания континента и островной дуги в это время проходила в пределах хр. Уралтау и в настоящее время выражена Янтышевско-Юлукским разломом. Коллизия осуществлялась по доминирующей наклоненной зоне срыва, хорошо обозначенной в сейсмических записях; на поверхности эта зона выходит непосредственно западнее Кракинского массива. По-видимому, в результате сжатия происходило скучивание сиалических масс и возникновение сис темы глубоких сколов, с которыми и связано проявление гранодиоритового магматизма.

3.5. ВУЛКАНОГЕННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ В составе суванякского комплекса зоны Уралтау вулканогенные породы распространены незначительно. В пределах рассматриваемой территории они достаточно уверенно выделяются среди уткальских, мазаринских и арвякских парасланцев Кирябинско-Узянбашского района и метатерригенных отложений аршинской свиты Тирлянского района.

Первые сведения о наличии эффузивов на различных уровнях метаосадочного разреза зоны Уралтау содержатся в трудах Н.Н. Дингельштедта /1933/ и А.И. Иванова /1956/. По результатам последующих работ /Козлов и др., 1973; Алексеев, 1976; Парначев и др., 1981/, уточнившим площади распространения вулканитов, их петрографо-петрохимический состав и фациальную принадлежность, были выделены два самостоятельных метавулканических комплекса – Мазаринский и Аршинский.

При формационном расчленении магматических пород вулканиты первого комплекса отнесены к орогенной базальтовой формации, завершающей развитие рифейской геосинклинали /Алексеев, 1976/, а аршинские метабазальты по ряду признаков отождествлялись с щелочными оливиновыми базальтами трахибазальтовой формации континентов /Парначев и др., 1981/.

Следует отметить, что имеющиеся сведения о химическом составе вулканитов Мазаринского комплекса базируются исключительно на данных силикатных анализов петрогенных компонентов, что явно недостаточно для надежного определения их формационной принадлежности. Наши исследования в какой-то мере восполняют этот пробел.

Вулканиты Мазаринского комплекса, приуроченные к одноименной свите, известны в 3,5 км западнее г. Барангул и в правом борту руч. Городской Ключ. Во всех осмотренных нами обнажениях вулканогенные породы интенсивно метаморфизованы и практически представлены ортосланцами с эпизодически сохранившимися реликтами первичной структуры, текстуры и состава. Выявление фациальной природы магматитов в связи с этим сильно затруднено, можно лишь предположить по ряду косвенных признаков, что в их составе присутствуют продукты как эффузивной так и субвулканической фаций.

Наиболее представительный разрез метавулканитов обнажен в правом борту руч. Городской Ключ. Ортосланцы стратиграфически приурочены к верхней части разреза мазаринской свиты. Они слагают крутопадающий в северо-западном направлении горизонт, прослеженный по простиранию более чем на 1,0 км при мощности около 200 метров. Строение горизонта неоднородно, в его составе снизу вверх можно выделить: 1) тонкополосчатые вулканогенно-осадочные породы близкие к туффитам, состоящие из ритмично чередующихся слоев кварцевого, серицитового и хлоритового составов; мощность отложений около 30 м; 2) зеленые сланцы по основным эффузивам, представляющие собой сочетание лавовых потоков с характерной для них изменчивостью текстурно-структурных особенностей; мощность метаэффузивов около 80 м; 3) зеленые сланцы тонкозернистой однородной структуры, образованные по массивному покрову диабазов мощностью 60 м; 4) ортосланцы по туфам диабазовых плагиоклазовых порфиритов мощностью около 10 м.

Pages:     | 1 |   ...   | 23 | 24 || 26 | 27 |   ...   | 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.