WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 24 | 25 || 27 | 28 |   ...   | 40 |

К субвулканическим аналогам метаэффузивов Мазаринского комплекса относятся небольшие межпластовые согласные тела основных пород, залегающие на разных уровнях мазаринской и арвякской свит. Эти тела структурно и во времени тесно связанные с метавулканитами, отличаются от последних не только формой залегания, но и большей текстурно-структурной однородностью и лучшей сохранностью первично-магматических особенностей пород. Субвулканическая природа многих из них надежно устанавливается по наличию характерных зон закалки в их приконтактовых частях.

Подобные тела, по характеру и форме залегания представляющие собой силлы, наблюдались нами в западном обрамлении Барангуловского габбро-гранитного массива в 4 км к юго-западу от г. Барангул, а также в западной приконтактовой части Кирябинского габбрового массива в левом борту р. Бирси на юго-западной окраине с.

Кирябинское. Типовой чертой магматических тел является мелкозернистое строение слагающих их диабазов и габбро-диабазов, интенсивное рассланцевание и преимущественно тонкозернистый облик пород в приконтактовых зонах, наличие обильной вкрапленности магнетита.

Также как и вышеописанные базит-ультрабазитовые образования Кирябинско-Узянбашского района, породы Мазаринского метавулканического комплекса пространственно приурочены к зоне сочленения Уралтауского и Башкирского мегантиклинориев и наследуют ту же систему разрывных нарушений преобладающе северо-восточного направления. По геофизическим данным /Огаринов, Сенченко, 1974;

Козлов, Пацков, 1974/ эта зона диагностируется как область повышенной трещиноватости и проницаемости коры, соответствующая крупным региональным разломам глубинного заложения. Общность структурно-геологической позиции эффузивных и субвулканических пород, близость их стратиграфического положения и состава, небольшой объем магматитов по сравнению с вмещающими их осадочными отложениями, позволяют относить рассматриваемый метавулканический комплекс к числу покровно-силловых образований свойственных начальным стадиям континентального рифтогенеза.

Петрографический состав ортосланцев по эффузивам определяется почти исключительно вторичными минералами. Лишь в редких случаях в породах сохраняется реликтовая диабазовая структура, обусловленная выделениями беспорядочно ориентированных лейстовидных микрокристаллов альбитизированного плагиоклаза и ксеноморфных кристаллов роговой обманки. Из вторичных минералов наиболее часто встречаются ассоциации амфибол-эпидотового, хлорит-эпидотового, амфиболхлорит-эпидотового и хлорит-эпидот-альбитового состава, т.е. типичные парагенезисы зеленосланцевой фации метаморфизма. Содержание перечисленных минералов варьирует от 10 до 60 %. Постоянно присутствуют в небольших количествах кварц и кальцит, а из рудных отмечаются пирит и иногда ильменит. Как уже отмечалось, характерным рудным минералом в ортосланцах является магнетит, образующий идиоморфные октаэдрические кристаллы размером до 0,5 см. Его содержание составляет в среднем 3-5 %, в зонах интенсивного рассланцевания пород количество магнетита возрастает до 7-10 %. По данным А.А. Алексеева /1976/ магнетит почти полностью лишен элементов-примесей железистой группы и содержит в основном небольшое количество титана (0,02-0,06 %).

Метадиабазы и метагаббро-диабазы субвулканической фации характеризуются близким минеральным составом. Как и у ортосланцев, типовыми минералами в них являются хлорит, амфибол, эпидот, кварц, кальцит, магнетит. В зависимости от количественных соотношений вторичных минеральных ассоциаций среди ортопород можно выделить эпидот-амфиболовые, эпидот-хлорит-амфиболовые и альбит-эпидотамфиболовые разновидности. Всем им свойственно сланцеватое строение и полное отсутствие первично-магматических минералов исходных пород.

Вместе с тем, в наименее измененных разностях пород можно наблюдать хорошо сохранившиеся реликты первичного строения и состава магматитов. В массивных диабазах и габбро-диабазах под микроскопом видны идиоморфные удлиненнотаблитчатые кристаллы плагиоклаза андезин-лабрадорового типа, неравномерно корродированные эпидотом, кальцитом и альбитом. Лейсты плагиоклаза, как правило, различно ориентированы, в угловатых промежутках между ними заключены ксеноморфные выделения моноклинного пироксена, большей частью замещенные амфиболом. Количество породообразующих минералов меняется незначительно, в среднем для плагиоклаза оно составляет 40-60 %, а для пироксена – 35-45 %. Типовыми реликтовыми структурами являются микродиабазовая, микропойкилоофитовая, диабазовая, габбро-диабазовая.

Аршинский метавулканический комплекс в наиболее полном объеме представлен в Тирлянском районе. На рассматриваемой территории выходы вулканитов известны только вдоль западного крыла Уралтауского антиклинория на участке его сочленения с Тирлянской синклиналью. Здесь можно наблюдать лишь небольшие фрагменты вулканогенного комплекса, обнаженного по ручьям Городскому и Вишневому, дающие самые общие представления о составе входящих в него эффузивов.

Фактически обоснованные сведения о внутреннем строении, составе и петрогеохимических особенностях аршинских вулканитов получены при геологосъемочных и тематических исследованиях Тирлянского района /Козлов и др., 1973;

Парначев и др., 1981/. Они использованы нами при характеристике метавулканического комплекса.

Структурно-текстурные исследования магматических пород аршинской свиты позволили выделить среди них преимущественно поверхностные вулканогенные образования, включающие продукты лавовой, лавокластической, пирокластической и вулканогенно-осадочной фаций субаэральной и мелководно-морской обстановок.

Лавовые потоки чаще всего имеют незначительную мощность и отмечаются в средней части разреза комплекса. Они сложены массивными афировыми метабазальтами, имеющими миндалекаменное строение в верхней краевой части.

Лавокластические и пирокластические отложения включают: 1) кластолавы с агломератовыми обломками массивных, пористых и миндалекаменных метабазальтов; 2) ксенотуфы глыбовые, агломератовые и лапиллиевые; 3) туфы литокристаллокластические, гравийные и пепловые.

В группу вулканогенно-осадочных пород входят туффиты алевритовые, алевро-псаммитовые слоистые, а также вулканомиктовые песчаники и алевролиты.

Важной особенностью строения метавулканического комплекса является стратифицированный характер входящих в него образований. Почти во всех разрезах можно наблюдать переслаивание глыбовых и пепловых ксенотуфов, туфов, брекчиевых лав, кластолав и единичных маломощных потоков метабазальтов. Гравийные туфы нередко сочетаются в едином горизонте с вулканогенными песчаниками и алевролитами. Кроме того, вулканогенные породы комплекса, особенно в средней его части, разделены прослоями метаосадочных пород – кварцитов, песчаников, алевролитов, что указывает на прерывистость и полицикличность аршинского вулканизма. Судя по значительной мощности вулканических пород (до 780 м) и обилию пирокластического материала, вулканогенная деятельность в аршинское время имела значительные масштабы и преимущественно эксплозивный характер. Обращает внимание почти полное отсутствие субвулканических, дайково-силловых форм залегания пород, что существенно отличает рассматриваемый комплекс от Мазаринского метавулканического комплекса.

Все эти особенности вполне объяснимы общим структурным положением Аршинского метавулканического комплекса, его приуроченностью к осевой наиболее прогнутой части крупного Зилаирско-Верхнебельского грабена с повышенной ролью региональных разломов и, соответственно, наибольшей в количественном отношении ролью магматических образований /Иванов и др., 1981/. Зилаирско-Верхнебельская зона венд-палеозойских грабенообразных прогибов пространственно совпадает с областью сопряжения Башкирского и Уралтауского поднятий. В ее состав входят Тирлянский и Западно-Уралтауский разломы, южное продолжение которых перекрыто отложениями Зилаирского прогиба. Наиболее характерной чертой прогибов является их неоднородное горст-грабеновое строение с общим погружением поверхности гранито-гнейсового слоя с севера на юг по простиранию зоны, от 4-5 км на севере до 8-км на юге /Козлов, Пацков, 1974/. Значительное утонение коры в осевой части зоны и ее повышенная тектоническая раздробленность, по-видимому, способствовали более интенсивному, чем в соседних зонах проявлению магматической деятельности, преимущественно в эффузивной, а не субвулканической форме.

Петрографические особенности вулканитов в значительной мере определяются их вторичными изменениями. Породы лавовой, пирокластической и вулканогенноосадочной фаций в той или иной мере подверглись зеленокаменным преобразованиям с характерным развитием в них хлорит-эпидот альбитовой минеральной ассоциации.

Метавулканиты лавовой фации обычно представлены сланцеватыми или массивными породами с хорошо сохранившимися реликтами миндалекаменного строения. В шлифах это преимущественно тонкозернистые однородные образования, состоящие из переменного количества хлорита (20-50 %), эпидота (10-40 %) и альбита (30-60 %). В небольших количествах встречаются также мелкие зерна ильменитмагнетита (5-10 %), сфена (3-8 %), кальцита (до 10 %), иногда серицита /Парначев и др., 1981/. Широко развиты бластические структуры основной массы, среди которых преобладают гранобластовая и нематобластовая, иногда встречаются реликты микропорфировой структуры, обусловленной выделениями более крупных альбитизированных плагиоклазов.

Породы пирокластической фации имеют тот же минеральный состав, но отличаются от метаэффузивов хорошо выраженным обломочным строением. По размерности обломков среди стратифицированных пирокластических отложений можно выделить полный ряд от грубообломочных глыбовых ксенотуфов до среднеобломочных лапиллиевых и тонкообломочных пепловых кристаллокластических разностей, содержащих единичные включения метабазальтов. Крупные обломки, как правило, осветлены и по периферии обрамлены тонкой коркой закалки, а мелкие стекловатые литокласты обычно полностью замещены гидрослюдистыми минералами /Парначев и др., 1981/. Пирокластический материал сцементирован гематит-хлоритовой массой.

Вулканогенно-осадочные образования наиболее широко развиты в верхней части метавулканического комплекса. Они связаны постепенными переходами как с подстилающими их лаво- и пирокластическими породами, так и с вышележащими кварцитами аршинской свиты. Характерной отличительной особенностью этих пород является хорошо проявленное слоистое строение. Обломки псаммитовой и алевритовой размерности сцементированы гидрослюдисто-хлоритовй массой, насыщенной пылевидным рудным веществом.

Для петрохимической характеристики метавулканитов нами использованы аналитические данные, заимствованные из работ А.А. Алексеева /1976/ и В.П. Парначева и др. /1981/. Результаты химических анализов и некоторые петрохимические параметры приведены в таблице 16.

Ортосланцы и метадиабазы Мазаринского комплекса характеризуются относительно невысоким содержанием кремнезема (43-50 %) с небольшим дефицитом нормативного кремния в их составе. Породам свойственны также низкие концентрации глинозема (11,0-15,0 %) при умеренном и повышенном накоплении MgO (6,011,0 %). По величине коэффициента глиноземистости (al'0,75) абсолютное большинство метавулканитов принадлежит к низкоглиноземистому типу. Характерной чертой рассматриваемых ортопород является повышенное содержание в них общего железа (11,0-20,0 %) при явном преобладании закисной его формы над окисной. Отмечается отчетливая обратная корреляция между коэффициентом глиноземистости и фемичностью (f ') метавулканитов. По значению f ' (21-28) низкоглиноземистые ортопороды являются меланократовыми.

Из других особенностей следует отметить высокие показатели коэффициента железистости (59-78), выходящие за рамки стандартных значений не только оливиновых базальтов, но и обычных пироксен-плагиоклазовых пород семейства базальтов и долеритов.

Содержания K2O в породах варьируют в широком диапазоне – от низких (0,06-0,1 %) до умеренных (0,11-0,37 %) и высоких (0,52-1,5 %) значений, что может быть связано с частичным перераспределением K2O при метаморфизме. Ортопороды относятся к типично натриевым сериям с преобладанием натрия над калием в 4-раз. Обращает внимание устойчиво высокое содержание TiO2, свойственное как метабазальтам (1,9-2,8 %), так и их субвулканическим аналогам (1,8-3,0 %), а также низкое отношение K2O/TiO2 (<<0,8) в обеих группах пород, что сближает их с толеитовыми базальтами континентальных рифтовых зон.

Несколько иными петрохимическими свойствами обладают метабазальты Аршинского комплекса. Большинство из них относятся к классу пород насыщенных кремнекислотой с более широкими вариациями содержаний SiO2 (42.7-51.2 %). Особенностью этих пород является более высокая концентрация глинозема (13,0-19,0 %) при относительном дефиците MgO (2,6-5,9 %). В группе метабазальтов по величине коэффициента глиноземистости присутствуют как низкоглиноземистые (al'<0,75), так и умеренноглиноземистые (al'=0,75-1,0) разности пород. При высоком суммарном содержании железа (13,0-18,0 %) основной объем в его балансе занимает окисная фор- Таблица 16.

Pages:     | 1 |   ...   | 24 | 25 || 27 | 28 |   ...   | 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.