Уральская петрографічні практика
Е. В. Сизова
Глава 1. Короткий геолого-географічний нарис району
практики.
Уральський
навчальний полігон розташований на півночі Південного Уралу, у даній частині Челябінській
області у верхів'я р.. Міас. Район практики простягається від широти міста
Карабаш на півночі, а в південному напрямку до сіл Сафарова і Первомайка. На
захід його межі тягнеться до міста садка, а на сході обмежений
Ільменськими горами. Гірський Урал - вузька меридіональна система гірських хребтів,
яка протягом 2200 км розділяє Європу та Азію - характеризується
асиметричною будовою. Через пояс західних передгір'їв він переходить в Руську
рівнину, а на схід досить різко обривається в бік Західно-Сибірської
низовини. Гори Уралу сильно відрізняються за характером географічних
ландшафтів від прилеглих зі сходу та заходу, і рівнин. Ця відмінність менш різко
виражено в межах Північного Уралу з його сильно згладженим рельєфом, і,
навпаки, різко виявлено у високогірних районах Північного і Південного Уралу. Так в
районі нашої практики розвинене система хребтів меридіонального і
північно-східного простягання з абсолютними відмітками до 700-900 м., які
розділені плоскими долинами (перепад висот 200-400м.) з безліччю озер:
Тургояк, Ильменского, Чебаркуль, Кісегач, Велике і Мале Міассово та інші. Чи не
мало тут і штучних водойм, наприклад, південне (старе) частину м. Міас
розташоване на березі великого штучного водоймища - міасского ставка. Озера
східній частині району мають тенденцію до заболочування. Цей природний
процес, пов'язаний з пенепленідаціей (пенеплен - по Девісу, рівнина,
утворюється в кінці географічного циклу в результаті дії одного
будь-якого рельєфоутворюючих фактора) Уральських гір. Порівняно холодне
озеро Тургояк, розташоване у північно-західній частині території практики і
що заповнює депресію рельєфу в гранітному масиві, менше схильна
заболочування.
На
Уралі переважають західні вітри, що приносять вологу, і значну частину її вони
залишають в Приураллі і на західному схилі Уралу. Клімат континентальний,
причому континентальність зростає з Заходу на Схід. У Ільменських
заповіднику, що стосується рослинності, переважають хвойні та змішані ліси,
а в більш південних районах - березові гаї.
В
економіко-географічних рамках, Урал - найбільший економічний район з добре
розвиненою промисловістю і сільським господарством. Досить багато гірничодобувних
підприємств. Виділяються центри промисловості, з переважанням галузей важкої
індустрії - Свердловськ, Челябінськ, Магнітогорськ і інші. Дуже багаті землі
тальком, колчеданних рудами, магнезитів, хроміти.
Основи
транспортної мережі складають залізничний та автомобільний транспорт. Район
пересічене 4 залізничними магістралями і численними шосейними
дорогами. Річковий транспорт не має великого значення.
Глава 2. Палеовулканіческіе комплекси.
Вулканічні
породи на Уралі мають широке розповсюдження. Розчленовування вулканічних товщ
проводиться як за віковою ознакою, коли виділяються окремі почту,
мають певний стратиграфічні положення, так і по формаційному. За
визначення Ю. А. Кузнецова, Е. К. Устіева, вулканічна формація являє
собою природне співтовариство вулканічних порід, положення якого
визначено місцем і часом формування, і відображає певний етап
розвитку того чи іншого регіону. Серед них виділяються наступні почту:
Поляковський, ірендикская, карамалитанская, улутауская.
2.1 Поляковська свита.
Поляковська
свита спостерігалася нами в дорозі в Уйском районі, на горі Мужайська.
Відкладення Поляковський почту, розвинені на самому заході Магнітогорського прогину, в
Вознесенськ-Прісакмарской зоні. За знахідок фауни Поляковська свита датується
силур Поляковська свита, представлена чергуванням афірових базальтових
порфіритів і крем'янистих опадів. Афіровие базальтові порфірити мають афіровую
мікрозерністую структуру і масивну текстуру. Колір породи зеленувато-сірий.
Розмір зерен до 0,1 мм. Присутні мікроліти Pl. У деяких місцях мікроліти
більші.
В
окремих ділянках видно подушкові лави (обр. 4-53-2), складені породою
темно-сірого кольору з дрібнозернистою структури і пористої міндалекаменной
текстурою. Пори ізометричні, іноді злегка подовжені. Як правило, більш
дрібні пори (1,5 - 2 мм.) частково або повністю заповнені мигдалинами білого
кольору. Пори і мигдалики в подушці розташовуються концентрично. Спостерігається
зона з підвищеним вмістом мигдалин і пір, розташованих на відстані 5 --
7 см від крайової вивітрений поверхні. У цій області добре виражено
концентричне будову даного тіла.
В
деяких місцях базальтові парфіріти і крем'янисті опади січеться Дайна
долерітов шириною 30 - 40 см. з долеритових структурою, міндалекаменной
текстурою. Зерна ПШ подовжені до 1,5 мм. Зерна Рх ксеноморфние, розміром до
0,5 мм.
Нерівномірний
розподіл крем'янистих опадів і базальтових порфіритів говорить про
Пульсаційний характер вулканізму. Подушкові лави свідчать про підводний
характер вулканізму; глинисто-крем'янисті опади - про віддаленість від джерела
зносу. Те, що в даному районі лави переважають над пірокластичні
матеріалом, велика протяжність лавових потоків і відсутність апаратів
обумовлює тріщинні тип виверження. Відсутність вкрапленніков в базальтових
порфірити говорить про швидке надходження розплавів до поверхні з
магматичних камер, що свідчить про близькість зони магмогенераціі. Виходячи
з цих доводів, можна припустити, що такі умови вулканізму, такий склад
порід характерні для зон спреднінга (для серединно-океанічних хребтів).
Поляковська свита є фрагментом верхній частині океанічної породи.
2.2 Ірендикская свита.
Ірендикская
базальт-андезито-базальтова формація залягає на породах Поляковський свити
(силурійські спіліти-діабазовий). При великій подібності порід цих формацій по
хімічним і мінеральним складом вони добре відрізняються макроскопічно і, в
Зокрема, ступенем порфірітовості. Різний характер мають і розрізи. Все це
пов'язане з відмінностями в умовах пересування розплавів до поверхні землі і
палеовулканогенніческімі особливостями появи вулканізму. Вік свити D1e2
-D2 ef1
Ірендикскую
формацію в більшості розрізів поділяють на три товщі: нижню --
туфогенно-осадових, середню - вулканогенних, верхню - вулканогенно-осадових
(Руководство.., 1997)
Ірендикская
формація розглядалася на лівому борту річки Уй., на горі Мужайська.
Характерною особливістю туфагенно-осадочної товщі є ритмічне
будову. Зазвичай в основі ритму залягають більш грубо уламкові породи,
змінюються більш тонкими. На західному схилі гори Мужайська з захід
північно-заходу на схід південний схід відбувається переслаіваніе туфопесчанніков,
туфоалевролітов, туфоаргіллітов з азимутом падіння 300, з кутом падіння 70.
Порода представлена ритмічним переслаіваніем туфопесчанніков,
туфоалевролітов, туфоаргіллітов має разнозерністую структуру і ритмічно
полосчатим текстуру. Розмір зерен туфопесчанніка 1 - 1,5 мм, з потужністю
прошарку до перших сантиметрів. Зерна туфоалевролітов розміром до 0,2 мм, з
потужністю прошарку 2,5 см. туфоаргілліт скритообломочний, з потужністю прошарку
менше 0,5 см. У товщі спостерігається перевага порід з уламками піщанистого
розмірності над іншими елементами ритму. Це туфоріти, що містять
вулканічний матеріал андезито-базальтового складу, який змін і
відсортований. У результаті цього зерна кожного шару ритму мають однакові
розміри.
Між
шарами (усередині ритму) перехід від великоуламкових до мелкообломочним порід поступово,
тобто з поступовим зменшенням уламків від піщанистого розмірностей до
аргіллітістих. Перехід між ритмами різкий, тобто великоуламкових породи
безпосередньо контактують з мелкообломочнимі. Вище по розрізу спостерігали
ритмічне чергування туфопесчанніков, туфоалевролітов і туфоаргеліллітов
аналогічне нижче лежачим, але із збільшенням потужностей шарів і збільшенням
розмірності уламків у туфопесчанніка, що свідчить про посилення
вулканічної активності.
гіпсометричні
вище по розрізу спостерігаються окремі брили, складені агглютінатамі (рис
2.2.2.) Складаються з фрагментів порід андезито-базальтового складу і
що представляють собою спеклися лапіллі і бомби. Їх складають порфіровий
андезито-базальт, що містить у вкрапленніках плагіоклаз (до 80-85%) і
піроксен (15-20%). Структура серійно-порфірову, тобто стовпчастий форми.
Вкрапленнікі піроксену двох генерацій. Зерна першої генерації розміром до 5 мм;
зерна другої генерації розміром до 1,5 мм. Вкрапленнікі складають 5-10% від
загальної маси породи. Порода має пористу (міндалекаменную) текстуру.
Зеленувато-серая основна маса має дрібнозернистою структурою. Мигдалини
заповнені вторинними мінералами, на вивітрений поверхні - спостерігаються пори.
Агглютінати змінюються бомбовим горизонтом. Вулканічні бомби - шматки лави,
викинуті під час виверження в пластичному стані і отримали ту чи іншу
форму. Внутрішня частина їх зазвичай пориста і пузирістая, а зовнішня кірка,
завдяки швидкому охолодженню в повітрі щільна і скловати. (Геологічний
словник, 1995). Бомби досягають у довжину - 70 см, в ширину - 40 см., товщиною
- 20 см. (рис 2.2.3)
Навколо
агглютінат і бомби спостерігали туфоріти, аналогічні контрольоване раніше з
переважанням великоуламкових порід над середньо - мелкообломочнимі. Поява в
розрізі агглютінат, бомбового горизонту, туфів дає підставу стверджувати, що
мав місце пік вулканічної активності, і що в межах цього району
знаходиться вулканічна споруда центрального типу. Можливо, мало місце
експлозівное виверження, що підтверджується існуванням в розрізі туфів,
туфорітов і агглютінат.
Ритмічно-чергуються
товща уламкових порід з переважанням великоуламкових матеріалу з захід --
північ - заходу на схід - південний схід характеризується переважанням
тонкообломочного матеріалу, що свідчить про загасання вулканічної
активності. Можливо, тонкообломочний матеріал міг приносити з діючих
вулканів що знаходяться на великій відстані на стільки, що не виявлялося
значний вплив на описувану товщу. У невеликому застиглому лавовим потоці
андезито-базальтового складу на східному схилі гори Мужайська кількість
тугопластіческого матеріалу (вулканогенно-уламкового) переважає над
ізлівшімся. Магматична порода містить уламки осадових і вулканічних
порід і вкрапленнікі. Ці уламки порід мають кутасту форму і орієнтовані
за напрямком течії лавового потоку), змери ксенолітов досягають 4,5 див
довжину, шириною 1,5 см.)
порфірову
андезито-базальт характеризується серійно-порфірову структурою: вкрапленнікі
піроксену 3 генерацій: зерна першої генерації розміром до 5 мм, другого
генерації - 4 мм, третього генерацією - 2 мм. Текстура породи пориста
(міндалекаменная). Дрібнозерниста зеленувато - сіра основна маса складається з
ізометричних зерен плагіоклазу (розміром до 0,3 мм.) і подовжених зерен
піроксену (розміром до 0,3 мм.). Така пориста, міндалекаменная структура
свідчить про флюідной активності та невеликому тиску води, яка не
перешкоджає видаленню газу з розплаву.
Спостережувані
відкладення Ірендикской свити дозволяють зробити висновок про палеогеографічних
умовах в цьому районі. Так туфи і туфоріти - морські відкладення, це означає,
що мало місце морська вулканічна діяльність, яка змінювалася надводної
вулканічною діяльністю, для якої характерні агглютінати і бомбові
горизонти. Таке чергування продуктів морської вулканічної діяльності та
відкладень надводної вулканічної діяльності свідчить про островодужном
характер виверження. Ці островодужние виверження відповідають активної
континентальної околиці; для них характерно надходження андезито-базальтового
розплаву із зони субдукції. Таким чином, можна вважати, що в D1e2 - D2ef1
острівна дуга була молодою і це відкладення початковій стадії розвитку острівної
дуги.
Велике
кількість вкрапленніков в вулканіти Ірендикской свити (в тому числі,
декількох генерацій) свідчить про глибинний джерелі магматичних
розплавів, а з іншого боку, є індикатором геодинамічного режиму
стиснення земної кори. У таких умовах, типових для зон активних континентальних
околиць, магматичні розплави при підйомі до поверхні неодноразово
затримувалися в проміжних магматичних камерах, де відбувалася їх
часткова кристалізація та освіта вкрапленніков.
2.3.Карамалиташская свита.
В
формаційному плані асоціація порід Карамалиташской почту належить до
контрастної до базальт-ліпорітовой формації. Породи цієї почту, представлені в
північній частині Учалінского району, на західному крилі Магнітогорського мегасінклінорія
в Учалінско-Сібайской структурно-формаційної зони (Керівництво для
студентських практик, 1987). Вік Карамалиташской свити датують як D2кч.
В
генеральному плані в нижній частині розрізу переважають породи основного складу --
діабази і базальтові порфірити, а у верхній - кислого: ліпаріти і Дацит. У
районі с. Сафарова породи Карамалиташской свити складають великий вулканічний
апарат асиметричного будови. Західне крило - круте, східне - більше
пологе.
Тут,
в нижній частині розрізу розкриються сіро-зеленні базальтові порфірити, що складають
серію потоків. У них спостерігається Грудкувата окремість. Структура породи
порфірову. Текстура - неясно лінійна. Вкрапленнікі переважно піроксену.
Подовжені, орієнтовані переважно в одному напрямку (у напрямку
течії розплаву). У якихось місцях зустрічається псевдоподушечная окремість.
Ці породи переважають у нижній частині розрізу. Їх прориває субвулканіческое
тіло децітов. У цих децітах майже немає мигдаликів. Структура породи порфірову.
Дрібні вкрапленнікі представлені виключно плагіоклазу і їх мало. Форма
вкрапленніков подовжена, голчата (до 2мм). У цілому базальтові порфірити
згідно залягають з гліністокремністимі опадами і яшмаідамі. Вони мають
ритмічне чергування, усередині бувають зім'яті в складки. Ми бачили асиметричні
ізоклінальние складки в полосчатим яшмаідах
В
східних частинах розрізу переважають Дацит, що складають потужні потоки і
субвулканіческіе тіла. У цих породах знаходиться велика кількість вкрапленніков
платоклаза різних генерацій. Вони займають 10 - 15% від загальної маси. Розмір
вкрапленніков досягає 2 * 4 мм. Текстура порід - міндалекаменная. Мигдалини
виконані хлоридом і елітідом. Вони витягнуті, мають лінзовідную, краплеподібну
форму. Їх розмір досягає 0,5 см в ширину і 1 см в довжину. Далі по розрізу
відбувається укрупнення мигдаликів, що говорить, можливо, про інше лавовим потоці.
Ці породи пересічені кварц - елідовимі прожилками (пропілітамі), будова жив
зональне. У центрі розташовуються зони і ділянки, спаяні зливним кварцом.
Уздовж кордонів жив їх оточують дрібнозернисті елідотовие агрегати.
Далі
потоки Дацит змінюються крісталлолітокластіческімі туфами дацітового складу.
У них містяться великі (до 10 см.) літокласти вулканітів і яшмоідов, уламки
кристалів, в основному плагіоклазу. Вдалося встановити, що вихідна форма
мінералу була ідноморфная. Розміри кристалів досягають 2 * 4 мм. Цемент
представлений Попільні частинками, які заміщені вторинними мінералами,
що додають йому тонкозерний вигляд і зеленувато-сірий колір. В окремих брилах
зустрічаються щільно спайние лінзи порід дацітового складу. Імовірно,
ці фрагменти є вулканічними бомбами.
Вихід
туфів не простежується по простиранню і, можливо, є реліктом вулканічної
жерловіни. Таким чином, Карамалитанская свита являє собою контрастну
товщу. На базальтах залягають Дацит. Базальтові порфірити утворилися,
ймовірно, у водних умовах. Чергування базальтів з глинисто-крем'янистими
опадами говорить нам про підводний характер вулканізму. Дацит утворилися,
швидше за все, в результаті підводного вулканізму. Про це говорить наявність
крісталлолітокластіческіх туфів ненормованими уламках
2.4. Улутауская свита.
Девонський
система. Середній відділ, жіветскій ярус - верхній відділ, ніжнефранкскій под'ярус
(D 2-3u) Улутауская свита була виділена в Кізіло-Уртазимской
структурно-формаційної зоні Магнітогорського мегасінклінорія.
Вивчення
цієї почту було проведено нами в районі д. Первомайка, в 2 км на схід
селищ. Розріз цієї свити можна розділити на кілька товщ.
Нижню
частину розрізу складають породи андезитового складу. Вони представлені в основному
грудкуватих окремо з порфірову структурою і міндалекаменной текстурою.
Андезитового порода насичена світло-сірими вкрапленнікамі плагіоклазу,
ізометричний, іноді табличної форми, розміром 3 * 5 мм. Також в них присутні
рідкі кристали або сліди від ідіоморфних кристалів магнетиту. Але їх
досить мало. Розміри кристалів досягають 2 мм. Основна маса заленовато-сірого
кольору з блакитними відтінками, мікрозерністая. Потужність андезитів становить
близько 200 м. В окремих місцях виходить тонкозернисті, масивні крем'янисті
породи. З-за присутності розпорошеного гематиту порода може набувати
червонуваті відтінки. Крем'янисті породи є продуктом гідротермальної
переробки.
На початок
по розрізу розташовується ігнімбрітоподобние породи з бульбашкової структурою і
неоднорідною дрібнозернистою основною масою, складеної продуктами
раскрісталлізаціі стекол кислого складу. У цих породах міститься невелика
кількість (близько 3%) вкрапленніков лейкократових мінералів і пір, заповнені
бурого землистий масою. Вкрапленнікі кварцу досить дрібні, округлої,
ізометричний форми, розміром до 1 мм. Темно-бурі пори мають округлі форми і
заповнені вторинними мінералами. Основна маса бежево-сірого кольору, що має
форма лінз або коржів із загостреними або краями. Освіта
пов'язано з процесами ліквації, що протікають у залишковому розплаві.
Відбувається розшарування розплаву та освіта тонких шарів, що відрізняються за
хімічним складом і фізичними властивостями. Через різницю в в'язкості прошарку
швидкість їхнього пересування, відповідно, різна. Це приводить до розриву
частини з них і освіти при кристалізації розплаву коржів скла. У зв'язку
неоднаковим складом скла. Завдяки різним співвідношенням вторинних
мінералів, можна виділити досить контрастні частини, що відрізняються за кольором.
Довжина лінз сягає близько 20 см, товщина - близько 3 см. Потужність ігнімбрітоподобной
пачки близько 100 м. Тіло ігнімбрітов можна простежити за простиранню тільки на
кілька десятків метрів, після чого воно виклінівается.
Для
даного району характерне широке поширення екструзівних утворень.
Екструзії являють собою тіла, складені в'язкою, нездатною до течії
лавою, видавлені на поверхню. У районі д. Первомайка екструзії
представлені куполами, складеними лава - брекчія ріолітового складу. Уламки
андезитового складу зеленувато-сірого кольору, мікрозерністие мають клиноподібну
або прямокутну форму і в деяких ділянках сягають близько 7 см, а інші
більше лінзовітие, овальної форми до 3,5 см (рис 2.4.1) Також зустрічаються
уламки крем'янистих порід, форма яких незграбна, розміри досягають 3 см.
Крім
уламків порід у загальній масі спостерігаються вкрапленнікі кристалів польового шпату
зеленувато-сірого кольору, кутастої форми розміром до 1 см. Пори і мигдалики в
цих породах - самостійний структурно-текстурний елемент. Багато часу і
уламки орієнтовані у певному напрямку. Причому в центральній частині
купола вони мають субвертікальное падіння, а в периферійних частинах мають більш
пологе залягання.
Таким
чином, ми можемо отримати уявлення про форму екструзівного тіла і про
розташуванні виводить каналу. Що стосується самих порід, то можна простежити,
що в лавах - брекчія включені уламки порід, розташовані нижче по розрізу.
Уламки цих порід, як видно, захоплювалися магмою як з вміщають
жерловін порід, так і виносилися нею з великих глибин. У рельєфі екструзівние
куполи утворюють конусоподібну сопку. Таким чином, можна сказати, що породи
улутауской почту, мають непорушеною залягання, а самі сопки представляють собою
добре збереглися вулканічні апарати. Перед нами нормальна безперервна
послідовність вулканізму, так звана андезит-Дацит-ріолітовая
формація. Тобто у міру розвитку вулканогенних процесів відбувається поступова
зміна середніх порід на кислі.
Що
стосується умов формувань, то можна зазначити, що такий тип характерний для
зрілих острівних дуг, коли збільшується потужність земної кори. Відзначимо, що в
цій ділянці панували субконтінентальние умови. Піднятому положенні
блоку обумовлює незначний обсяг осадового матеріалу. Всі
вулканічні породи мають порфірову або серійно-порфірову структури, що
свідчить про складну еволюції магматичних вогнищ, в яких відстоювалися
розплави.
2.5. Умови формування палеозойських
вулканогенно-осадових комплексів.
Вулканічні
породи на Уралі мають широке розповсюдження. На основі стратиграфічних і
формаційних ознак, віку порід, ми виділяємо й розглядаємо чотири
основні свити: Поляковський, ірендикскую, карамалиташскую і улутаускую.
Поляковська свита.
В
неї входять вулканіти офіолетовой асоціації, що складають фрагменти колишньої
океанічної кори. Товща складена чергуванням базальтових порфіритів,
крем'янистих і глинисто-крем'янистих осадових порід. Нерідко в базальтових
порфірити спостерігається подушкові окремішність, характерна для підводних
виливів. Потужність окремих потоків незначна, досягає декількох
метрів, тоді як їх довжина перевищує багато сотень метрів. Це говорить про
низької в'язкості розплавів. Фрагменти порід, що складають окремі продукції мають
міндалекаменную текстуру, з концентрично-зональним будовою. Пора сплощена,
орієнтована паралельно поверхні подушок. Газові бульбашки, рухаючись від
центру до краю подушечки, не встигали вийти з-за тільки застиглої корки,
тому мигдалини в подушечці розташовуються нерівномірно, вони знаходяться в
проміжній зоні. Пори видовжені, розміром до 10 мм. Як правило, більш
дрібні пори (до 3 мм) залишаються порожніми, а більші заповнені агрегатами
светлоцветних мінералів. У центральних частинах породи повнокристалічна, з
структурами не вулканічних, а жильних порід, - долеритових.
Таким
чином, спостерігається подушкові окремість - щира, сформована при
підводних виливу розплавів. Чергування з пелітоморфнимі осадовими породами
також свідчить про підводний вулканізм. З того, що породи мають
афіровую і порфірову структуру з рідкісними і дрібними вкрапленнікамі, можна
зробити висновок про те, що вони формувалися на невеликій глибині, в умовах
активного розтягування земної кори, коли відбувалося майже моментальне вилив
розплаву на поверхню. Поляковська вулканогенно-осадова товща проривається
серією субпараллельних даен долерітов з афіровой дрібно-мікрозерністой
структурою, міндалекаменной текстурою. Дайк ці виклініваются, втрачаючи свою
потужність. Базальтові дайки служили підвідних каналами для підводних
вулканів, які перетинають давніші потоки силки і шари опадів.
Достатня
витриманість потужностей прошарку порід, загальна моноклінальние залягання
свідчить про те, що в той час не було вулканічних будівель
центрального типу, а функціонував тріщинні тип вулканізму. Наявність в товщі
глинисто-крем'янистих опадів, відсутність карбонатних говорить про достатню
глибинного і віддаленості від джерел зносу. Ймовірно, ця товща
формувалася в районі середніх океанічних хребтів, зона спредіта, в
результаті якого відбувається за значніше розтяг земної кори, поблизу
джерел розплаву. Відповідні фрагменти Поляковський почту - це великі
блоки меланжу, фрагмент верхніх шарів океанічної земної кори.
З
точки зору геосинклінальної термінології, це було ефгеосінклінальним
басейном з активним вулканізмом. Отже, в ордовик (а вік товщі був по
конодоітам визначений, як середній ордовик), в районі магнітогорського прогину
існував молодий океанічний басейн, що знаходиться у фазі спреднінга.
Ірендикская свита.
В
східному напрямку <океанічна> Поляковська товща змінюється
вулканітів і вулканогенно-осадовими породами ніжнесреднего девону
ірендискской почту, тобто фактично ця товща залягає на породах Поляковський
свити. Вік почту, визначений за конодонтам і склав ранньо-середній девон.
В
нижній частині західного схилу р. Мужайська розкривається товща субвертікально
залягають вулканогенно-осадових порід - туфопесчанніков, туфоалевролітов і
туфоаргіллітов. Ця товща має виразне ритмічне будову з градаційній
слоістовостью, що говорить про морських умовах формування. Верхня частина
схилу складена крісталлокластіческімі туфами андезібазальтов з характерною <
остроплітчатой> окремо, а також груднястій окремість. Під
вкрапленніках цих порід, крім темноцветних мінералів, є і лейкократовие
плагіоклаз, які поступово починають переважати. Відповідно породи
стають більш кислими. Наявність численного пірокластичні матеріалу,
туфів, туффітов, агглютінатов свідчить про експлозівном характер
вивержень. Це ще говорить про те, що в той час існували вулканічні
споруди саме центрального типу, а не тріщина, тому що останні не дають
пірокластіка. Товща формувалася вже в більш мілководних умовах, про що нам
говорять агглютінати.
В
цьому районі була островодужная система вулканічних налаштувань, час від часу
підносяться над рівнем моря, про це свідчать туфи, бомбові горизонти,
агглютінати. А навколо накопичувалися туффіти з ритмічної складністю.
Самі
магматичні породи містять в собі великі вкрапленнікі плагіоклазу, уламки
порід як вулканогенно-осадових, так і вулканогенних порід з порфірову
структурою, але іншого складу в порівнянні з основною масою. Літокластіти
орієнтовані вздовж напрямку течії. Лавові потоки існували, але в
малих кількостях.
Тут
спостерігається зміна вулканічної активності. На початку йде мелкообломочний
вулканогенно-осадовий матеріал. Далі розмірність уламків збільшується. Це
говорить про те, що саме тут вулканічна активність посилюється. Про піку
вулканізму оповідають агглютінати, туфи, бомбові горизонти, тобто десь поруч
активно вивергалася вулканічна споруда. Потім відбувається загасання
вулканізму, лавові потоки зустрічаються рідше, вулканічний матеріал забивається
опадами.
В
бомбах, лапіллях виявляється дуже чітка порфірову, а іноді й
серійно-порфірову структура. Мигдалини і пори зустрічаються часто-густо.
Значить обстановки розтягування придушувалися регіональним стисненням земної кори. При
цьому таких змін умов було декілька (серійно-порфірову структура). Пориста
і міндалекаменная текстури говорять про флюідонасищенності розплаву, що пов'язано з
низькими тисками. Андезібазальти, базальти - це вулканогенні освіти
околиць в зоні субдукції. Але тому що був ще й підводний вулканізм, то, можливо,
це були острівні дуги, причому молоді, тому що диференціація порід відсутня,
адже в міру старіння острівної дуги, базальтовий вулканізм змінюється
андезитового, дацітовимі ріолітовим. Таким чином, формування товщ
відбувалося на початковій стадії розвитку острівної дуги. Поляковська свита
формувалося на океанічної корі, а предикская на субконтінентальной земної
корі (субдуговой).
Карамалиташская свита.
До
схід від ірендикской палеовулканіческой області, в основній частині
Магнітогорської Мегазоні, в районі південно-східній околиці села Сафарова породи
карамалитанской свити складають довгоживучий вулканічний апарат (Борисьонок і
др., 2000)
Асоціація
порід карамалиташской почту належить до контрастної базальтріолітовой
формації. У нижній частині розрізу переважають породи основного складу - діабази
і базальтові порфірити, а у верхній - кислого - ріоліти і Дацит.
Переважає
вулканічний матеріал - базальтові порфірити, андезітобазальтовие порфірити з
порфироподібна структурою. Така серія типова для певних етапів розвитку
островодужних регіонів. Тут є і кислі породи, а проміжних середніх --
немає. Базальтові розплави, ймовірно, виникли за рахунок часткового перетоплене
в мантії, субдуціровавшей океанічної кори.
Кислі
розплави можуть з'являтися за рахунок часткового перетоплене збагаченої
спаліческім матеріалом субокеаніческой земної кори в зонах активних
континентальних околиць. Також кислі розплави можуть бути виплавки з мантії.
У зонах субдукції в мантію затягується і силікатна матеріал, що містить воду,
яка сприяє його часткового плавлення.
Кислий
вулканізм носив ексклюзивний характер, про що говорить присутність у складі
уламків всіх нижележащих порід. Вся матриця складена уламками вкрапленніков,
як в кислих породах. Як і ірендикская, карамалитанская свита, сформована в
умовах островодужной системи в зоні активної континентальної окраїни. Однак
за часом освіти вона є більш молодою. Її виникнення позначає
початок процесу <настання> субдукціонних зон на океанічний басейн і
розширення області задугових басейнів з більш древніми і припинили свою
активну діяльність островодужнимі комплексами.
Улутауская свита.
Вік
цієї свити був визначений за конодоітам і становить середньопізній девон. У
товщі улутауской свити спостерігається майже не порушене залягання порід. Внизу
розрізу - андезібазальт або базальту формується в зонах активних
континентальних околиць, тому що порфірову і серійно-порфірову текстура
виявляється повсюдно. Це говорить про обстановках стиснення і глибиною
джерел розплавів. Крім того, з ними перешаровуються літо-кристалів-кластіческіе
туфи, осадові породи. Вище по розрізу зустрічаються ігнібріти.
Вгорі
розрізу розташовується жерловая фація-ріоліта і ріолітовая лавобрекжі. Самі
ріоліти - з порфірову структурою і міндалекаменной текстурою, тобто розплави,
були флюідонасищеннимі в'язкими. Характер вулканізму був ексклюзивним. Тому в
ріолітах і ріолітових лавобрекчіях зустрічаються численні уламки вміщають
порід - андезитів, осадових, карбонатних порід. Відповідно десь нижче
лежать пачки вапняків, які, однак, не оголюються. Крім того, є
характерний для жерловой фації субвертікальний тип вулканічної споруди.
Послідовність (поступова зміна порід від основних до кислих) говорить про
давнину острівної дуги. Під острівними дугами потужність земної кори збільшувалася.
Відбувалося плавлення, змішання кислих порід глибоководними базальтовими
розплавами. Тому відбувалося формування андезитів, а потім самих кислих
порід.
В
цілому вулканізм носив наземний характер. Однак присутність серед андезитів
невеликих прошарку осадових порід говорить про періодичні підводних
виверженнях. Оцінюючи загальні закономірності розвитку вулканізму Магнітогорської
мега зони, потрібно відзначити, що з часом ареал вулканічної діяльності
зміщується на схід, що може бути пов'язане з міграцією вулканічних
центрів, так і з моноклінальним характером залягання порід. Поступово
підводні виверження змінюються наземними. Характер вулканізму стає все
більш вибуховим (Борисьонок та ін, 2000).
Згідно
плейт-тектоліческой моделі розвитку Уральського рухомого пояса, освіта
Поляковський товщі відповідає океанічної стадії його еволюції, а ірендикская,
карамалитанская улутауская почту - островодужной, з поступовим <
старінням> острівних дуг.
Глава 3. Плутоніческіе магматичні комплекси.
Плутоніческіе
магматичні комплекси можуть мати різне походження. Вони можуть бути
утворені як в результаті впровадження інтрузії, так і в результаті плавлення
порід на місці, завдяки їх метасоматичні переробки та флюїдами. Походження
деяких масивів до цих пір залишається неясним.
3.1
Нуралінскій масив. Нуралінскій гіпербазітовий масив розташований в 40 км на південь
від міста Міас у верхів'ях річки Міас. Він приурочений до глибинного розкладання,
відділяє палеозойські еффузівно-осадові породи Магнітогорського прогину від
древніх метаморфічних товщ підняття Уралтау і є типовим
представники?? м Дуніт-гарцбургітовой формації Уралу [магматичних і
метаморфічні формації Уралу, 1987] Масив простягається на 15 - 20 км, а в ширину
досягає 1 - 5 км.
Нуралінскій
масив складається з трьох послідовно залягають зі сходу на захід
комплексів: габро-амфіболітовую, полосчатим
Дуніт-Гарцбург-плагіоклаз-лерцолітового. Ультрабазіти нурлінского масиву
складають великий блок, укладений в зону серпентінітового меланжу
Хребет
Нуралі простягається в субмерідіальном напрямку. Маршрут проходив зі сходу
на захід. Спочатку маршруту нами були зустрінуті корінні виходи порід
роговообманкових габро. Колір порід від світло-сірого до темно-сірого.
Спостерігаються добре виражені призматичні темно-сірі різно-орієнтовані
пріімуществено в двох напрямках зерна рогової обманки (розмір до 5 мм) і
ізометричні кіноморфние зерна польового шпату (розмір до 3 мм), що
обумовлює гіподіоморфнозерністую структуру порід. Лінійність вертикально в
двох напрямках. У роговообманкових габро зустрінуті включення більше
меланократових і більше дрібнозернистих порід. Форма включений ізометричний,
розмір їх близько трьох сантиметрів. Також відзначимо, що ці включення різні:
одні представляють собою однорідну равномернозерністую породу, а інші мають
порфірову структуру і на тлі дрібнозернистою породи добре помітні великі
(розміром до 4 мм) ідіоморфние зерна рогової обманки, схожі з зернами рогової
обманки в навколишніх габброідах.
Навряд
Чи ці включення є ксенолітамі, тому що вони не мають незграбних форм і
генетично не відрізняються від породи, в якій знаходяться. Можна припустити,
що вони, включення, що являють собою гомогенні включення, гіпотеза
освіти яких передбачає початкове існування розплаву магми, в
зоні контакту якого з вміщає породою формувалася зона загартування у вигляді
твердої кірки. У зоні гарту проявляються дрібнозернисті породи з невеликим
кількістю або відсутністю фенокрісталлов (дрібних або великих кристалів
гірських породах, добре чи слабо виділяються). За хімічним складом ці
породи найбільшою мірою наближаються до математичної магмі. На стадії
впровадження, магма прориває корку, захоплює уламки і переносить на наступну
стадію кристалізації, але при цьому дрібнозернисті породи не розплавляються, так
як температура їх кристалізації вище температури кристалізації наступної
стадії впровадження магми. На цій стадії формуються вже більші кристали
на тлі знову утворилися дрібних.
Ще
існує ліпотектіческая теорія утворення цих включень. Вона полягає в
те, що включення являють собою не розплавлені основні породи,
укладені в повністю переплавлених породах при утворенні магми.
Роблячи
обгрунтування лише на макроскопічних спостереженнях, ми не можемо в даному випадку
точно сказати, яка з теорій вірна, але найбільш доречною в даному випадку
є гіпотеза про те, що ці включення гомогенні. Тіла амфіболових габро
складають невеликі
