5590-1 (654264), страница 6
Текст из файла (страница 6)
Здесь на метаморфическую толщу переслаивания амфиболитов и глейсов была наложена фенитизация. Сначала изменялись глейсы. Они превращались в пироксен-амфибол-полевошпатовый сланец. Амфиболиты в меньшей степени подвергались фенитизации. В них появляется биотит. В этих породах встречаются порфиробласты, прожилки полевого шпата.
В карьере наблюдались существенно биотитовые жилы. Вероятно, эти жилы являются зонами базификации. При метосамотической переработке такие элементы как Mg, Fe помимо того, как входить в состав амфиболов, лироксенов, должны были куда-то выноситься. Таким образом, могли образоваться эти зоны базификации. В миаскитовом карьере над поселком Строителей преобладающими породами являются биотитовые и амфиболовые нефелинполевошпатовые породы. Эти миаскиты сходны с теми, которые мы видели на территории административного комплекса Ильменского заповедника. Здесь темноцветные минералы образуют хорошо проявленные линзовидные скопления зёрен, которые имеют плоско-параллельное залегание, что, обуславливает текстуру, похожую на сланцеватость. Зёрна нефелина столбчатые, вытянуты в одном направлении, что обуславливает линейную текстуру пород.
В этих породах встречаются зоны бластомилонитизации. Здесь происходит укрупнение зёрен. В этих зонах находятся линзы и скопления биотита, и амфибола, размером до 7 см. эти линзы сложены в основном агрегатами разноориентированных зёрен. В приконтактовых частях зоны зерна полевого шпата и нефелина уменьшаются. Зёрна нефелина в этой части приобретают немного уплощенную форму.
Встречаются прожилки биотита, это анхимономинеральные скопления биотита, окруженные узкими зонами осветления, где по направлению к границам прожилков уменьшается содержание тёмноцветных минералов, в то время как их ориентировки остаются постоянными. Мощность прожилков (до 1 - 1,5 см) выдерживается по простиранию. Жилы ветвятся и располагаются несогласно с направлением общей сланцеватости и линейности.
В миаскитах встречаются пегматитовые жилы, размером зёрен в которых достигают 5 см. Границы жилы с вмещающими породами неровная, нечетная, она располагается почти перпендикулярно линейности. Линейность в жилах та же, что и миаскитах. Контакты секут направление линейности. Это говорит, что часть нефелин-шенитовых пегматитов была сформирована раньше, чем образование линейностью таким образом, процесс образования пегматитов растянут во времени, они могли появляться на разных стадиях.
В породах часто наблюдаются зоны пластических сдвиговых деформаций, которые деформируют общую сланцеватость и полосчатость (рис3.4.11).
Мощность этих десятки сантиметров. По мере продвижения к зоне пластической сдвиговой деформации наблюдается сгиб этих структурных элементов и постепенное приближение их ориентировок к направлению простирания сдвиговой зоны. В этой зоне наблюдается интенсивное расслаивание и тонкая полосчатость, связанная с неравномерным распределением тёмноцветных минералов. Направление рассланцевания и полосчатости ориентированы согласно с этой зоной. Вблизи описанной зоны рассланцевания и внутри её появляются порфиробласты нефелина и полевого шпата изометричной и линзовидной формы, ориентированные вдоль сланцеватости. Сланцеватость огибает порфиробласты. В направлении сланцеватости в лейкократовых минералов.
Происхождение Ильменского щелочного массива на сегодняшний день имеет ряд неразрешенных вопросов. Существует несколько гипотез: магматическая, палингенно-метасоматическая, метасоматическая.
Теория магматического замещения. Считается, что сначала произошло внедрение интрузивного тела. Затем произошла метасоматическая переработка окружающих пород, фенитизация. Из пород выносился кремнезём, а вносились щелочи. Приконтактовая часть сильнее подвергалась этому процессу. В результате во внутренних частях зон экзоконтактов вмещающие породы по химическому и минеральному составу становились подобными интузивным. Пегматитовые жилы в этих миаскитах (в том числе и копь N7) могут трактоваться, как отщепление от глубинного расплава, либо как участки остаточного расплава, обогащенного летучими компонентами.
За зоной миаскитов следует зона фенитизации. В миаскитовой зоне, кроме отдельных локальных участков, плавление не происходило. Перекристаллизация пород происходила на месте в твердофазном состоянии. Об этом говорит линейная текстура течения в этих породах.
Фактом, противоречащим этой теории, может служить то, что здесь не было найдено, кроме отдельных пегматитовых жил, структур магматических пород. Можно предположить, что породы раньше имели магматическую структуру, но потом были перекристаллизованы. Но тогда пегматитовые жилы должны иметь магматическое происхождение и тоже должны были перекристаллизоваться, а они имеют магматическую структуру.
Магматическая теория объясняет линейность, как результат течения расплава. Но если это было бы так, то не было бы такой строгой ориентировки, которая прослеживается на большие расстояния.
Схема преобразования пород почти аналогичная предыдущей теории, но в теории магматического замещения сначала было внедрение интрузии, потом фенитизация, а в палингенно-метасоматической теории - сначала фенитизация, потом плавления и образования автохтона (выплавление нефелин-шенитовых расплавов).
Таким образом, согласно этой теории, расплав образовался на месте, в результате флюидной переработки пород. Форма массива аналогична форме гранито-гнейсовых куполов.
Здесь пегматитовые тела рассматриваются, как зоны локального плавления.
Таким образом, магматический комплекс здесь трактуется, как автохтон.
Хорошим доказательством в пользу второй теории служит тот факт, что нефелин-шенитовые магматиты (типа копи N7) являются наиболее молодыми образованиями, а магматический комплекс не мог кристаллизоваться на протяжении 150 млн. лет.
И, наконец, третья гипотеза - метасоматическая. Защитники этой теории утверждают, что образования этой толщи происходило путем флюидной переработки, но плавление происходило только в локальных зонах (пегматитовые жилы). Доказательством метасоматической теории может служить наследование структурно вмещающих пород в миаскитах. Это наследование наблюдалось в виде полосчатости в миаскитовом карьере у поселка Строителей. Сланцевидность в миаскитах наблюдалась по линзовидным скоплениям минералов. Возможно, раньше это были монолитные кристаллы, которые потом заместились, но направление сланцеватости сохранилось.
Глава 4. Пегматиты.
Месторождение пегматитов до сих пор разрабатываются, как источник высококачественного сырья для производства керамики и радиоэлектроники, а также в качестве месторождений некоторых редких элементов. Среди природных образований нет равных пегматитам источников хорошо оформленных крупных кристаллов различных минералов.
Среди пегматитов выделяются не перемещенные тела, полностью изолированные среди материнских магматических пород. Они имеют шарфовидную форму, эллипсоидальную, колонообразную, иногда штопорообразную, вытянутую форму или более сложную, с различными выступами и апофизами.
Бывают случаи, когда два или более таких тел объединяются в гантелеподобные тела. Более распространены перемещенные вжатые тела жильной формы. Они редко имеют настоящую плитообразную форму с параллельными между собой плоскими контактами, в них часто наблюдаются раздувы и сужения. Внутреннее строение пегматитов в целом однотипно. Оно характеризуется симметричным зональным строением, хотя полнота проявления зональности в различных телах неодинакова. Многие зоны выпадают, некоторые пегматиты сложены одной или двумя зонами.
Пегматиты и пегматоидные породы неоднократно наблюдались нами на многих объектах: на Сыростан-Тургоякском гранитном массиве, в составе гранитизированных метаморфических комплексов Тараташского массива и Чашковского гранитогнейсового купола. Эти пегматиты и пегматоидные образования подробно описаны в соответствующих главах настоящего отчёта. Здесь мы рассмотрим лишь наиболее показательные и иллюстрированные объекты, изучавшиеся нами в маршруте по копям Ильменского заповедника.
Пегматиты Ильменских гор по минеральному составу разделяются на три группы: гранитные, сиенитовые и миаскитовые. Гранитные пегматиты состоят из кварца, полевых шпатов и слюд. Сиенитовые содержат полевые шпаты, слюды и почти не содержат кварца. Миаскитовые пегматиты состоят их нефелина, полевых шпатов и слюд. По возрастным соотношениям в Илльменогорском комплексе выделяются четыре группы пегматитов: 1) домиаскитовые гранитные пегматиты, 2) сиенитовые пегматиты, 3)миаскитовые пегматиты, 4)послемиаскитовые гранитные пегматиты (Шерфан, 1987).
4.1. Гранитные пегматиты.
Мы изучали гранитные пегматиты на примере послемиаскитовых пегматитов в копи N50(Блюмовская).
Блюмовская копь вскрывает жильное тело гранитных пегматитов. Тело залегает субвертикально, простирается с Востока на Запад более чем на 100 метров и в средней части обладает мощностью более чем 6 метров.
Вмещающие метаморфические толщи представлены полосчатым переслаиванием амфиболитов и гнейсов, имеющих моноклинальное залегание.
Рвущий контакт пегматитового тела с вмещающими породами субвертикальный, гладкий, осложненный пологими бугорками и бороздами с амплитудой в первые десятки сантиметров, секущий полосчатость вмещающих пород, которые в приконтактовой зоне сохраняют свою текстуру, структуру и минеральный состав.
Таким образом, сколько-нибудь значительных изменений в гнейсах и амфиболитах Ильменской толщи на контактах с пегматитовым телом не зафиксировано. При внедрении пегматитового тела не происходило термического воздействия на вмещающие породы из-за того, что они устойчивы к нагреву.
Это пегматитовое тело имеет характерное зональное строение (в Академическом ходе): 1 зона - пруинозернистого пегматита. Породы от серо-бежевого до зеленоватого цвета с массивной текстурой и крупнозернистой структурой. Ширина 80 - 120 см. Порода сложена крупными, до 1,4 см идиоморфными зёрнами ПШ, достаточно крупными, размером до 1,2 см, субидиоморфными или ксеноморфными основном изометричными зёрнами кварца и пластинчатыми, суидиоморфными зёрнами биотита в поперечнике, достигающими 1,5 см.Полевые шпаты в породах представлены калишпатом, плагиоклазом и амазонитом. 2 зона письменных гранитов, шириной 180 см. Порода сложена гигантскими изометричными и удлиненными кристаллами желтовато-бежевого ПШ, размером до 1,5 см, с многочисленными пластинчатыми вростками кварца сероватого цвета, длинной до 1 см и мощностью до 0,5 мм. Таким образом, она несет тонгографическую текстуру. Зёрна и вростки биотита в полевом шпате имеют пластинчатую изометричную форму. Присутствуют участки с крупнографическими срастаниями, в которых вростки кварца имеют также пластинчатую форму. Границы между этой областью и вмещающими письменными гранитами чётче. 3 зона - биотитового полевого шпата, шириной 160 см. Сложена анхимономинеральной породой с гигантскими (до 30 см) кристаллами полевого шпата розово-бежевого цвета, почти не содержит кварца. 4 зона письменных гранитов, шириной 70 см, аналогична зоне 2. 5 зона крупнозернистого пегматита - аналогична зоне 1, ширина 100 см. В наиболее типичных пегматитах самой внешней зоной является аплитовая оторочка. Аплит - мелкозернистая порода состава лейкократового гранита почти без цветных минералов. Обычно присутствие этой зоны в приконтактовых частях пегматитовых жил трактуется, как зона закалки. Её отсутствие в описанном пегматитовом теле, возможно, объясняется тем, что во время внедрения пегматитового расплава, вмещающие породы обладали температурами, сравнительными с температурами этого расплава, что говорит о том, что закалки пород не проходило и аплитовая сторона не образовалась.
Также типичной для пегматитов является центральная зона - кварцевое ядро. В Академичном ходе кварцевое ядро не наблюдалось, хотя в высыпах были найдены образцы, подтверждающие присутствие этой зоны. Отсюда можно сделать вывод о том, что кварцевое ядро может присутствовать в центральных частях жильного тела не в виде непрерывной зоны, а лишь в отдельных участках, отвечающих местам скопления наиболее поздних расплавов - растворов, оставшихся после кристаллизации пегматитового расплава.
Зональность пегматита говорит о том, что кристаллизация происходила от края к центру. По мере кристаллизации остаточные расплавы обогащались летучими компонентами. Поэтому от внешних зон к внутренним зонам температура кристаллизации расплавов падала. Рост кристаллов в занорыше и кристаллизация кварцевого ядра происходили из гидротермального раствора. Затем из него же образовались другие гидротермальные образования.
Глава 5. Метаморфические и метасоматические комплексы.
5.1. Комплексы регионального метасоматизма.
5.1.1. Тараташский комплекс.
Златоустовский горнорудный район относится к западному склону Южного Урала, к северной части Башкирского антиклинория. Он сложен дислоцированными толщами сойкинской свиты, которая в этом районе несогласно залегает на архирейско-нижнепротерозойском складчатом фундаменте, и в пределах которого выделяется широко известный на Урале Тараташский комплекс.
Породы Тараташского комплекса обнаружены на площади около 400 квадратных километров. Они метаморфизованы в условиях гранулитовой фации и представлены гнейсами с гранатом, кордиеритом, силлиманитом, гиперстеном, иногда графитом, оливин-базальтовыми и двупироксеновыми кристаллическими сланцами, кварцитами с магнетитом и другими. Гранулитовый метаморфизм сопровождался образованием полосчатых гиперстеновых плагиогнейсов, слагающих мощные (до 200 м) тела, согласные с общим залеганием пород, а также чармокитов, образующих лейкократовую составляющую жильных и блоковых плагиопегматитов. Эти породы преобразованы под воздействием высокотемпературного диафтореза и гранитизации амфиболитовой фации. В некоторых лейкократовых гнейсах изменения сводятся лишь к образованию калиевого полевого шпата и биотита. Среди пород тараташского комплекса широко развиты амфиболиты, гранатовые амфиболиты, биотит амфиболовые и существенно биотитовые кристаллические сланцы. С диафторезом в условиях амфиболитовой фации связано образование очковых гнейсов. представляют собой порфиробласты микроклина и образования гранитов с высоким содержанием микроклина, входящих в состав мигматитов. Граниты иногда слагают сравнительно крупные до 20 квадратных километров. В зонах деформации все перечисленные породы претерпели приразломный дислокационный метаморфизм с образованием пород эпидот-амфиболитовой фации и далее фации зеленых сланцев.
По данным радиометрических определений абсолютного возраста - возраст сланцев и гнейсов тараташского комплекса Ar (3200 -2800, U - Pb). Породы комплекса древнейшие на Урале и сопоставляются с кристаллическим фундаментом Восточно-Европейской платформы. Гранулитовый этап метаморфизма происходил более 2100 миллионов лет назад. Возраст высокотемпературного диафтореза в условиях амфиболитовой фации - между 1700 и 2100 миллионов лет. Метаморфизм эпидот-амфиболитовой фации датируется 1100-1200 миллионов лет. (Руководство , 1987)
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
