книги из ГПНТБ / Мамаев, Н. Ф. Нижний палеозой и докембрий восточного склона Урала
.pdfредкими являются гальки плагиогнейсов и ороговикованного плагиокла-
зового порфирита, имеющие также иногда значительные |
размеры. До |
вольно многочисленны в конгломератах остроугольные |
обломочки гра- |
фнтисто—кварцитовых и слюдисто-кварцитовых сланцев. |
В виде единич |
ных галек были встречены светлые грубозернистые мраморы и оталькованные серпентиниты.
Верхняя половина кундравинской свиты образована чередующимися меж ду собой биотитовыми парагнейсами и сланцами, кварцито-песчаниками, углистыми филлитовидными сланцами, мраморизованными известняками и мраморами. Конгломераты имеют в этой части свиты ограниченное распро странение. В гнейсах и сланцах зачастую наблюдаются отдельные гальки кварцита и кварцитового сланца, а сами породы обнаруживают реликтовую псаммитовую структуру, замаскированную в результате кристаллобластеза.
Мраморизованныѳ известняки и мраморы образуют быстро выклини вающиеся прослои, содержащие тонкие пропластки биотитового сланца и- парагнейса.
В 2,5-3 км южнее пос. Кундравы наблюдается чередование биотитовых сланцев с буровато-зелеными туфами пикритового состава. Эти породы образуют гребневидные выходы, грубо рассланцеваны и обна руживают заметное обломочное строение. Обломки несколько отлича
ются между собой по окраске |
вследствие неравномерного |
содержания |
в них игольчатой роговой обманки ( реликты порфирового |
строения). |
|
Величина обломков от 3-4 до |
10 см . Под микроскопом обнаруживается |
|
сильно перекристаллизованная |
основная масса из спутанноволокнисто- |
го агрегата хлорита, актинолита, талька и, возможно, серпентина.
В массивных известняках и мраморах, выступающих южнее Кундравинского озера, составляющих верхи свиты и вскрытых скважинами у юго-западной окраины поселка, встречаются остатки члеников криноидей, брахиопод и плохо сохранившихся кораллов. Из мраморизованных
известняков B . C . Соколовым указывается |
Rhabdotetradium ex gr. tuhifer |
|||
(Troedsson) |
среднеордовикского |
возраста, |
а также плохой со |
|
хранности |
остатки кораллов, напоминающие |
представителей родов |
|
|
Columnania sp., Fletchenia sp. |
Мощность |
свиты приблизительно |
око |
|
ло 450 м. Относительно возраста |
кундравинской свиты существует |
и |
другое мнение. Так, на основании находок криноидей в известняках, развитых в этом районе, но не связанных с данным разрезом, некото рые геологи склонны рассматривать кундравинскую свиту среднепалеозойской.
Б о р о д и н о в с к а я с в и т а . К среднему ордовику условно относятся нами известковые сланцы, песчаники, мраморизованныѳ известняки и мраморы, выступающие по р . Верхний Тогузак, ниже пос. Бородиіювского. На их простирании к югу, по р . Средний Тогузак, ниже извест ного Бородиновского каменноугольного месторождения, обнажаются темные толстослоистые мраморы с волластонитом, заключающие слож но гофрированные пропластки окремненных водорослевых образований.
В мраморизованных известняках у восточной окраины пос. Бороди
новского |
A . A . Петренко |
были впервые обнаружены водоросли, перво |
|
начально |
определенные |
А. Г. Вологдиным как Collenia sp. |
кембрий |
ского облика. |
|
|
50
Более поздние сборы окаменелостей из этого пункта Л . Д . Булыкиным были определены А. Г. Волошиным как остатки строматолитов и строматопор не древнее среднего ордовика. В известковистых сланцах этой толщи указывается среднеордовикский коралл Palaeofavosites sp. Южнее этих выходов по р . Средний Тогузак обнажаются массивные мра моры, содержащие смятые проблематические образования кремнистого состава.
Верхний ордовик. Фаунистически обоснованные верхнеордовикские осадочные или вулканогенные образования не известны в границах вос точного склона Урала, хотя наличие их вполне возможно. Такое пред положение подтверждается широким развитием отложений верхнего ор довика на западном склоне Урала, где он представлен главным обра зом карбонатными фациями. Весьма вероятно, что описанная выше в составе среднего ордовика бородиновская свита окажется верхнеордс— викской.
Г л а в а III * МАГМАТИЗМ
Как известно, магматические образования принимают существенное участие в строении восточного склона Урала, но выделение среди них докембрийских и нижнепалеозойских до сих пор представляет большие трудности. В основном это происходит вследствие широкого развития верхне- и среднепалеозойских как интрузивных, так и эффузивных фа ций, оказавших влияние и на более древние, сходные с ними по соста ву и условиям формирования. В результате более поздних метаморфизующих влияний древние интрузии оказываются "омоложенными" и во многих случаях действительный их возраст занижается при определе нии его методами абсолютной геохронологии. Однако геологические данные свидетельствуют о наличии и древних магматических образова ний. Это доказывается сравнительно хорошо сохранившимся аркозовым и граувакковым обломочным материалом, не подвергшимся значитель ной транспортировке, слагающим палеонтологически обоснованные т е р - ригенные толщи нижнего палеозоя. В связи с этим следует отметить довольно значительное количество' угловатых обломочков калиевого по левого шпата (решетчатого микроклина)в песчаниках нижнего кембрия западнее г. Троицка, а в микроконгломератах нижнего ордовика Брединского района были встречены обломки пегматита и гранитной породы.
В обломочном материале полимиктовых песчаников кембрийской рымникской свиты иногда в изобилии встречаются лейкоксен с остаточными зернами ильменита, обломочки альбитизированного плагиоклаза, частич но эпидотизированного. Вследствие этого можно предполагать, что об разование таких полимиктовых песчаников частично происходило за счет размыва древних ультраосновных или габброидных массивов. Единичные обломки серпентинита были встречены в конгломератах среднеордовикской кундравинской свиты.
Докембрийскими магматическими и связанными с ними метаморфи ческими образованиями по времени их формирования являются породы офиолитовой формации. В современной структуре Урала они наблюдают ся в виде многочисленных массивов и поясов ультраосновных, основ ных и метаморфических пород, представляющих собой реликты фундамен та древней, докембрийской, океанической коры. Время их тектоническо го становления в верхних структурных этажах, по-видимому, различное. Здесь мы рассмотрим только часть ультраосновных массивов, которые по времени образования и внедрения могут быть древними.
Такие серпентинизированные гипербазиты на Южном Урале образуют небольшие, аначительно вытянутые в плане массивы. В Брединском районе, по р. Кара-Уй, южнее пос. Наследщшкого, среди метаморфиче ских пород кусоканской свиты залегают лентовидной формы массивы
52
серпентинитовI полностью утративших реликты первичной породы и по этому генетически неопределимых. Такие серпентиниты на выходах к а р тируются в виде удлиненных массивов, имеющих ширину до -500 м при длине, измеряемой несколькими километрами.
Серпентиниты грубоили тонкорассланцеванные, часто фисташково-
зеленые, состоят |
из беспорядочно расположенных чешуек антигорнта |
и сопровождающих |
его волокон хризотила, призм тремолита, чешуек |
талька, пелитоморфных участков карбоната, редкой рассеянной вкрап
ленности магнетита и хромита. Частично, в краевых |
частях массива, |
||
серпентиниты приобретают тонкосланцеватое сложение и переходят |
в |
||
талько-хлоритовыѳ слашіьи Изредка |
среди серпентинитов узнаются |
т е |
|
ла метаморфизованных пироксенитов. |
В южной части |
Наследницкого |
|
массива гнейсо-гранитов эти серпентиниты 'секутся жилами слюдонос ных пегматитов, рассматривающихся жильными дериватами Наследницкой гранитной интрузии, абсолютный возраст которой по калий-аргоно вому методу определяется в 500 млн. лет (Овчинников, Шур, Панова,
1957). |
Этим косвенно определяется древний, допалеозойский, возраст |
||
данных |
серпентинитов |
и связанных с ними тальково-хлоритовых |
слан |
цев. Серпентиниты и сланцы по ним прослеживаются в форме узких |
|||
удлиненных массивов |
к северу, до долины р. Камышлы-Аят. |
|
|
В западной части |
Троицкого района серпентиниты образуют |
выходы |
в долины рек Уя и Санарки. В большинстве они также генетически не определимые и слагают узкие (200-300 м) и весьма удлиненные по простиранию, до нескольких километров, массивы среди нижнепалеозой ских и докембрийских толщ, приурочиваясь к тектоническим нарушениям. Серпентиниты светло-зеленоватые или темные, обладают листоватой или спутанно—волокнистой структурой и состоят из антигорита, подчинен ного хризотила, бастита и зерен магнетита. Обычно в них присутствуют также карбонат, тальк и хлорит.
Допалеозойские серпентиниты имеются среди древних толщ Ильменогорского и Урало-Тобольского поднятий. К ним авторы относят мелкие массивы серпентинитов и талько-хлоритовых сланцев севернее оз.Кундравы. В пользу этого предположения говорят обломки серпентинитов в терригенной толще среднего ордовика (кундравинская свита). Неизме ненные ультраосновные породы и габброиды древнего возраста могут быть указаны вблизи Челябинского гранитоидного массива. Здесь, з а паднее оз . Синеглазово, имеются выходы перидотитов и пироксенитов • среди габбро и габбродиабазов.
Пироксениты обладают такситовой или призматически зернистой структурой и состоят из моноклинального пироксена (диаплага) и вто ричных минералов - хлорита, тремолита, антигорита. Совместно с ними находятся близкие к ним по составу перидотиты, отличающиеся присут ствием реликтовых зерен оливина, немногочисленного плагиоклаза. В большинстве перидотиты почти полностью серпентинизированы.
Габбро-диабазы и диабазы, вмещающие ультраосновные породы, с о ставляют, западнее оз . Синеглазово, сравнительно небольшой дифферен цированный массив. Преобладающими в его составе являются габбродиабазы с офитовой или пойкилоофитовой структурой и составом из аль - битизироваиного плагиоклаза, обыкновенной роговой обманки, магнетита
53
и вторичных минералов : эпидота, актинолита и хлорита. Отчасти породы претерпели интенсивный метаморфизм и преобразованы в грубо полосча тые амфиболиты и кварцево-эпидотовые породы с реликтовой диабазо вой структурой.
Габбро, частью малоизмененное, а в большинстве метаморфизованное до состояния габбро-амфиболитов и амфиболитов, развито в виде м а с сива овальной формы среди гранодиоритов, в западной части Челябин ской интрузии, у пос. Костыли. В. центральной части массива габбро обладает офитовой структурой. В составе его присутствуют соссюритизированньш основной плагиоклаз ( Лабрадор), моноклинный пироксен ( диаллаг), уралитовый амфибол, рудный минерал и вторичные : эпидот,
цоизит, скаполит, хлорит; структура габбровая. В краевой части г а б - брового массива развиты габбро-амфиболиты, амфиболиты и кварцевоэпидотовые породы. Габбро-амфиболиты и амфиболиты характеризуются полосчатым сложением, нематогранобластовой структурой, развитием среди них жильных гранитоидов, образующих иногда тонкие инъекции. Обломки серпентинитов, габбро и метаморфических пород встречены в конгломератах среднего девона и нижнего карбона ( например, в окрест ностях Султановского месторождения, по р. Караси, к западу от Челя бинского массива, по р. Миасс, ниже пос. Б . Баландино). Это свиде тельствует о досреднепалеозойском возрасте их тектонического вне дрения.
На р. Санарке ( левобережный приток р. Уй), ниже пос. Мокрые Кусты, серпентиниты образуют значительный массив. Местами они сильно рассланцеваны, отчасти оталькованы и содержат прожилки кре мового офита. На выходах серпентиниты имеют темную, до черной, окраску и покрыты щетками мелкокристаллического кварца. Время их тектонического перемещения на дневную поверхность является послеверхневнэейским, что определяется по включению в массиве серпенти нитов глыбы известняков, содержащих Productus (Striatifera) striatus Fisch., Tuberitina maljavkini и другие формы.
Раннепалеозойские гранитоиды представлены массивами гнейсо-гра- нитов, гранитов и гранодиоритов.
ВБрединском районе раннепалеозойскими, по данным авторов,
являются Наследницкий и Селинташский массивы, расположенные среди допалеозойских метаморфических образований. Сложены они
гнейсовидными гранитами |
и |
гнейсо-гранитами |
двух |
возрастных г е |
|
нераций. Более |
древние |
- |
крупнозернистые |
разгнейсованные, иног |
|
да до состояния |
гранито-гнейсов и диорито-гнейсов, |
роговообман- |
|||
ково-биотитовые |
граниты |
и |
гранодиориты. Последние |
инъецируются |
более молодыми мелко- и среднезернистыми лейкократовыми, гнейсо видными биотитовыми гранитами или гнейсо-гранитами. Различия в возрасте этих разновидностей невелики и находятся в пределах од ного магматического цикла.
Наследницкий |
массив |
имеет удлиненную по меридиану форму. Длина |
||
его достигает 25 |
км, а |
наибольшая ширина около 4 км . С запада |
м а с |
|
сив контактирует |
с инъекционными гнейсами |
каменнодольской свиты, а |
||
с востока - с гнейсами |
кусоканской свиты; |
последние составляют |
и |
|
южную :экзоконтактовую) |
его зону. |
|
|
54
Роговообманково-биотитовые граниты и гранодиориты первой генера ции массива отличаются, как уже сказано, крупнозернистым строением и отчетливым гнейсовидным сложением. Структура их аллотриоморфнозернистая с явными следами милонитизашга и перекристаллизации ( бластеза) . Состав пород представлен плагиоклазом ( олигоклаз-альбит или олигоклаз), количественно равным или подчиненным ему калиевым по левым шпатом ( ортоклазом), роговой обманкой и биотитом, находящими
ся в переменных количествах, и немногочисленным кварцем, образующим мирмекитовыѳ вростки в плагиоклазе. Из акцессорных минералов встре чаются апатит, сфен, циркон и гранат.
Биотитовые лейкократовые граниты второй генерации являются более распространенными. Они обладают гнейсовидной текстурой, мелкозернис тым строением и светло-серой окраской. Характерна для них аллотриоморфная структура с различной степенью идиоморфизма плагиоклаза (олигоклаза, альбит—олигоклаза), калиевого полевого шпата и кварца,
присутствующих почти в равных количествах. Кварц |
нередко |
оказывает |
ся идиоморфным по отношению к плагиоклазу и калиевому полевому |
||
шпату. Биотит образует деформированные пластинки |
и частью |
обесцве |
чен. Акцессорные минералы представлены апатитом, |
сфеном, |
цирконом |
и магнетитом. |
|
|
Химический анализ образца мелкозернистого биотитового гранита из карьера, в 3,5 км северо-восточнее пос. Наследницкого, дал следующее
содержание окислов ( в % ) : |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
Si0 2 |
Т Ю 2 |
А 1 2 0 3 |
lFe 2 0 3 FeO |
MnO 'MgO "CaO |
> К £ 0 |
NagO P 2 0 5 |
S |
|||||||||
70,76 |
0,14 16,09 0,85 1,11 0,03 0,64 1,96 3,61 |
3,93 0,05 |
сл. |
|||||||||||||
В |
пересчетах |
по методу |
А. Н. Заварицкого |
получены следующие |
па |
|||||||||||
раметры : |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
а |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
а |
с |
Ь |
s |
|
f |
m' |
|
n |
t ' |
S |
|
a' |
Q |
э/с |
|
|
13,6 |
2,4 |
4,8 |
79,2 |
17,0 |
22,8 |
62,7 |
0,18 |
15,7 |
6,0 |
28,8 |
5,7 |
0,15 |
||||
Как видно, |
по отношению |
анортита |
к полевым |
шпатам |
и количеству |
кварца анализ соответствует составу гранита, по таблице Дели, но с
несколько заниженным |
количеством темноцветных |
минералов |
( " В ) . В |
|||
составе темноцветных |
минералов резко |
увеличено |
количество |
глинозема |
||
( " а " ) |
и уменьшено количество магния |
( |
m' ) . По-видимому, |
наряду |
||
с биотитом присутствует и мусковит, хотя |
макроскопически он не з а |
|||||
метен |
и не отмечен в шлифах. Гнейсовидность породы выражена ориен |
тировкой чешуек биотита и вытянутой формой зерен кварца, подвергше гося перекристаллизации. Почти всегда наблюдаются признаки катакла-
за, проявляющиеся в дроблении зерен, появлении тонкозернистых |
агре |
|
гатов на стыках зерен и перекристаллизации |
кварца. |
|
Среди биотитовых гнейсовидных гранитов |
и гнейсо-гранитов |
встре |
чаются гнейсовидные аляскитовые граниты, лишенные фемических мине ралов. Структура их аллотриоморфнозернистая, затушеванная часто яв лениями к.атаклаза и перекристаллизацией зерен кварца. В составе их
55
отмечаются калиевый полевой шпат ( микроклин), плагиоклаз ( олиго- клаз-альбит) и кварц. Последний - в крупных зернах и почти в равных с полевыми шпатами количествах. Биотит встречается в редких мелких чешуйках.
Химический анализ мелкозернистого аляскитового гранита из цент
ральной части массива, в 5 км юго-восточнее |
пос. Наследницкого, пока |
||||||||||
зал следующее содержание окислов (в % ) ; |
|
|
|
|
|
||||||
Si0 2 |
ТЮ2 |
А І 2 0 3 |
F e 2 0 3 |
FeO |
MnO |
CaO |
MgO |
I<2 0 |
NagO P 2 0 5 |
S |
|
73,7 |
0,12 |
13,79 |
0,24 |
1,57 |
0,15 |
0,68 |
0,14 |
5,58 |
2,93 |
0,01 |
0,8 |
При пересчете по методу А. H. Заварицкого получены следующие па раметры:
а |
с |
b |
s |
а ' |
Р |
m' |
с' |
n |
S |
t ' |
Q |
аУс |
14,0 |
0,9 |
4,0 |
81,1 |
52,4 |
41,0 |
6,6 |
- |
44,4 |
3,3 |
0,1 |
33,3 |
15,50 |
Анализ |
соответствует, |
как видно, составу гранита по таблице Дэли, |
||||||||||
но с уменьшенным в два |
раза количеством |
анортита |
и пониженным с о |
|||||||||
держанием фемических минералов. Несколько повышено содержание |
||||||||||||
кварца. В |
составе; |
темноцветных |
значительно |
повышено |
содержание |
|||||||
глинозема |
и уменьшено - |
магния. |
Таким образом, аляскитовые |
грани |
ты массива по химическому и минералогическому составу близки к мелкозернистым биотитовым гранитам, но отличаются от них меньшим содержанием анортита и фемических минералов. Они могут рассматри ваться как разновидность биотитовых гранитов, содержащих незначи тельное количество биотита.
Гнейсовидная текстура в гранитоидах выражена резко в западной и северной периферических частях Наследницкого массива и по всему Селинташскому массиву, располагающемуся севернее долины р. Синташты, в окрестностях бывшего аула Сепинташ.
' Селинташский массив слабо обнажен и контуры его условны. В о з можно, что он не является сплошным и частью представляет густую сеть гранитных инъекций среди пород кусоканской свиты. В составе его развиты преимущественно гнейсо-граниты со значительными стрес совыми проявлениями в структуре породы. Они выражаются в появле нии обломочного габитуса зерен полевых шпатов, интенсивной перекри сталлизации зерен кварца и появлении мелкозернистых кварцево—поле- вошпатовых агрегатов в результате процессов грануляции. Иногда гнейсограниты обнаруживают отчетливую полосчатость вследствие чередова
ния полос разного минерального состава - существенно полевошпатовых, розоватой окраски с зеленоватыми полевошпато-биотитовыми. Такие, чередующиеся между собой разновидности содержат угловатые выделе ния полевых шпатов, размером 2-3 мм, являющихся обломками раздав ленных зерен. Структура гнейсо-гранитов катакластическая, бластомилонитовая или бластоцементная, в составе породы видны обдавленныѳ зерна серицитизированного плагиоклаза, располагающиеся неравно—
56
мерно среди мелкозернистой массы из кварца, биотита и полевого шпата.
Жильные породы, связанные с наследницкими и селинташскими гра - нитоидами, представлены многочисленными пегматитами, редкими жи лами кварца и аплита.
Пегматиты внутри Наследницкого массива имеют меньшее распро странение, чем в экзоконтактовой зоне. Характеризуются они неболь
шой мощностью, обычно до 20-30 см и редко 1-2 м, при длине |
жил до |
||||||||
50 м. Преимущественно |
пегматитовые жилы распространены |
во |
вмещаю |
||||||
щих породах |
каменнодольской |
и кусоканской свит, где по мощности |
|||||||
достигают 10-15 м. Нередко |
длина таких |
жил измеряется несколькими |
|||||||
сотнями метров. Пегматиты крупнокристаллические |
и состоят из кри |
||||||||
сталлов |
альбита и калиевого |
шпата, достигающих 6-8 см и находящих |
|||||||
ся в пегматитовом прорастании с серым |
кварцем. Мусковит |
содержится |
|||||||
в небольшом количестве. Иногда встречаются |
мелкие пачки |
вермикулита |
|||||||
и крупные кристаллы титаномагнетита. |
Часто |
присутствуют |
|
мелкие |
|||||
кристаллики |
розового |
граната ( альмандина). Внутренние |
части жил |
||||||
имеют |
более грубозернистое |
строение. Пегматиты |
рассланцеваны, |
||||||
иногда |
обнаруживают |
очковую текстуру. В гнейсо-гранитах они з а л е |
|||||||
гают по гнейсовидности, |
а во вмещающих породах каменнодольской и |
||||||||
кусоканской |
свит - по сланцеватости или гнейсовидности. |
|
|
Для сравнения химического состава пегматитов, залегающих во вме щающих массив инъекционных гнейсов каменнодольской свиты по Камен ному долу (I), с пегматитами, залегающими среди мелкозернистых биотитовых гнейсо-.гранитов массива (II), приводятся следующие срав нительные химические анализы:
|
Si0 2 |
ТіЮ2 |
А 1 2 0 3 |
F e 2 0 3 |
FeO |
MnO |
CaO |
MgO |
K 2 0 Na2 0 P 2 0 5 |
n. |
|||||||||||
I |
76,8 |
0,08 |
12,29 |
1,36 |
1,39 |
0,02 |
2,60 |
0,12 |
0,59 |
3,7 |
|
сл. |
0,28 |
||||||||
|
Si0 2 |
Tii02 |
A1 2 0 3 |
F e 2 0 3 |
FeO MnO CaO MgO |
K 2 0 |
|
Na2 0 |
P 2 |
0 5 |
n. |
||||||||||
II |
73 , 5 |
0,08 14,22 |
0,39 |
|
1,29 |
0,24 |
1,84 |
0,26 |
4,27 |
|
3,27 |
сл." 0,34 |
|||||||||
|
В |
пересчетах |
по методу |
|
А. Н. Заварицкого получаются |
следующие |
|||||||||||||||
параметры: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
а |
|
а |
с |
|
|
b |
s |
|
a ' |
f ' m ' t |
' n |
S |
Q |
|
ai/c ^Г^" |
|
||||||
1 8,8 |
|
3,05 |
3,05 |
85,1 |
39,1 |
54,3 |
6,5 |
0,8 |
90,9 |
40,0 |
49,5 |
2,8 |
0,26 |
||||||||
И 13,8 |
2,2 |
2,2 |
82,3 |
42,4 |
39,0 |
18,1 |
0,8 |
53,5 |
18,1 |
35,8 |
6,0 |
0,14 |
|||||||||
|
Сравнение анализов показывает, что в пегматитах среди гнейсо— |
||||||||||||||||||||
гранитов |
Наследницкого массива (ІГ) |
преобладает калиевый |
полевой |
||||||||||||||||||
шпат, а в пегматитах среди |
инъекционных |
гнейсов (I) |
- |
натриевый, |
|||||||||||||||||
т . е . пегматиты в инъекционных гнейсах оказываются |
|
метасоматически |
|||||||||||||||||||
измененными. Этот |
вывод |
подтверждается |
как большим |
катаклазом их, |
57
так и перекристаллизацией в них кварца, образующего гранобластовые агрегаты. Количество фемических минералов в пегматитах среди Наследницкого массива (II) пониженное, низкое содержание в них глино зема отражает бедность пегматитов слюдой. От таких количественно преобладающих пегматитовых жил, бедных слюдой, достаточно отчетли во обособляются редкие, мощные слюдоносные пегматиты, отличающие ся, кроме того, секущим положением к вмещающим породам, отсутст вием резкой гнейсовидности и блоковым или графическим внутренним строением. Жилы таких слюдоносных пегматитов дают апофизы, направ ленные иногда перпендикулярно к основному их простиранию. В южной экзоконтактной части Наследницкого массива выявлено на ограничен ном участке 5 жил слюдоносных пегматитов. Максимальная протяжен
ность жил 700 м, мощность их колеблется от 5-6 |
до 40 м. Наблю |
даются раздувы жил и пережимы, в результате чего |
местами они пре |
рываются. Вмещающими породами являются слюдяные гнейсы и амфи болиты кусоканской свиты и•серпентиниты. Последние в контакте с пегматитами осветлены, ожелезнены и содержат большое количество офита.
Блоковые пегматиты состоят из двух зон - внешней, равномернозернистой, и центральной, из крупных кристаллов полевых шпатов и блоков кварца. Графические пегматиты обладают равномернозернистой письменной структурой. В центральных частях блоковых пегматитов встречаются скопления крупночешуйчатого мусковита в виде пачек тол щиной 1-1,5 см и площадью 2x4 см^. Слюдяные "шлиры" достигают 20x40 см . Местами в пегматитах наблюдается большое количество вермикулита в виде скоплений крупных чешуек.
Химический анализ слюдоносного пегматита из южной экзоконтактовой зоны Наследницкого гнейсо-гранитного массива дал следующее содержание окислов ( в % ) :
S i 0 2 |
Т і 0 2 |
А 1 2 0 3 |
F e 2 0 |
3 |
FeO MnO MgO |
CaO |
KgO Na2 0 P 2 0 5 |
S |
|||||
72,78 |
0,02 |
14,38 |
0,05 |
|
1,54 |
0,24 |
0,01 |
0,35 |
6,92 |
2,71 |
0,01 |
0,03 |
|
В |
пересчете по методу |
|
А. H. Заварицкого |
получены |
параметры: |
||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
а |
а |
с |
b |
s |
f |
|
m' |
п' t ' |
S |
a' |
Q |
a!/c |
|
|
15,4 0,4 4,1 80,1 42,6 1,6 37,6 0,2 6,5 55,7 29,0 38,5 0,02
Как видно, слюдоносные пегматиты отличаются низким содержанием анортита. Из щелочных полевых шпатов преобладает калиевый. В соста ве фемических минералов указывается повышенное содержание глинозе ма, что отвечает широкому развитию мусковита.
Кварцевые жилы редки и имеют небольшую мощность; Приурочивают ся они к трещинам меридионального и субмеридионального направления. Представлены серым кварцем, обычно со следями сланцеватости.
Аплитовые жилы встречаются в единичных количествах, имеют не большую мощность и гнейсовидную текстуру.
58
Определение абсолютного возраста биотитовых гнейсе—гранитов из восточных окрестностей пос. Наследницкого по калий-аргоновому методу дало 500 млн. лет (Овчинников, Шур, Панова, 1957), что говорит о к е м брийском возрасте метаморфизма этих гранитоидов.
Возможно, что к раннепалеозойскому интрузивному циклу принадле жат также гнейсовидные граниты и гранодиориты Еманжелинского м е ридионально вытянутого массива, прослеживающегося по отдельным вы
ходам от восточной границы Челябинского гранитного массива |
к югу |
до пос. Ключи, у оз. Б . Сары-Куль. Для пород этого массива |
свойст |
венны гнейсовидная, иногда ясно полосчатая, текстура, наличие порфирокластовых выделений полевого шпата размером до 2-3 мм, принадле жащих калиевому полевому шпату или кислому плагиоклазу ( олигоклазальбиту). Основная масса имеет катаклазированную гранитную структу ру, иногда близкую к бластоцементной, с ясными следами дробления
зерен и перекристаллизацией их. В составе ее преимущественное |
р а з |
витие имеют плагиоклаз, кварц, биотит, хлорит, серицит, эпидот. |
В |
районе пос. Еманжелинского и у пос. Тимофеевки эти породы имеют
характер полосчатых |
граните—гнейсов. Состоят они из крупных |
(до |
2 мм), сохранившихся |
от полного раздробления, зерен калиевого |
по |
левого шпата (олигоклаз, олигоклаз-альбит), относительно равномерно распределенных в мелкозернистой гранобластовой массе, состоящей из кварца, полевых шпатов, мусковитизированного биотита, эпидота и хло рита.
Ширина этого массива незначительна - не превышает 1 км, а длина измеряется многими десятками километров. Контакты его совпадают с крупными меридиональными тектоническими разломами. Это обстоя тельство позволяет предполагать влияние этих дислокаций на форму гранито-гнейсового массива в современном эрозионном срезе.
Сходными с Еманжелинскими гнейсовидными гранитоидами являются гнейсо-граниты, выступающие среди метаморфической толши слюдяных сланцев и кварцитов по р . Миасс, выше пос. Миасского. Гнейсо-грани- ты обладают бластоцементной структурой, содержат крупные (до 3 мм) порфиробласты калиевого полевого шпата, сцементированные основной массой из зерен альбитизированного плагиоклаза, ортоклаза, кварца, амфибола, биотита. Галька таких гнейсо-гранитов была встречена в составе 'нижнекаменноугольных конгломератов по р . Миасс, ниже пос. Б . Баландино.
Нижнепалеозойским по возрасту, может рассматриваться и НижнеСанарский гранодиоритовый массив, расположенный западнее г. Троиц ка. Река Санарка пересекает его у пос. Нижне-Санарского, где шири на массива определяется в 11,5 км. По простиранию на север он про слеживается по обнажениям гранитоидов в долине р . Увельки, a на
юг - в долине р . Уй, будучи на водораздельных пространствах в з н а чительной части скрыт покровом горизонтально залегающих палеоге новых и неогеновых отложений. Длина массива по простиранию дости гает, по—видимому, 50-70 км. В основном массив сложен гранодиоритами, обладающими порфировидным строением с крупными выделениям* широкотаблитчатой роговой обманки. Структура их гипидиоморфнозерни стая. В составе гранодиоритов присутствуют: плагиоклаз (олигоклаз)
59