Уральская полевая геологическая практика

2. Вулканогенные образования

Рис. 2.1. Геолого-структурная схема района д. Поляковка ...

Изучаемые в ходе практики вулканогенные образования входят в состав офиолитовых (поляковская свита) и островодужных (ирендыкская, карамалыташская и улутауская свиты) комплексов, распространенных в пределах Магнитогорской мегазоны (рис. 1.1).

2.1 Вулканиты офиолитовой ассоциации (поляковская толща)

Вулканиты офиолитовой ассоциации распространены вдоль западной границы Магнитогорской мегазоны, где они рассматриваются в составе нижне-среднеордовикской поляковской толщи. Объектом практики является стратотипический разрез толщи в левом борту долины р. Уй у шоссе, соединяющего поселки Комсомольск и Старобалбуково, в 2 км от д. Поляковка (рис. 2.1). Стратифицированные породы слагают здесь крутую (70-80^o) моноклиналь. В изучаемой части разреза преобладают лавы афировых и мелкопорфировых толеитовых базальтов, нередко с подушечной отдельностью (пиллоу-лавы), характерной для подводных излияний. Средний размер "подушек" составляет 0.5-1 м; их форма позволяет определить положение кровли и подошвы толщи (рис. 2.2).

Рис. 2.2. Подушечная отдельность базальтов поляковской толщи

Мощность отдельных потоков незначительна, от первых десятков сантиметров до первых метров, что свидетельствует о низкой вязкости изливавшихся расплавов. Текстуры эффузивов массивные и миндалекаменные. Нередко поры уплощены и имеют концентрическую ориентировку, согласную с формой отдельности. В толще базальтов присутствуют горизонты сургучно-красных и зеленовато-серых кремнистых туфоалевролитов и яшм, а также линзовидные прослои десквамационных гиалокластитов - продуктов отшелушивания корок "подушек", сложенных неокатанными и несортированными обломками хлоритизированного базальтового стекла. Мощность горизонтов кремнистых пород - до 30 м, прослоев гиалокластитов - до 20 см.

Стратифицированные образования прорваны серией даек и силлов долеритов и габбро-долеритов мощностью до 2-3 м, по химическому составу аналогичных базальтам лавовой фации. На местности эти породы выделяются благодаря ровной параллепипедальной отдельности.

Рис. 2.3. Микрофотография базальтов поляковской толщи

Базальты (рис. 2.3) - темно-зеленовато-серые афировые и мелкопорфировые породы. Редкие микровкрапленники (до 0.5 мм) представлены альбитизированным плагиоклазом. Структуры основной массы - спилитовая, метельчатая и сноповидная, для которых типичны расщепленные скелетные выделения плагиоклаза и пироксена длиной 0.3-0.8 мм (структуры), вместе с мелкими (в сотые доли миллиметра) кристалликами магнетита погруженные в матрикс из хлоритизированного стекла. Данные структуры типичны для базальтов, испытавших быструю закалку при подводных извержениях.

Долериты (рис. 2.4) - массивные мелкозернистые породы, сложенные авгитом (15-20%), базальтической роговой обманкой (30-40%) и альбитизированным плагиоклазом (45-55%). Помимо первичной роговой обманки, присутствует амфибол, развивающийся по авгиту.

Рис. 2.4. Микрофотография субвулканических долеритов поляковской толщи

Гидротермально-метасоматические преобразования пород достаточно интенсивны и выражаются в новообразованиях хлорита, альбита, кальцита и эпидота (пропилитовая ассоциация). Не исключено, что натровый характер щелочности базальтоидов свиты отчасти обусловлен именно наложенными процессами.

В северной части района практики, в районе восточного берега оз. Тургояк, обнажается субвертикально залегающая осадочно-вулканогенная толща, получившая название малосыростанской, условно датированная эйфельским ярусом среднего девона (Бабкин и др., 1982 г.), но сходная с ордовикской поляковской толщей петрографическим, химическим и фациальным составом пород и возможно, являющаяся ее временным аналогом. Толща слагает тектонический блок в пределах Вознесенско-Присакмарской шовной зоны. Блок вытянут в меридиональном направлении (размеры 2x22 км), с востока ограничен зоной серпентинитового меланжа, с запада - гранитоидами Тургоякского массива, прорывающими и метаморфизующими вулканиты (рис. 1.16). Как и у образований поляковской толщи, около 90% разреза приходится на базальтоиды. Прослои вулканогенно-осадочных пород мощностью до 5 м представлены туфоалевролитами и мелкозернистыми туфопесчаниками. Специфической чертой сыростанской толщи является широкое распространение пульверизационных гиалокластитов (рис. 2.5) - пород, образующихся при подводном "разбрызгивании"

Рис. 2.5. Пульверизационные гиалокластиты малосыростанской толщи

жидкого базальтового расплава (Кориневский, 1987). Главной составной частью этих пород являются "лепешки" афировых базальтов толщиной 0.5-20 см и длиной до 1.5 м. Их относительное удлинение обычно составляет от 1:5 до 1:10, что свидетельствует о низкой вязкости расплава. "Лепешки" окружены темными хлоритовыми каймами и цементируются светло-зеленовато-серым афанитовым матриксом. Петрографическое изучение пород затруднено вследствие интенсивной амфиболизации, которая может объясняться как низкотемпературными регионально-метаморфическими преобразованиями, так и контактовым воздействием Тургоякского массива.

Рис. 2.6. Гистограммы распределения вулканогенных пород по кремнекислотности

Породы поляковской толщи весьма однородны по кремнекислотности (рис. 2.6а). На диаграмме SiO₂ - K₂O+Na₂O (рис. 2.7а) большая часть точек расположена в поле повышенной щелочности (породы, таким образом, соответствуют трахибазальтам). Отчасти это может объясняться

Рис. 2.7. Петрохимические диаграммы для вулканогенных образований

Рис. 2.9. Распространение вулканогенных образований океанического и островодужного типа в Магнитогорской мегазоне

метасоматическими преобразованиями, однако высокие содержания титана (рис. 2.7б), малоподвижного при гидротермальных процессах, типичны именно для субщелочных базальтоидов. Уровень железистости вулканитов немного выше среднего для Магнитогорской мегазоны, и линия их тренда расположена в поле толеитовой серии (рис. 2.7в, 2.8).

Структура и состав пород поляковской толщи указывают на ее формирование при подводном излиянии перегретых расплавов мантийного происхождения и, следовательно, на палеогеодинамическую обстановку растяжения при высоких значениях теплового потока. Подобные образования типичны для раннегеосинклинальной стадии развития фанерозойских складчатых областей. Современными аналогами этих структур считаются области спрединга океанической литосферы - срединно-океанические хребты и задуговые бассейны континентальных окраин западно-тихоокеанского типа. По мнению большинства современных геологов, поляковская толща является фрагментом коры палеобассейна с корой океанического типа. Оценки ширины этого бассейна колеблются от 7500 км (Семенов, 1997) до 600-800 км (Иванов, 1998). Последнее значение, однако, близко к оценке, приводимой исследователями, поддерживающими альтернативную точку зрения, согласно которой палеоуральский бассейн с океанической корой по размерам не превышал окраинные моря Западной Пацифики. В пользу этой версии свидетельствуют геохимические особенности эффузивов (в частности, повышенные щелочность и титанистость, нетипичные для базальтов СОХ), подчиненное распространение "океанических" формаций относительно "островодужных" (рис. 2.9), а также присутствие в пределах мегазоны блоков сиалической коры.