Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Геотектоника | Курсы лекций
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Уральская полевая геологическая практика

Книга 2: Описание учебных объектов

 

Условн. обозначения

Авторы: П.Л.Тихомиров, Т.О.Федоров, В.И.Борисенок, К.Е.Дегтярев Оглавление

1.5. Нуралинский массив офиолитовых ультрабазитов и габброидов

Рис.1-47

Рис. 1.47. Схема геологического строения массива Нурали

В числе наиболее сохранившихся офиолитовых ультрабазитовых массивов - один из объектов практики, массив Нурали, приуроченный к западному флангу Вознесенско-Присакмарской тектонической зоны. Контакты массива тектонические, он представляет собой крупный блок в серпентинитовом меланже. По структурному положению и составу он вполне типичен для образований дунит-перидотитовой формации (Магматические ..., 1979) и относится к общеуральскому кемпирсайско-войкарскому плутоническому комплексу.

Нуралинский массив в плане вытянут в север-северо-восточном направлении, согласно простиранию зоны ГУР, и характеризуется отчетливо выраженным зональным строением (рис.1.47). Главная горная гряда (хребет Большой Нурали) протяженностью около 15 км и с относительными превышениями до 300 м соответствует его западной части, непосредственно контактирующей с докембрийскими метаморфитами антиклинория Уралтау. С запада на восток здесь обнажаются: (1) плагиоклазовые и шпинелевые лерцолиты, (2) гарцбургиты и (3) дуниты. Восточнее главного хребта проходит невысокая (до 50 м) гряда того же север-северо-восточного простирания, сложенная породами полосчатого дунит-пироксенитового комплекса. Еще восточнее расположена зона серпентинитового меланжа, включающая обильные блоки габброидов (размером до первых сотен метров) и реже - крупнокристаллических оливин-энстатитовых пород. С удалением от гряды, сложенной породами полосчатого комплекса, доля габброидов в меланже убывает, и состав обломков становится очень пестрым (диориты, гранитоиды, среднепалеозойские известняки, сланцы и т.д.).

На аэрофотоснимках главной гряде соответствует ровный серый тон, а образования полосчатого комплекса хорошо дешифрируются благодаря отчетливой продольной стратификации. Хорошо заметны также отдельные глыбы габброидов в зоне меланжа, слагающие невысокие субизометричные поднятия.

Рис.1-48
Рис. 1.48. Образец плагиоклазовых лерцолитов

В пределах главной гряды участки, сложенные различными петрографическими разновидностями ультрабазитов, в первом приближении имеют форму субвертикальных пластин, ориентированных согласно общему простиранию массива. Эти участки связаны переходными зонами мощностью от первых метров до первых сотен метров, в которых наблюдается чередование различных по составу пород (гарцбургитов и лерцолитов, дунитов и гарцбургитов).

Рис.1-49
Рис. 1.49. Микрофотография плагиоклазовых лерцолитов

Плагиоклазовые лерцолиты (рис.1.48, 1.49) - темно-бурые среднезернистые породы, слагающие большую часть массива. Нередко в них проявлена отчетливая минеральная линейность, обусловленная присутствием цепочек зерен хромшпинелида, окруженного каемками плагиоклаза (рис.1.52). В большинстве случаев линейность пологая, субпараллельная общему простиранию массива. Породы сложены оливином (65-80%), энстатитом (15-20%), диопсидом (5-15%), битовнитом (1-8%) и акцессорной хромшпинелью (1-3%). Плагиоклаз часто присутствует в количестве менее 5%, и породу в этом случае правильнее именовать не плагиоклазовой, а плагиоклазсодержащей.

Оливин (Fo89-92) представлен субизометричными зернами размером до 4 мм (обычно 1-2 мм). В породах, не подвергшихся пластическим деформациям, заметны признаки субсолидусной рекристаллизации (постоянный размер зерен, углы у тройных сочленений границ, близкие к 120o, и др.). Однако нередко в оливинах присутствуют полосы излома (кинкбенды) - следствие деформации структуры при внешнем

Рис.1-50
Рис. 1.50. Кинкбенды в оливине

механическом воздействии (рис.1.50). Ромбический пироксен (En84-90Hy9-12Wo1-5) образует короткопризматические кристаллы до 2-3 мм, часто содержащие игольчатые вростки (ламелли) клинопироксена - следы распада твердого раствора при снижении температуры. В краевых частях зерен ламелли отсутствуют (рис.1.51), что, очевидно, является

следствием первичной магматической зональности ортопироксена.

Рис.1-51
Рис. 1.51. Ламелли моноклинного пироксена в ромбическом ...

Моноклинный пироксен (En45-48Hy4-8Wo48-51)

представлен небольшими (до 1 мм) ксеноморфными зернами, располагающимися в интерстициях между крупными оливинами и ортопироксенами. Плагиоклаз (An71-80) пространственно связан с выделениями шпинелидов, лишен зональности и, по-видимому, не является продуктом магматической кристаллизации, а образован в результате твердофазной реакции шпинель+энстатит+диопсид = анортит+оливин, смещенной вправо при снижении давления. Хромшпинелиды в шлифах имеют красно- и желто-бурую окраску, образуют субизометричные зерна или "графические" срастания с плагиоклазом (рис.1.52).

Рис.1-52
Рис. 1.52. Микрофотографии сростков плагиоклаза и шпинелида ...

Шпинелиды в бесплагиоклазовых парагенезисах содержат заметно больше алюминия (рис.1.59в), что, очевидно, связано с отсутствием конкуренции за этот элемент.

Наиболее распространенным вторичным минералом является серпентин, развивающийся по оливину (с образованием характерных петельчатых структур - рис.1.53), реже - по ортопироксену и крайне редко замещающий клинопироксен. При серпентинизации освобождается значительное количество железа, которое в большинстве случаев связывается в магнетите и является причиной высокой магнитности ультрабазитовых массивов. В тектонических зонах появляются карбонаты (кальцит, магнезит) и тальк. Примечательно, что при относительной сохранности железо-магнезиальных минералов плагиоклаз в Нуралинском массиве почти полностью замещен агрегатом мелких зерен гидрограната, хлорита и др. (родингитовая ассоциация).

Рис.1-53
Рис. 1.53. Микрофотографии дунитов ...

Шпинелевые (бесплагиоклазовые) лерцолиты по площади выходов значительно уступают плагиоклазсодержащим и отличаются от них лишь отсутствием плагиоклаза и несколько меньшей хромистостью шпинелидов. Эти породы распространены главным образом в западной части массива, но встречаются также в зоне, переходной от гарцбургитов к плагиоклазовым лерцолитам.

Рис.1-54
Рис. 1.54. Микрофотографии гарцбургитов ...

Гарцбургиты - (рис.1.54) темно-бурые средне- и крупнозернистые породы, слагающие восточный склон хребта Большой Нурали. Текстура их, как правило, массивная, но иногда отмечаются признаки минеральной линейности и полосчатости, обусловленные ориентировкой сегрегаций шпинелидов и пироксенов. Простирание текстур обычно совпадает с простиранием массива, направление и углы падения меняются без видимой закономерности. В составе гарцбургитов 75-90% объема приходится на оливин, 10-25% на энстатит и 1-2% - на хромшпинель.

Рис.1-55

Рис. 1.55. Фотография хромшпинели из гарцбургитов ...

Структура гарцбургитов несколько более крупнозернистая, чем структура лерцолитов. Кристаллы ортопироксена и оливина в 5-7 мм не являются редкостью, а их средний размер составляет 3-4 мм. Шпинелиды, помимо "графических" срастаний с другими минералами, образуют изометричные кристаллы, по форме приближающиеся к октаэдрическим (рис.1.55). В остальном, включая проявленность отжиговых и деформационных структур, состав минералов и степень гидротермальных изменений, эти породы не обнаруживают значимых отличий от лерцолитов.

Дуниты слагают подножие восточного склона главной гряды и местами обнажаются в долине, разделяющей хребет Большой Нурали и гряду, сложенную породами полосчатого комплекса; имеют темно-зеленую окраску на свежем сколе и светло-рыжую на выветрелых поверхностях. Шпинелиды в дунитах в ряде случаев образуют отчетливые плоскостные сегрегации, иногда полого падающие к западу, иногда субвертикальные. Иногда в дунитах присутствуют гарцбургитовые "прослои" мощностью 1-5 см, параллельные сегрегациям шпинелидов; породы в этом случае приобретают полосчатую текстуру. Дуниты почти полностью сложены оливином Fo90-93, немного более магнезиальным, чем оливины перидотитов. Как и в перидотитах, здесь отчетливо проявлены признаки субсолидусной рекристаллизации (отжига) и умеренных пластических деформаций. Наиболее характерная форма шпинелидов в дунитах - октаэдрическая. По составу шпинелид здесь более хромистый, чем в перидотитах, и соответствует алюмохромиту.

Рис.1-56

Рис. 1.56. Выходы пород полосчатого дунит-пироксенитового комплекса

Полосчатый комплекс (рис.1.56, 1.57) представлен чередующимися дунитами, верлитами и клинопироксенитами. Породы мелко- и среднезернистые, с отчетливой грубополосчатой текстурой. Полосы мощностью от 0.5 см до 30 см различаются количественным соотношением оливина и пироксенов. Границы полос в большинстве случаев резкие (переход на интервале в первые миллиметры), но есть и случаи постепенной смены минерального состава породы. Ширина полос меняется вдоль простирания, что может создавать иллюзию косой и линзовидной слоистости. Азимут простирания текстур меняется от 340o до 70o (преобладают простирания 10-50o, т.е. согласные простиранию гряды и всего массива). Отдельные линзовидные участки мощностью до 80 см и протяженностью в первые метры резко обогащены хромшпинелидом, содержание которого может достигать 70% от общего объема.

Рис.1-57

Рис. 1.57. Микрофотография пород полосчатого дунит-пироксенитового комплекса, с полностью серпентинизированным оливином

Оливин в породах полосчатого комплекса изначально был представлен субизометричными зернами Fo81-90 размером 0.3-0.7 мм, впоследствии почти полностью серпентинизированными. Клинопироксен - диопсид En44-50Hy3-10Wo46-48, в отличие от оливина, почти не затронут гидротермальными преобразованиями. В незначительных количествах (1-2%) присутствуют ромбический пироксен и хромшпинель. Общая структура пород (рис.1.57) сформирована при интенсивной перекристаллизации: оливин и клинопироксен весьма однородны по размеру, лишены зональности и по форме близки к равновесным полиэдрам (Григорьев, Жабин, 1975); клинопироксен иногда образует крупные, до 2 см, порфиробласты. Интенсивная серпентинизация оливина способствовала формированию значительного количества магнетита, скопления которого местами затрудняют работу с компасом.

Рис.1-58
Рис. 1.58. Микрофотографии амфиболовых габброидов из зоны серпентинитового меланжа

Габброиды (рис.1.58) - серые крупно- и среднезернистые породы, нередко с отчетливой линейно-параллельной ориентировкой призматических кристаллов амфибола (вероятно, согласно направлению течения расплава). Сложены измененным плагиоклазом (40-60%) и амфиболом (40-60%), бледно-зеленоватым по Ng. Акцессорные минералы представлены сфеном, магнетитом и цирконом.

В породах главной гряды и полосчатого комплекса встречаются жилы крупнокристаллического пироксена и амфибола мощностью до 20-30 см, а также многочисленные жилы и прожилки, выполненные различными агрегатными разновидностями серпентина (антигоритом, лизардитом, хризотилом), тальком и магнезитом.

Вопросы генезиса массива Нурали

Ассоциация тектонизированных ультрабазитов, габброидов и шаровых базальтов с прослоями радиоляритов в начале XX века была выделена Г. Штейнманном как "офиолитовая триада". Позже были выделены еще два типичных элемента данной ассоциации. По современным представлениям, полный офиолитовый разрез состоит из пяти компонентов:

1) тектонизированные и серпентинизированные ультраосновные породы;

2) расслоенный комплекс габброидов-ультрабазитов;

3) массивные и полосчатые габброиды;

4) комплекс параллельных даек долеритов;

5) подушечные лавы базальтов с прослоями кремнистых осадочных пород.

В шестидесятые годы ХХ века с развитием концепции тектоники плит было выдвинуто положение о тождественности офиолитов блокам океанической коры геологического прошлого, надвинутым на континентальную кору (Пейве, 1969). В настоящее время это положение является общепризннным (Хаин, Ломизе, 1995).

Строение массива Нурали в целом не противоречит данной модели: с запада на восток ультрабазиты, отождествляемые с реликтами литосферной мантии, сменяются породами полосчатого комплекса и массивными габброидами. Более лейкократовый состав нижней части офиолитового разреза (плагиоклазовые лерцолиты) можно объяснить обеднением (деплетированием) верхних горизонтов мантии некогерентными элементами при выплавлении базальтовых магм; дуниты в этом случае рассматриваются как тугоплавкий остаток - реститы (Савельева, Денисова, 1983; Савельева, Перцев, 1995, и др.) Образования полосчатого комплекса отождествляются с зоной, переходной от мантии к океаничской коре, а габброиды - с нижними горизонтами коры. Завершают офиолитовый разрез подушечные лавы толеитовых базальтов поляковской толщи, слагающие тектоническую пластину в 15 км юго-восточнее массива.

В данном контексте интересны материалы Г.Б. Рудника, автора первой детальной карты Нуралинского массива. Его исследования проводились до окончательной победы плейт-тектонической концепции, и потому были свободны от некоторых стереотипов. Структура массива была интерпретирована как субгоризонтально-слоистая (Рудник, 1965): дуниты основания разреза сменяются вверх гарцбургитами, над которыми залегают плагиоклазовые лерцолиты. Образование этой структуры связывалось с поздне- и постмагматическими процессами пироксенизации и фельдшпатизации интрузивного тела дунитов по ортогональной сетке трещин.

Рис.1-59a
Рис.1-59b
Рис. 1.59. Составы минералов массива Нурали

Структурно-петрологические исследования, проведенные в 1999-2001 гг. при участии авторов настоящего руководства, показали, что границы между участками Нуралинского массива, имеющими различный петрографический состав, в общем случае близки к субвертикальным, что подтверждает данные Г.Н.Савельевой и Е.А.Денисовой (1983). Вместе с тем скрытая зональность массива, выраженная в изменении состава минералов, нередко обнаруживает зависимость от современной гипсометрии (в частности, это свойственно клинопироксенам и шпинелидам бесплагиоклазовых парагенезисов - рис. 1.59а,б,г). Таким образом, некоторую поддержку получает и вывод Г.Б.Рудника о пологой зональности массива. Разрешить сложившееся противоречие можно, предположив двухэтапную историю формирования массива:
(1) формирование общей зональности массива (как фрагмента океанической литосферы?),
(2) изменение пологой декомпрессионный метаморфизм и развитие элементов "интерференционной" зональности в коллизионную эпоху, при подъеме массива в верхние горизонты коры.

Возраст Нуралинского массива оценивается исходя из представлений о целостности офиолитового разреза, включающего вулканиты ордовикской поляковской толщи. Вместе с тем, единственное определение изотопного возраста, выполненное U-Pb методом для циркона из габброидов, дало значение около 400 млн лет (ранний девон). Таким образом, данная проблема пока остается нерешенной.

содержание | далее >> 

 См. также
ДиссертацииНовейший геодинамический режим и обстановки четвертичной седиментации Восточно-Уральского плато:
ДиссертацииНовейший геодинамический режим и обстановки четвертичной седиментации Восточно-Уральского плато: Общая характеристика работы.
РефератыУральская петрографическая практика (Отчет 2003 года) :
ДиссертацииГеологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал:
ДиссертацииГеологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал: Общая характеристика работы.

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100