Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. История исследования, анализ существующих представлений о лосевской серии 8
ГЛАВА 2. Геологическое строение, стратиграфия и магма тизм воронежского кристаллического массива... 20
2.1 Мегаблок КМА 23
2.2 Лосевская шовная зона 31
2.3 Хоперский (Воронежский) мегаблок 35
ГЛАВА 3. Геологическое строение лосевской серии 38
3.1 Стратиграфия 38
3.2 Формы залегания метавулканогенных и метавулканогенно-осадочных пород 47
3.3 Интрузивные образования 55
ГЛАВА. 4 Петрография лосевской серии 61
4.1 Стрелицкая толща 61
4.2 Подгоренская толща 69
4.3 Принципы восстановления первичной природы пород лосевской серии и сравнительная петрографическая харак теристика метавулканитов подгоренской и стрелицкой толщ
ГЛАВА 5. Петрохимия метавулканитов лосевской серии 90
5.1 Стрелицкая толща 90
5.2 Подгоренская толща 97
5.3 Сравнительная характеристика метавулканитов стрелицкой и подгоренской толщ 102
ГЛАВА 6. Интерпретация условий палеоседиментации по род лосевской серии 111
6.1 Метаосадочные породы стрелицкой толщи (Стадия I) 111
6.2 Метавулканогенно-осадочные породы подгоренской толщи (Стадия II) 123
6.3 Палеогеодинамические условия седиментации 127
ГЛАВА 7. Геохимия метавулканитов лосевской серии 130
7.1 Стрелицкая толща 130
7.2 Подгоренская толща 138
7.3 Сравнительная геохимическая характеристика метавул канитов стрелицкой и подгоренской толщ 146
ГЛАВА 8. Эволюция лосевского палеобассейна 154
8.1 Тектоника 158
8.2 Вулканизм лосевского палеобассейна 155
8.3 Осадконакопление лосевского палеобассейна 164
Заключение 169
Приложение 173
Литература 178
- Лосевская шовная зона
- Формы залегания метавулканогенных и метавулканогенно-осадочных пород
- Подгоренская толща
- Подгоренская толща
Введение к работе
Актуальность темы. С начала изучения супракрустальных пород Центрально-Черноземного региона Лосевская шовная зона (ЛШЗ) была своеобразным «белым пятном» на карте докембрийских образований Воронежского кристаллического массива (ВКМ). Недостаточная изученность лосевской серии, являющейся основным элементом ЛШЗ, послужила причиной неоднозначности мнений при оценке формационной принадлежности метавул-канитов серии, а о процессах осадконакопления существуют лишь обрывочные сведения. Следует отметить, что до настоящего времени не проводилось исследований данной серии в полном, при нынешней разбуренности, объеме. Изучение условий формирования лосевской серии предоставляет информацию о характере геотектонической активности, имевшей место в данном регионе, предположительно, в интервале 2,6-1,9 млрд. лет, и позволяет определить положение метавулканогенно-осадочных комплексов лосевской серии в эволюции магматизма и седиментогенеза докембрия ВКМ в целом.
Приведенные в настоящей работе результаты исследования особенностей состава и эволюции вулканогенных и осадочных формаций лосевской серии, их взаимоотношений дают представление о некоторых характерных чертах петрогенезиса вулканитов и седиментогенеза вулканогенно-осадочных и осадочных образований шовных зон.
Цели и задачи исследования. Главной целью настоящей работы является установление состава и геотектонических условий формирования мета-вулканогенных и метаосадочных образований лосевской серии. В соответствии с этой целью при проведении исследований были определены следующие задачи:
детальное изучение вещественного состава пород серии, выбор и описание стратотипов толщ, входящих в состав серии;
выявление пространственного расположения толщ, пачек, слоев, слагающих исследуемую серию (составление геологической схемы);
определение фациальной и формационной принадлежности метавул-каногенных и метаосадочных пород серии;
установление характера связи между метаосадочными и метавулкано-генными ассоциациями серии;
разработка геотектонической модели и определение палеогеографических условий формирования ЛШЗ в раннем докембрии.
Научная новизна и практическая значимость работы. Большинство полученных данных по геологии, петрографии, литологии, минералогии и пет-рогеохимии пород, слагающих лосевскую серию, являются новыми. Установлены полигенность и полихронность метавулканогенных и метаосадочных породных ассоциаций. Лосевская серия впервые подразделена на две толщи (стрелицкую и подгоренскую), являющихся отражением коренных изменений в ходе геологической эволюции ЛШЗ. Предложена модель образования докем-брийских структурно-вещественных комплексов (СВК) ЛШЗ. Полученные результаты предлагается использовать при геолого-съемочных и поисковых работах по ВКМ, при реконструкции геодинамических и палеофациальных режимов формирования докембрийских СВК региона, минерагенических исследованиях.
Фактический материал и методика исследований. Основу работы составляют результаты изучения лосевской серии различными исследователями, начиная с 1965 г., и работы, проводимые автором с 1999 г. на базе кер-нохранилищ ФГУГП «Воронежгеология». В процессе выполнения диссертационной работы задокументировано около 5000 п.м. керна, описано 1200 образцов по скважинам, керн которых не сохранился в полном объеме. Описано 1140 петрографических шлифов, обработано свыше 250 полных силикатных анализов горных пород и 22 прецизионных анализа содержаний элементов-примесей методом ЮР MS.
В работе автор имел возможность использовать фактические материалы В.Ю. Скрябина, Ю.Н. Стрика, Н.Ф. Которгина. Картографический и аналитический материал был собран во время работы в ФГУГП «Воронежгеология» над созданием петрофизической базы данных. Обобщены фондовые и опубликованные материалы по геологии докембрия юго-восточной части ВКМ.
Обработка количественной информации осуществлялась при помощи методов математической статистики на ЭВМ с использованием программного
6 пакета "Microsoft Office", а также ряда специализированных разработок ("Min-pet", "TPF", "Statistica plus for Windows'^ др.). Защищаемые положения. 1)По геолого-структурному положению, петрографо-минералогическим и петрогеохимическим особенностям в составе лосевской серии выделяются две метавулканогенные формации: ранняя контрастная метаба-зальт-плагиориолитовая и поздняя непрерывная метабазальт-андезит-(плагиодацит)-плагиориолитовая.
На основании различий внутреннего строения, петрографических и петрохимических особенностей, характера соотношения с метавулкано-генными образованиями и предполагаемых источников терригенного материала метаосадочных разрезов в лосевской серии выделяются мета-терригенная (сланцы, метаалевролиты, Na-Ca-метааркозы, метаграу-вакки) и метавулканогенно-осадочная ассоциации,
Раннедокембрийские образования ЛШЗ сформировались в последовательно сменяющихся палеогеографических обстановках, соответствующих современным окраинным морям и островным дугам, которые идентифицируются по характерным для них индикаторным комплексам пород.
Публикации и апробация работы. Результаты диссертационной работы докладывались на XI и XII конференциях, посвященных памяти К.О. Кратца: "Геология и геоэкология Фенноскандии, Северо-Запада и Центра России" (2000г., Петрозаводск) и "Геология и геоэкология Фенноскандинавского щита, Восточно-Европейской платформы и их обрамления" (2001г., Санкт-Петербург), на геологическом съезде республики Коми (2004г., Сыктывкар), на научной конференции "Металлогения древних и современных океанов - 2004. Достижения на рубеже веков" (2004г., Миасс), на ежегодных научных сессиях Воронежского государственного университета. Основное содержание диссертации отражено в 8 опубликованных работах.
Структура и объем диссертации. Диссертационная работа состоит из введения, 8 глав и заключения. Содержит 191 страницу машинописного тек-
7 ста, включая 67 рисунков, 23 таблицы, приложение и список литературы из 218 наименований.
В первой главе дан анализ предшествующих работ. Вторая глава посвящена краткой характеристике геологии ВКМ. В третьей главе рассматривается геология, стратиграфия и некоторые особенности вещественного состава раннепротерозойских стратифицированных и плутонических образований ЛШЗ. В последующих главах ("Петрография ...", "Петрохимия ...", "Интерпретация ...", "Геохимия ...") представлен фактический материал о вещественном составе лосевской серии. Эти главы являются базовыми для обоснования первого и второго защищаемых положений. Обоснования третьего защищаемого положения, являющегося лейтмотивом всей работы, подробнее развернуты в главе 8.
Благодарности. Автор выражает благодарность за научное руководство доктору геолого-минералогических наук, члену-корреспонденту РАН, профессору Н.М. Чернышову, постоянная поддержка, высокая требовательность и ценные советы которого сделали возможным выполнение настоящей работы. Автор благодарит А.Ю. Альбекова, Т.П. Коробкину, И.П. Лебедева, М.В. Ры-борака, В.Ю. Скрябина, Ю.Н. Стрика, В.М. Холина за внимание и плодотворную критику, которые способствовали выполнению исследований на всех этапах. При выполнении работы автор постоянно ощущал благожелательную поддержку со стороны преподавателей и сотрудников кафедры минералогии и петрологии ВГУ В.В. Багдасаровой, В.В. Буковшина, А.Н. Кузнецова, М.Н. Чернышовой, Г.Г. Ребрищева, Е.М. Шуршиловой, которым выражает глубокую признательность. Работе с фондовыми материалами в значительной мере способствовали сотрудники ФГУГП "Воронежгеология" В.М. Богданов, Н.В. Выборнова, Т.П. Захарова, В.И. Лосицкий, Л.Т. Стародубцева. Ряд аналитических материалов был получен благодаря содействию В.М. Ненахова, К.А. Савко, Н.М. Чернышова, А.А. Щипанского. Часть фотографических работ, приведенных в диссертации, выполнена Е.В. Арутюняном.
Лосевская шовная зона
Обоянский комплекс представлен (ARiObd) биотит-амфиболовыми пор-фиробластическими гранодиорито-гнейсами, амфибол-биотитовыми, реже биотитовыми плагиогнейсами; амфиболитами, граносиенито-гнейсами, а также мигматитами по перечисленным породам.
Михайловская серия (AR2mh), представленная здесь, считается аналогичной таковой на КМА, но развита локально и на свиты не расчленяется. Серия сложена ортоамфиболитами, гранат-биотит-роговообманковыми, реже магнетит-амфиболовыми породами мощностью сотни - тысячи метров.
Верхний архей - нижний карелий2.Лосевская серия3 (AR2:K\ls) представлена двумя толщами стрел и ц-кой и подгоренской (табл 2.1). В стрелицкой толще (AR2:K11ls1(sf4)), видимой мощностью до 1000 м, выделено два типа разреза. Первый тип (снизу вверх): метабазальты, чередование метабазальтов, метаплагиориолит-плагиориода-цитов (с преобладанием пирокластики в верхних частях), тонкозернистыеслюдисто-кварцевые сланцы с прослоями метавулканитов. Второй тип: рит-мично построеная толща метапсаммитов, метаалевролитов и сланцев пестрого состава, вмещающая субвулканические тела метабазальтов и метапла-гиориодацитов. Кроме того, в составе толщи рассматриваются породы мета-морфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций (?) метаморфизма - биотитовые, биотит-амфиболовые, амфиболовые плаги-огнейсы, иногда с гранатом, кварцевые, биотитовые амфиболиты и кристаллосланцы. Подгоренская толща (AR2:K11ls2(p(/)), мощностью до 2000 м, представлена метаплагиобазальтами, метаандезибазальтами, мета-андезитами, метаандезидацитами, метаплагиодацитами до метаплагиорио дацитов, их метаморфизованными пирокластическими аналогами, метавулка ногенно-осадочными породами; метаферробазальтами, метаандезибазаль тами. Возраст лосевской серии остается остро дискуссионным [Лосицкий и др., 1999(ф)], т.к. радиологические датировки отсутствуют (в шести пробах метавулканитов лосевской серии не обнаружено циркона, пригодного для производства U-Pb-датирования). Нижний Карелии. На образованиях лосевской серии с перерывом и структурным несогласием залегают образования воронежской свиты (К г), из которой выделяются две толщи - сомовская (нижняя метатерригенная) и байго-ровская (верхняя вулканогенная) [Терентьев и др., 2003]. Сомов # екая толща представлена метакластогенными породами мощностью свы ше 1000 м.: метаконгломераты с галькой пород лосевской серии, воронцов ской серии (?), рождественского и усманского плутонических комплексов, ме тагравелитами, метапсаммитами, метаалевролитами и филлитовидными сланцами. Толща прорывается интрузивами шукавского и Ольховского комплексов. Белогорьевский габбро-амфиболитовый комплекс (vAR2bg), представленный габбро-амфиболитами и горнблендитами, прорывает обоянский СВК и местами Михайловскую серию. Ранний Карелии.
Представлен породами рождественского габбрового комплекса (vK-,r) сложенного роговообманковыми габбро, габбро-амфиболитами, габбронори-тами, оливиновыми пироксенитами, вебстеритами. Более поздними являются биотитовые, роговообманково-биотитовые плагиограниты, биотитовые граниты и мигматиты усманского плагиогранитно-го комплекса (руї и) с возрастом 2056+86 - 2112+23 млн. лет, которые прорывают и мигматизируют (?) лосевскую серию. К первой фазе мамонского перидотит-габброноритового комплекса (исг гтн), наиболее широко развитого в соседнем Хоперском мегаблоке, отнесена лишь Дракинская группа массивов, сложенных перидотитами и серпентинитами. Павловский мигматит-гранит-граносиенитовый двухфазный комплекс (у ІуКф), аналогичен в своих проявлениях павловскому комплексу из мегабло-ка КМА. Первая его фаза (у К-ір-О характеризуется наличием порфиробласти-ческих, известково-щелочных, биотитовых, биотит-роговообманковых гранитов и граносиенитов с мигматитами, возрастом 2078±4 млн. лет (Павловский гранитный карьер). Вторая фаза (ІуКфг) представлена биотитовыми лекокра-товыми гранитами, гранит-аплитами и пегматитами. Л пекинский комплекс умеренно-щелочных гранитоидов (єуКїІ) представлен плутоническими телами, сложенными лейкократовыми, часто порфиро-видными плагиоклаз-микроклиновыми, биотитовыми, умеренно щелочными, калиево-натриевыми до калиевых гранитами, дайками гранит-аплитов и пегматитов. Возраст пород лискинского комплекса 2039+158 млн. лет. Шукавский габбро-верлитовый комплекс (аК-isk), прорывающий отложения воронежской свиты, сложен оливинитами, перидотитами (преимущест венно верлитами), серпентинитами, пироксенитами, габбро и их жильными аналогами. Ольховский габбронорит-кварцмонцонит-гранитный комплекс (v.yK-jQl), также прорывающий отложения воронежской свиты, характеризуется наличи ем двух фаз: первая фаза (vK-iol-i) представлена интрузивными телами, сло женными габброноритами, кварцевыми габброноритами, монцогаббронорита ми, кварцевыми монцогабброноритами, кварцевыми монцонитами и лейкокра товыми разновидностями перечисленных выше пород; вторая фаза (yK-,ol2), представлена лейкократовыми гранодиоритами. Имеется изохронная дати ровка пород как первой, так и второй фазы (2050 + 23 [Чернышов и др., 1998] и 2041 ± 49 млн. лет), которая является реперной.
Формы залегания метавулканогенных и метавулканогенно-осадочных пород
Метаморфизованные вулканиты стрелицкой толщи слагают палео-потоки и палеопокровы (рис. 3.2.4), судя по широкой распространенности на большой площади однородных по составу пород. В, казалось бы, монотонных толщах реально выявление последовательных лавовых излияний. Конечный продукт такого древнего излияния базальтов представлен горизонтом метаморфических пород, в котором от подошвы к кровле наблюдается смена текстурных особенностей (сланцеватые массивные- сланцеватые- полосча-тые), структур (гранолепидобластовая-»мелкопорфиробластовая- порфиро-бластовая- гранолепидобластовая), минерального состава (уменьшение ко личества кварца, увеличение количества актинолита, а затем смена парагенезиса Q-Ep-Act на Q-Ep-Cal-Chl) и химического состава (уменьшение Si02). Подобное строение горизонта интерпретируется как зональность палеопотока (от подошвы к кровле): вулканокластит -афировый базальт- порфировый ба-зальт- афировый базальт вулканокластит- туф базальта—вулканогенно-осадочная порода (рис. 3.2.1). Смена количественно-минерального и химического состава отражает неоднородность самого потока и общую тенденцию эволюции магматического очага во времени. Менее отчетливо подобная зональность наблюдается в палеопотоках кислых метавулканитов. Мощность палеопотоков и покровов изменяется от 2-10м (кислые метаэффузивы) до 1-20м (метабазальты).
Субвулканические тела, как уже было сказано, залегают среди мощных ритмичнопостроенных толщ метаосадочных пород (второй тип разреза; рис 3.3.4). Наименее мощные (0,1-1,0м) из них, вероятнее всего, представляют собой байковые образования. Они характеризуются отчетливыми рвущими контактами с вмещающими породами (рис. 3.2.3а), тонкозернистым строением, редкой встречаемостью реликтовых вкрапленников, сланцеватыми, иногда плойчатыми текстурами. Относительно мощные (2-40м) тела субсогласны со сланцеватостью вмещающих пород (рис. 3.2.36). Такие субсогласные тела относятся к силлоподобным. Они имеют зональное строение определяемое сменой (от контакта к центру тел) сланцеватых разновидностей массивными, увеличением размеров реликтовых фенокристаллов плагиоклаза (в метапла-гиориодацитах) и порфиробласт амфибола (апофенокристаллов). Таким об (скважина 570с):
Метабазиты кварц-актинолитовые: 1- массивные (массивные, как правило, порфировые метабазальты), 2- сланцеватые (афировые базальты вблизи контакта), 3- полосчатые (эндоконтактовая порода), 4- порфиробласты (апофенок-ристаллы) амфибола разного размера.разом, первичная зональность силлоподобных тел обусловлена следующей сменой зон: зона закалки-»афировый базальт -мелкопорфировый ба-зальт крупнопорфировый базальт- мелкопорфировый базальт-» афировый базальт—» зона закалки (рис. 3.2.2). В субвулканических телах кислого состава выявленная зональность менее проявлена в связи с их небольшой мощностью 2-1 Ом, по сравнению с телами метабазитов (до 40м).
Породы, интерпретируемые как первично вулканокластические и осадоч-но-вулканогенные (туфы, туффиты), либо участвуют в строении зональных палеопотоков как кислых, так и основных метавулканитов, либо образуют самостоятельные тела - слои и прослои (рис. 3..4) в толщах метаосадочных и метавулканогенно-осадочных образований. Мощность слоев метамор-физованной вулканокластики изменяется от 0,5 до 10-20м. В существенно ме-тавулканогенном типе разреза отчетливо прослеживается постепенная смена снизу вверх эффузивной вулканической деятельности экструзивной.
Метаэффузивы подгоренской толщи чрезвычайно неоднородны по количественно-минеральному и химическому составам и, в противоположность метавулканитам стрелицкой толщи, отличаются отсутствием ареального распространения. Это обстоятельство позволяет предположить, что для ранне-лосевского вулканизма характерен трещинный тип излияний и, соответственно, формы мевулканогенных тел в виде покровов и потоков, а познелосевско-му вулканизму присущи стратовулканы центрального типа и, соответственно, формы метавулканогенных тел - преимущественно потоки. Палеопотоки подгоренской толщи сложены метаплагиобазальтами, метаандезибазальтами, метаферробазальтами-андезибазальтами, редко метаандезитами и метапла-гиодацитами. Видимая мощность их составляет 5-30м. Палеопотоки метапла-гиобазальтов и метаандезибазальтов слабо зональны, встречаются на различных уровнях разреза, переслаиваются с метавулканокластическими, мета-вулканогенно-осадочными породами и палеопотоками другого состава. Отчетливую зональность удалось проследить в палеопотоках ферробазальтов-андезибазальтов по миндалинам кварца. Количество и размеры их увеличиваются от центра к кровле палеопотока. В приконтактовых зонах породы приобретают сланцеватость, нередко карбонатизированы, окварцованы, брекчи-рованы. Во внутренней части палеопотоков появляются агрегаты актинолита и хлорита по пироксенам (?).
Субвулканические тела (рис. 3.2.4) подгоренской толщи представлены дифференциатами кремнекислого и среднего состава мощностью до 150м. Субвулканиты основного состава имеют меньшую мощность (1-1 Ом) и состоят из средне-крупнозернистых метагаббро-порфиритов и метагаббро. Субвулканические тела средне-кислого состава более раскристаллизованы, характеризуются крупными фенокристаллами плагиоклаза, следами вязкопластичного течения в виде ориентированных реликтовых лейст плагиоклаза основной массы, что указывает на их экструзивный генезис. Таким образом, следует различать:1) экструзии, возможно, выжатые на дневную палеповерхность (со следами вязкопластичного течения, редкими фенокристллами (фото 4.14));2) субвулканиты кристаллизовавшиеся в гипабиссальных условиях (крупнопорфировые, серийнопорфировые, зонального строения: зона закал-ки -мелкопорфировый диорит-порфирит -крупнопорфировый диорит-порфирит -» мелкопорфировый диорит-порфирит - зона закалки) (скв. 585С, интервал 208,0-212,Ом.).
Метавулканокластические и метавулканогенно-осадочные образования слагают как мощные пласты (около 25м), так и относительно тонкие прослои (10-20см). Метавулканокластиты пространственно связаны с их эффузивными аналогами, но иногда встречаются в разрезах, вскрывающих метавулканогенно-осадочные породы (скв.054). В данном случае они характеризуются релик
Подгоренская толща
Образования подгоренской толщи менее метаморфизованы относительно пород стрелицкой толщи. В них сохраняются реликтовые структуры не только кислых и средних вулканитов, но и основных. Что позволяет применять к ним терминологию вулканических пород по рекомендации [Классификация и номенклатура ..., 1992; Маракушев и др., 1987]. Несмотря на сохранение кай-нотипной номенклатуры, при выделении разновидностей приходилось использовать количественное соотношение метаморфических минералов, так как первичные темноцветные минералы в вулканитах замещены более поздними метаморфическими. Особенно ярко это проявлено в метабазитах.
С учетом текстурно-структурных (главным образом, реликтовых) особенностей и количественно-минерального состава среди образований подгоренской толщи выделяются следующие группы пород: 1) Метаферробазальты-андезибазальты, их метатуфы; 2) Метаплагиобазальты-андезибазальты, их метатуфы; 3) Метаандезиты-андезидациты, их метатуфы; 4) Метаплагиодациты-плагиориолиты, их метатуфы; 5) Метавулканогенно-осадочные породы. Метаферробазальты2-андезибазальты, их метатуфы Как правило, образуют простые (мощностью 10-15м) палеопотоки и сложно построенные тела (мощность более 20м), которые находятся в нормальном переслаивании с породами других групп. В разрезе они занимают преимущественно нижние и средние части. Контакты с выше и ниже лежащими породами резкие, четкие, подчеркиваются прожилками кварц-карбонатного состава, зонами рассланцевания и, иногда, катаклаза.
Рассматриваемые породы различные по содержанию кремнезема мета-ферробазальты (Si02=47-53%) и метаандезибазальты (Si02=53-57%) объединены в одну группу по признакам пространственной связи (как правило, они участвуют в строении сложно построенных вулканогенных тел мощностью более 20м тел), близости минерального состава и петрохимическои общности (относятся к толеитовой петрохимическои серии).
Породы имеют мелко-среднезернистое сложение, массивные, реже сланцеватые (ближе к контактам) текстуры. Реликтовые структуры слабо проявлены и представлены порфировыми разновидностями. Агрегаты хлорита и ак-тинолита замещают, по-видимому, фенокристаллы пироксенов (?). «Порфировые» разновидности слагают средние части палеопотоков. Характернее для этих пород равномернозернистое сложение без видимых признаков реликтовых фенокристаллов. Залегание в нижних и верхних частях палеопотоков, позволяет предположить их первично афировое строение. В редких случаях сохраняется реликтовая интерсертальная структура (фото 4.9). Распознать отношение породы к пирокластической или эффузивной фации в рассматриваемой группе достаточно сложно. Вместе с тем, учитывая однородность пород по минеральному составу в пределах отдельного интервала опробования, можно лишь предположить, что вулканокластика, соответствующая по составу меланобазальтам-андезибазальтам, развита ограниченно и представлена сланцеватыми метаморфическими породами, слагающими прикровельный уровень палеопотоков. Характерной чертой этих пород являются реликтовые миндалины сложенные агрегатом, а чаще всего едиными зернами кварца2 Название дано по [Петрографический кодекс, 1995], Кф=73-81. (фото 4.9). Размеры миндалин зависят от положения образца в разрезе па-леопотока. Ближе к центральной части количество (1-2% от объема породы) и размеры (0,5-2мм) миндалин не велики. От центра к кровле палеопотока увеличиваются количество (10%) и размеры (до 1 см) миндалин. Миндалины другого (эпидот-хлоритового) состава в метаферробазальтах-андезибазальтах очень редки.
Породообразующие минералы представлены актинолитом, количество которого варьирует от 10-25% в метаандезибазальтах до 30-60% в метафер-робазальтах, кварцем (1-7%), хлоритом (15-40%), эпидотом (в среднем 15%), плагиоклазом-альбитом (от единичных зерен в наиболее меланократовых разновидностях, до 20% в метаандезибазальтах), карбонатом (5-10% и рудными минералами (от 0,5-1% до 5-7%). Таким образом, метаферробазальты-андезибазальты представлены кварц-эпидот-актинолит-рудной±хпор\лт-±альбит±карбонат минеральной ассоциацией.
Метаплагиобазалыпы-андезибазалыпы, их метатуфы. Наиболее распространенным типом пород подгоренской толщи являются метаплагиоба-зальты и метаандезибазальты. Степень их изменения определяется низкотемпературной ступенью зеленосланцевой фации метаморфизма. Сланцеватость проявлена обычно в пирокластических аналогах, контактовых зонах па-леопотоков и на участках милонитизации. По структурно-текстурным особенностям метаплагиобазальты-андезибазальты очень разнообразны. Отмечаются реликтовые афировые, порфировые (фото 4.11), массивные, миндале-каменные разновидности. Миндалины в этой группе пород наблюдаются повсеместно. Выполнены они карбонатом, кварцем и карбонатом, эпидотом и хлоритом. Вкрапленники реликтовых порфировых разновидностей представлены сосюритизированным и раскисленным плагиоклазом. Иногда плагиоклаз сохраняет реликтовую первичномагматическую зональность. Наблюдаются гломеропорфировые сростки вкрапленников. Псевдоморфозы эпидота, хлорита, актинолита по темноцветным минералам очень редки. В наиболее интенсивно метаморфизованных породах порфиробласты представлены актинолитом. Как отмечалось, рассматриваемые породы имеют минеральный состав с широкой вариацией составов. Основная масса сложена, как правило, мелкими
Подгоренская толща
Метавулканогенные породы подгоренской толщи представлены мета ферробазальт-андезибазальтами, метаплагиобазальт-андезибазальтами, ме-таандезит-андезидацитами, метаплагиодацит-плагиориолитами. Метаандези-базальты будут рассмотрены совместно с метабазальтоидами в виду их пространственной связи (частое сонахождение в единых зональных телах), общности минерального состава и единообразия петрохимических характеристик.
Метаферробазальт-андезибазалыпы по содержанию кремнеземаЩ петрохимическую ассоциацию ферробазальт-андезибазальтового состава.
Они характеризуются высоким содержанием Ті02 (до 2,38мас%) и суммы оксидов железа (11,9-18,6мас%). По количеству щелочей они, в своем большинстве, относятся к нормальнощелочным породам (табл. 5.2.1). По соотношению K20/Na20 выделяется только натриевая (K2O/Na2O=0,01-b0,28) серия (рис. 5.2.1). Коэффициент глиноземистости позволяет выделить среди них низкоглиноземистые метаферробазальты-андезибазальты (аГ=0,45 -0,86). Отношение FeO /MgO (2,5- 4,2) классифицирует породы как толеиты.
Метаплагиобазальт-андезибазальты Частое нахождение метапла-гиобазальтов и метаандезибазальтов в переслаивании, участие в строении единых тел, непрерывное увеличение кремнезема от 47,5 до 57,0 мас% позволяет отнести их к непрерывному сингенетическому ряду метаплагиоба-зальт-андезибазальтов. Породы характеризуются высокими содержаниями суммы щелочей (до 6,27мас%), нередко очень высокими концентрациями глинозема (до 23, 9мас%), Ті02 (до 2,1мас%), стабильно низким количеством суммы оксидов железа (7,5-12,5мас%) (табл. 5.2.2). На классификационной диаграмме кремнезем-щелочи фигуративные точки метаплагиобазальт-андезибазальтов попадают в основном в поле пород нормальной щелочности и частично в поле субщелочных пород. По соотношению K20/Na20 выделяются натриевая (большинство анализов) и калий-натровая серии (K2O/Na2O=0,02-H ,00). Коэффициент глиноземистости позволят преобладающую массу пород отнести к умеренно- и высокоглиноземистым (аР=0,7-И ,8). По отношению FeO /MgO породы разделились на две серии толеитовую и из-вестковощелочную (рис. 5.2.1). Фигуративные точки пород (рис. 5.2.1) расположились вблизи разделительной линии толеитовой и известково-щелочной серий. На диаграмме AFM (рис. 5.2.1) все они попадают в поле известково-щелочной серии, что позволяет закрепить за метаплагиобазальт-андезибазальтами их принадлежность данной петрохимической серии.
Метаандезит-андезидациты. Плохая опробованность, их меньшая частота встречаемости по сравнению с другими группами пород (что вовсе не означает их природной редкости), пирокластические и субвулканические генетические типы их проявлений определили малое количество анализов по рассматриваемым породам. Отличительными особенностями средних пород являются низкие количества МдО (1,5- 5,0мас%) и относительно повышенные содержания К20 (до Змас%). По содержанию суммы щелочей метаандезит-андезидациты относятся к породам нормальной щелочности (табл. 5.2.2). По величине K20/Na20 выделяется только калий-натриевая серия (K2O/Na2O=0,26-ьО,94). По коэффициенту глиноземистости среди них различаются высоко- и весьма высокоглиноземистые метаандезит-андезидациты (аГ=1,1-3-2,5). Судя по отношению FeO /MgO они относятся к известково-щелочной серии (рис. 5.2.1). Метаплагиодацит-плагиориолиты зачастую представлены породами субвулканических и пирокластических фаций. По содержанию кремнезема образуют сингенетический ряд метаплагиодацит-метаплагиориодацит-метаплагиориолит (Si02=64,1V76,8Mac%) (табл. 5.2.3). Содержание суммы оксидов щелочей (3,9-н7,1мас%) позволяет отнести их к группе низкощелочных риодацитов по [Магматические горные ..., 19871]. По величине отношений K20/Na20 выделяются натриевая и калий-натриевая серии (K2O/Na2O=0,01-H,32). Коэффициент глиноземистости достигает значения 5,7, то есть породы относятся к весьма высокоглиноземистым, большей частью, к высокоглиноземистым (рис. 5.2.1).
Общая характеристика. Петрографическое и петрохимическое изучение пород подгоренскои толщи позволяет выделить два сингенетических ряда метавулканитов: метаферробазальт-метаандезибазальт (характеризуются фенеровскимтрендом изменения относительных содержаний суммы оксидов железа), 2)метаплагиобазальт-метаандезибазальт-метаандезит-метаандезидацит-метаплагидацит (характеризуются боуэновским трендом изменения относительных содержаний суммы оксидов железа). Эти ряды имеют общие черты - высокие концентрации щелочей, натриевый характер продуктов вулканизма. Метаферробазальт-андезибазальты являются низкоглиноземистыми. В породах второго сингенетического ряда происходит смена умеренно- и высокоглиноземистых базальтов-андезибазальтов высоко- и весьма высокоглиноземистыми андезитами-плагиориодацитами. Таким образом, непрерывное распределение кремнезема в метавулкани-тах подгоренскои толщи указывает на принадлежность их полно- и непрерыв-нодифференцированной метабазальт-андезит-(плагиодацит)-плагиориолито-вой формации. По химическим особенностям можно выделить две подформа-ции (серии): толеитовую метаферробазальт-андезитовую и известково-ще-лочную метаплагиобазальт-андезит—плагиодацит)-плагиориолитовую. Содержание метавулканитов известково-щелочной серии оценивается следующим образом: метаплагиобазальты и метаандезибазальты (47%), метаанде-зиты (29%), метаплагиодациты и метаплагиориодациты (24%)(рис. 5.2.2). разрезов показывает крайнюю неоднородность строения подгоренскои толщи, но тем не менее, гомодромныи характер вулканизма и постепенная смена вулканической деятельности осад-конакоплением наблюдается во всех опорных точках наблюдения. 102 Приведенные данные по химическому составу пород подгоренской толщи позволяют сделать следующие выводы: 1. Метаферробазальт-андезибазальты подгоренской толщи относятся к низкоглиноземистым базитам нормальной щелочности натриевой, высокотитанистой серий с четко выраженным фенеровским (толеитовым) трендом дифференциации. 2. Метаплагиобазальт-андезибазальты, метаандезит-андезидациты и метаплагиодацит-плагиориолиты подгоренской толщи принадлежат к извест-ково-щелочной серии, характеризуются умеренной, высокой и весьма высокой глиноземистостью, принадлежат натриевой и калий-натриевой сериям. 3. Метавулканиты подгоренской толщи относятся к полно- и непрерыв-нодифференцированной метабазальт-андезит-(плагиодацит)-плагиориоли-товой формации раннего протерозоя. 4. В составе метавулканогенной формации подгоренской толщи выделяются две подформации: толеитовая метаферробазальт-андезибазальтовая и известково-щелочная метаплагиобазальт-андезит-(плагиодацит)-плагио-риолитовая.
