Реферат: Уральская петрографическая практика 
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. <Очки> 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)
Карьер
<Радостный> расположен на западе центральной части тараташского
комплекса. Он имеет субширотное простирание и расположен в 22 км от посёлка
Магнитка, где ведётся промышленная разработка руд железистых кварцитов.
В
коренных обнажениях и отвалах северной стенки карьера преобладают разнообразные
темноцветные породы с большим содержанием меланократовых минералов, чем
лейкократовых. Вдоль южной стенки преобладают метапеллиты. Главнейшие типы
пород в северной стенке - метабазиты, среди которых преобладают амфиболиты,
платоклаз-пироксеновые сланцы, представленные в виде линзовидных выделений в
роговообманковом сланце, а также сланцы и гнейсы различного состава.
Амфиболитизированный
пироксен-плагиоклазовый сланец. Амфибол - 60%, плагиоклаз - 30%, пироксен -
10%. Структура среднезернистая, текстура массивная. Чёрная порода, на
выветренной поверхности - с белым налетом, проявляющим зёрна плагиоклаза. Зёрна
роговой обманки изометричные, размером до 3 мм, встречаются линзовидные
участки, выполненные мелкими разноориентированными кристаллами роговой обманки
по пироксену. В породе, вероятно, содержится плагиоклаз (лабродорового состава)
микрозернистый, что подтверждается характерными следами выветривания.
Встречаются зёрна с более сильным металлическим блеском и слабыми магнитными
свойствами - это может быть магнетит. Вероятно, раньше это был
пироксен-плагиоклазовый сланец. Иногда эти породы биотитизированы и в некоторых
появляется ортопироксен, чьи зёрна удлиненные до 12 см. В этих же зёрнах
наблюдается замещение пироксена амфиболитом и биотитом. Биотит окаймляет зёрна
пироксена. В данных породах зёрна биотита пластинчатые, разноориентированные,
различных размеров до 3 - 5 мм.
Биотит-полевошпатовый
гнейс Fsp - 50%, Qtz - 30, Bt - 20%. Структура от мелкозернистой до
среднезернистой, текстура полосчатая. Цвет от светло до тёмно - серого.
Лейкократовые минералы представлены полевым шпатом зеленовато-серого цвета,
зёрна изометричной формы, размером до 3 - 4 мм и кварцем серого цвета с жирным
блеском, зёрна изометричные, размером до 3 мм. Размер полос до 1 см. Меланократовый
минерал представлен биотитом, размер прослоев до 5 мм. Цвет чёрный, зёрна
пластинчатые, размером до 1 мм. Пластинки ориентированы вдоль полосчатости, что
задаёт общую полосчатость. В некоторых породах гранат-биотитовых гнейсах в
меланократовых полосах присутствуют порфиробласты граната коричневого цвета,
изометричной, округлой формы до 4 мм в поперечнике. В результате гранитизации
гнейсы, которые мы наблюдали, могут содержать линзы лейкократовых минералов с
порфиробластами граната. В таких участках структура породы
порфирогранобластовая (в лейкократовых участках) или
порфиро-липидогранобластовая (в меланократовых полосах).
Амфиболит:
структура разнозернистая, текстура массивная. Амфибол: чёрный, крупные зёрна,
удлиненные преимущественно в одном направлении, размер зёрен до 5 мм.
Плагиоклаз: зеленовато-серого цвета, структура среднезернистая, зёрна
изометричной формы, размером до 2 мм. Характер контакта: граница ровная, не
резкая, на границе существенно полевошпатовая жила. Амфиболит может содержать
кварц, чьи зёрна изометричные до 2 мм.
Также
в обвалах часто встречаются разнообразные железистые кварциты, магнетитовые
породы и хлорид-кварцевые породы. Последние представляют собой обломки линз или
кварцевых жил, по трещинам которых развит преимущественно хлорит. Железистый
кварцит. Mt - 75%, Qtz - 20% Зеленовато-чёрный минерал <5%. Структура
среднезернистая, текстура массивная, цвет зеленовато-чёрный. Зёрна кварца
изометричные до 3 мм. Зёрна магнетита изометричной формы до 2 мм. Встречаются
зеленовато-чёрный минерал с шелковистым блеском, с низкой твердостью, зёрна
размером до 5 мм.
Магнетитовая
порода. Цвет чёрный, блеск металлический. Структура среднезернистая, текстура
массивная. Сечения зёрен изометричные, зёрна разноориентированные, размером до
2 мм. Так как эту породу мы наблюдали только в обвалах, то соответственно
какой-либо контакт их с другими породами мы не наблюдали, следовательно, о
происхождении данной породы мы сказать ничего не можем.
Хлорид-кварцевая
порода. Chl - 70%, Qtz - 30%. Агрегаты кварца слагают мономинеральные линзы и
полосы, мощностью в первые миллиметры, гафрированные. Их прорывают плёнки
тонкозернистого, преимущественно хлоритового агрегата.
Коренные
обнажения сложенные описанными породами, залегающими моноклинально, покрыты
продуктами их выветривания и сильно трещиноватые. По этой причине наблюдение
взаимоотношений этих пород оказалось затруднено. Предположительно они залегают
согласно в составе единой полосчатой пачки, либо образуют линзы.
Описанная
толща пород в северной части стенки прорвана серией дайковых тел, имеющих
субмеридиональное простирание и мощность 1,5 м. Породы, слагающие эти тела
интенсивно серпентинизированы, из этого можно сделать вывод об их
ультрамафитовом составе. Благодаря интенсивной серпентинизации, породы стали
более пластичными, из-за этого они интенсивно деформированы, мелонитизированы.
Тёмные и мелкозернистые серпентиниты пересечены трещинами и разделены ими на
отдельные клиновидные блоки размером 10 - 20 см в поперечнике. Их поверхность
представляет собой зеркало скольжения.
В
коренных обнажениях в южной стенке карьера наблюдается полосчатость гнейсов. Её
элементы залегания - азимут падения 140, угол падения - 70. эта полосчатая
толща перемещена без видимого смещения дайкой. Залегающей под углом 30, с
азимутом падения 310. Дайка мощностью около 2 метров сложена афировыми
диабазами. В отвалах также встречаются диабазы с серийно-порфировой структурой
и долерит с зеркалами скольжения, наличие которых указывает нам на
тектонические перемещения. Данная порода приурочена к дайке, которую в коренных
выходах мы непосредственно не наблюдали.
Диабаз.
Порода от светло-серого до чёрного цвета. Контакт тёмно-зеленовато-серого цвета
афировых диабазов с метаморфической породой, сложенной преимущественно роговой
обманкой, имеет среднезернистую структуру. Зёрна роговой обманки
короткостолбчатые, размером до 2 мм. Встречаются гидротермальные прожилки. В
некоторых диабазах наблюдаются различные генерации вкрапленников плагиоклаза.
Из жильных пород, кроме диабазов, иногда встречаются и долериты. Меланократовых
минералов 20 - 30%, лейкократовых 70 - 80%. Структура среднезернистая, текстура
массивная. Цвет от серого до чёрного. Зёрна пироксена изометричные, размером до
1 мм. Зёрна плагиоклаза изометричные, удлиненные, размером до 2 мм. Встречаются
зёрна кварца, размером до 1 мм.
Наблюдаемые
нами минеральные ассоциации плагиоклаз-пироксеновых и биотитизированных
плагиоклаз-ортопироксеновых сланцев были образованы на стадии метаморфизма
двупироксен-плагиклазовых сланцев. В таких же условиях были образованы
биотитовые гнейсы с линзами лейкократовых минералов и порфиробластами граната,
в состав которых входит кварц - это фация гранат-кордиерит-гиперстеновых
гнейсов. При наложении границ этих фаций друг на друга можно приблизительно
выделить термодинамические условия их образования: T (800 - 1000), Р (200 -900
мПа). Это указывает на то, что видимые нами минеральные ассоциации пород
метапилитовых и метабазитовых составов в одно и то же время при одинаковых
термодинамических условиях. Некоторые из пород метабазитов таких, как
амфиболитизированные сланцы, были подвергнуты регрессивным изотермическим
преобразованиям в условиях амфиболитовой фации.
Амфиболиты
и кварцевые амфиболиты, прошедшие амфиболитовую стадию метаморфизма метабазитов
по термодинамическим условиям образования перекрываются с биотитовыми и
гранат-бититовыми гнейсами, претерпевшими стадию метаморфизма андалузит -
биотитовых гнейсов, что также дает возможность сузить интервал
термодинамических условий, при которых образовались данные породы до T ( 600 -
700) и Р (100 - 500 мПа).
5.1.2. Ильменогорский комплекс.
Ильменогорский
метаморфический комплекс слагает восточное крыло и южную переклиналь
Ильменогорской антиклинали, в ядре которой выходят породы архейско-нижнепротерозойской
серии гнейсов, амфиболитов и кристаллических сланцев. По этим породам часто
развиваются полосчатые среднезернистые мигматиты и щелочные метасоматиты -
фениты (Борисенок и др., 2000). Возраст Ильменогорского комплекса определен
уран-свинцовым методом как 1850+-30 миллионов лет (PR1il).
Мы
наблюдали обнажения ильменогорской толщи в западной части Ильменского
Государственного заповедника вдоль трассы Миасс-Чебаркуль, также на Чашковском
гранитогнейсовом массиве, где эти породы уже изменены процессами гранитизации.
В Блюмовской копи и Эшимитовой горке эти породы являются вмещающими. В 4 км от
города Миасс по трассе Миасс-Чебаркуль у обочины дороги наблюдается коренной
выход ритмично-полосчатой толщи, сложенной 4 элементами:
1.
Гнейсы биотитсодержащие с лепидогранобластовой структурой и со сланцеватостью
по биотиту, и гнейсовой по кварцу текстурой. Сложены белыми изометричными
зёрнами плагиоклаза до 3 мм ( 80%), уплощенными серыми зёрнами кварца ( 15 -
18%) и зёрнами биотита ( менее 5%).
2.
Меланократовые биотитовые гнейсы, аналогичные вышеописанным, но с большим
содержание биотита.
3.
Амфиболиты биотитсодержащие, с гранобластовой структурой, неяснополосчатой и
сланцеватой текстурой. Сложены удлиненными зёрнами роговой обманки (50%),
изометричными зёрнами плагиоклаза до 2 мм (45%), уплощенными вдоль плоскости
сланцеватости зёрнами биотита (5%). В породе встречаются изометричные
порфиробласты граната размером до 4 мм.
4.
Плагиоклаз-клинопироксен-амфиболовые сланцы, сложенные зёрнами роговой обманки
(35%) размером до 1 мм, удлиненными, клинопироксеновыми зёрнами до 1 мм (35%),
изометричными зёрнами плагиоклаза до 2 мм (30%).
В
некоторых местах видно, как полосчатая толща деформирована в изоклинальные
складки, замки которых далеко не всегда видны, т.е. их шарниры лежат в
плоскости обнажения.
Гнейсовость
по кварцу согласна с общим направлением полосчатости в крыльях складки и дайках
с границами полос в складках.
Мощность
прослоев гнейсов и биотитовых гнейсов составляет несколько сантиметров, амфиболитов
и плагиоклаз-клинопироксен-амфиболовых сланцев достигает 30 см. залегание пород
здесь нормальное, с Аз пд 90, углом падения 35.
При
движении на юго-запад мощность гнейсов резко возрастает и в Блюмовской копи
достигает 50 см, в то время как амфиболит и сланца свою мощность сохраняют. Это
связано с возрастанием роли терригенного материала. При этом падение толщи
остается постоянным, а азимут меняется до 108 на Блюмовской копи и до 120 на
Эшенитовой горке. Это свидетельствует о том, что данные породы опоясывают
Ильменогорский щелочной массив.
Ритмично-полосчатое
строение с четкой приуроченностью определенных пород к определенным частям
ритма свидетельствует о параприроде всех описанных выше пород. Исхода их
состава пород, можно предположить, что гнейсы до метаморфизма были
кварцевожилистыми породами с долей терригенно-обломочного материала. При
возрастании количества пелитового материала образовались биотитовые гнейсы.
Повышение доли карбонатного материала в глинистых осадках должно приводить к
образованию глинисто-карбонатных пород типа мергелей, аналогами которых после
метаморфизма стали биотитсодержащие амфиболы. Верхняя часть ритма уже
характеризовалась преобладанием карбонатного материала над глинистым, что нашло
отражение в появлении более богатых кальцием
плагиоклаз-клинопироксен-амфиболовых сланцев. Метаморфические преобразования
ритмично-полосчатых кремнисто-аломосиликатно-карбонатных осадочных толщ
Ильменогорской свиты протекали в условиях фации гранатовых амфиболитов. Именно
в этом диапазоне температур и давлений в породах метабазитового состава
устойчивым становится минеральный парагенезис плагиоклаз-роговая обманка-гранат
с или без кварца, играющий породообразующую роль в описанных амфиболитах что
касается метапелитов, представленных в ильменогорской толще биотитовыми
гнейсами, их минеральные ассоциации ( биотит-калиевый полевой шпат - плагиоклаз
- кварц) устойчив в гораздо более широком диапазоне температур и давлений: от
нижних ( по температуре) границ фации гранат-биотитовых гнейсов и вплоть до
температур плавления.
Таким
образом, метабазитовых ассоциаций в данном случае оказывается более
информированными с точки зрения ограничения диапазона условий метаморфических
преобразований.
Список литературы
Для
подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://geo.web.ru
|
