Субаэральные вулканогенные
образования улутауской свиты (живет-фран)
завершают разрез вулканитов, изучаемых в ходе
практики. Как и породы карамалыташской свиты, они
распространены в северной части Магнитогорской
мегазоны, но несколько ближе к ее восточной
границе. В районе с. Первомайка улутауская
свита характеризуется трехчленным строением
(Магматические и метаморфические ..., 1987).
1. Нижняя часть разреза свиты
сложена лавами и туфами зеленовато-серых
андезитов и андезибазальтов; вверх по разрезу
содержание вкрапленников увеличивается,
достигая 15-20% при размерах до 4 мм. Вкрапленники
представлены плагиоклазом, пироксенами и
амфиболом.
2. Окварцованные и аргиллизованные
флюидальные лавы, лавобрекчии и
игнимбритовидные туфы риодацитов - сложные для
полевой диагностики породы с преобладающей
афанитовой структурой. Окраска пород -
светло-серая, нередко буроватая из-за
лимонитизации. В некоторых случаях заметны
реликты вкрапленников или кристаллокластов,
брекчиевидная текстура, фьямме или
флюидальность.
3. Афировые и мелкопорфировые
риодацитовые лавы - местами массивные, местами с
ясной ровной флюидальностью, позволяющей
оценить залегание толщи вулканитов. Часто породы
имеют пористую текстуру, обусловленную
гидротермальными изменениями В основании
данного горизонта выявлен линзовидный прослой
вулканомиктовых песчаников и алевролитов
мощностью до 5 м, с отчетливой параллельной и
градационной слоистостью. Слойки различаются
размером зерен и имеют мощность от миллиметров
(туфоалевролиты) до первых десятков сантиметров
(крупнозернистые туфопесчаники).
Стратифицированные вулканиты
прорваны многочисленными субвулканическими и
жерловыми телами. Сравнительно крупные тела
(первые сотни метров), возможно, являющиеся
экструзивами, сложены серыми буроватыми
мелкопорфировыми дацитами. Эти тела, как и вся
толща, прорваны серией мелких штоков и даек
порфировых андезитов и наиболее поздних
мелкопорфировых зеленоватых базальтов.
Некоторые из базитовых тел, очевидно, являющиеся
жерловыми, характеризуются значительной
латеральной структурно-текстурной
изменчивостью; к ним же приурочены участки
интенсивных гидротермальных преобразований
вулканитов, вплоть до образования вторичных
кварцитов.
 |
|
Рис. 2.19. Микрофотографии
риолитовых туфов улутауской свиты
|
Риолитовые лавы - светло-желтовато-серые мелкопорфировые
породы, массивные или флюидальные. Вкрапленники размером до 2-3 мм занимают
не более 3-4% объема и представлены альбитизированным плагиоклазом и резорбированным
кварцем. Основная масса, изначально стекловатая (витрофировая), полностью девитрифицирована
и превращена в микрогранобластовый и микропойкилобластовый агрегат кварца и
полевых шпатов с тонкодисперсными рудными минералами и мелкими скоплениями хлорита,
серицита и кальцита. Флюидальность выражена в чередовании тонких (около миллиметра)
выдержанных по мощности слойков с различной интенсивностью девитрификации и
гидротермальных изменений.
Риолитовые туфы (рис.2.19) отличаются от лав комковатой
формой отдельности и слабо выраженной брекчиевидной текстурой. Сложены обломками
кристаллов кварца (до 0.5 мм), альбитизированного плагиоклаза (до 1 мм) и мелкими
(до 1 см) литокластами порфировых риолитов и дацитов, погруженными в девитрифицированный
матрикс. Иногда в породах присутствуют фьямме до 1 см длиной, представленные
теми же мелкопорфировыми риолитами с интенсивно серицитизированной основной
массой (породы в этих случаях приобретают игнимбритовую текстуру).
Для дацитов типичны
сериально-порфировые структуры. Вкрапленники
представлены альбитизированным плагиоклазом
(0.5-3 мм, около 10%) и единичными чешуйками
хлоритизированного биотита. В основной массе
присутствуют разноориентированные микролиты
плагиоклаза. По стеклу развит агрегат мелких
зерен кварца, полевых шпатов (нередко в форме
сферолитов до 0.3 мм), хлорита и серицита.
Андезиты содержат вкрапленники
(1-3 мм) альбитизированного плагиоклаза (15-20%), а
также биотита и амфибола (12-17%), полностью
замещенных кальцитом и гидрослюдами. В основной
массе микролиты плагиоклаза (0.02-0.05 мм) и редкие
зерна магнетита погружены в
хлорит-серицит-карбонатный матрикс, развившийся
по стеклу и железо-магнезиальным минералам.
 |
|
Рис. 2.20. Микрофотографии миндалекаменных базальтов улутауской
свиты
|
Базальты (рис.2.20) - темно-зеленые афировые миндалекаменные
породы, сложенные ориентированными лейстами плагиоклаза (0.1-0.2 мм), мелкими
(0.02-0.1 мм) зернами рудного минерала и полностью хлоритизированными железо-магнезиальными
минералами и стеклом. Миндалины (0.2-3 мм) выполнены кальцитом и хлоритом; иногда
они удлинены параллельно ориентировке плагиоклазовых лейст.
Вторичные изменения кислых
пород выражены в интенсивном замещении
основной массы серицитом, кварцем, кальцитом и
хлоритом. В андезитах и базальтах изменения
заметно слабее, что указывает на их формирование
после прекращения активной фумарольной
деятельности.
Буроватая окраска вулканитов, их фациальный состав и незначительное
распространение осадочных пород указывают на формирование улутауской свиты в
наземной обстановке (отдельные линзовидные горизонты вулканомиктовых песчаников
и алевролитов накапливались, очевидно, в небольших изолированных депрессиях
палеорельефа). От более древних вулканогенных образований породы данного подразделения
отличаются повышеными содержаниями SiO2, наличием непрерывного
ряда составов (рис.2.6, 2.7)
и проявлениями антидромной петрохимической эволюции
(снижение кремнекислотности магматитов со временем). Вулканитам улутауской свиты
свойственны пониженная железистость и титанистость (рис. 2.7б,в; 2.8),
что свидетельствует об их принадлежности к известково-щелочной
серии.
Непрерывные петрохимические серии
вулканитов типичны для энсиалических островных
дуг и активных континентальных окраин
андийского типа, а также для орогенных этапов
эволюции подвижных поясов. Генерация широкого
спектра составов магматических пород
связывается с обстановкой максимального подъема
геоизотерм и образованием очагов как в
мантийном, так и в коровом субстрате, а также со
смешением магм из различных источников (Фролова,
Бурикова, 1997).
Оценивая общие закономерности
эволюции вулканизма Магнитогорской мегазоны,
необходимо отметить следующее:
1. Ареал вулканической деятельности
со временем смещается на восток (возможно, это
связано не только с миграцией вулканических
центров, но и с моноклинальным характером
залегания стратифицированных толщ).
2. Подводные извержения сменяются
наземными.
3. Коэффициент эксплозивности для
вулканитов поляковской толщи близок к нулю, а для
более молодых образований колеблется в
интервале 50-100%.
4. Однородные базальтоидные
вулканогенные формации со временем сменяются
контрастными (базальт-дацитовыми и
базальт-риолитовыми) и непрерывными
базальт-андезит-дацит-риолитовыми. Данная
последовательность фиксирует постепенную смену
чисто мантийной магмогенерации
мантийно-коровой. Общая гомодромная
направленность эволюции магматизма может быть
объяснена двумя причинами: 1) процессом
генерации молодой сиалической коры
("континентализацией") и 2) вовлечением в
магмообразование блоков уже существующей
континентальной коры при общем подъеме
геоизотерм. Антидромные тенденции,
проявляющиеся в обстановке энсиалических
островных дуг, связываются с фазами растяжения и
поступлением новых порций базитовой магмы.
Согласно принятой плейт-тектонической модели
развития Уральского подвижного пояса, образования поляковской толщи отвечают
океанической стадии его эволюции, а ирендыкская, карамалыташская и улутауская
свиты - островодужной, с постепенным переходом от "юной" островной
дуги к "зрелой" (Язева, Бочкарев, 1998). Количество и направление
наклона палеозон субдукции дискутировалось в течение ряда лет, и продолжает
обсуждаться в настоящее время (Тевелев, 2001).
| 
