1.8.2 Магматизм

Среди интрузивных комплексов в пределах площади выделяются следующие (от древних к молодым) (рис. 1.З.):

ордовикский или силурийский крыклинский комплекс;

силурийский или раннедевонский джарлинский комплекс;

раннедевонский каменодольский комплекс;

раннедевонский бриентский комплекс;

нижнепермский джабыкско-санарский комплекс;

позднепалеозойский комплекс малых интрузий.

Породы крыклинского комплекса слагают, в пределах площади, северное окончание одноименного массива.

По химическому составу породы крыклинского комплекса относятся к нормальному ряду с калиево-натриевым типом щёлочности с несколько пониженной железисто стью.

В гнейсодиоритах и гнейсотоналитах отмечаются повышенные содержания кобальта, хрома, ванадия, германия, титана, марганца. Плотность гнейсодиоритов -2,79г/смэ; гнейсотоналитов и кварцевых диоритов - 2,7бг/см3. Магнитная восприимчивость всех разновидностей колеблется в широких пределах, в основном, от 11 до 500 нТл, иногда достигая 1000-3000 нТл. В поле силы тяжести породы крыклинского комплекса создают отрицательные аномалии. Возраст комплекса принимается как ордовикский или силурийский.

Джарлинский комплекс картируются в западной части Суундукского и в центральной части Крыклинского полихронных массивов. В составе комплекса выделяется три фазы: первая — диориты, вторая - гранодиориты и плагиограниты if третья - граниты.

Диориты и, значительно реже, гранодиориты в западной части Суундукского массива представляют собой тёмно-серые среднезернистые породы с цветовым индексом 20-25%, в значительной степени разгнейсованные.

Плагиограниты и гнейсоплагиограниты слагают довольно крупное тело почти в центре Крыклинского массива.

По данным силикатного анализа породы джарлинского комплекса образуют ряд пород от меланодиоритов до гранитов нормальной щелочности натриевого и калиево-натриевого типов.

Возраст джарлинского комплекса в легенде Южно-Уральской серии листов принят как верхнесилурийский или нижнедевонский.

Бриентский дунит-гарцбургитовый комплекс представлен одноименным массивом и целой серией более мелких тел к северу и к югу от него в восточной части Восточно-Бриентской СФЗ.

Бриентский массив представляет собой вытянутое в субмеридиональном направлении тело размером 12x5 км. Вмещающими породами являются вулканогенно-осадочные отложения солёнодольской и черносланцевые отложения новооренбургской толщ. Форма по геофизическим данным пластообразная с падением на запад. Более мелкие тела картируются южнее и севернее массива и представляют собой цепочку тел вытянутых в северном направлении. По результатам интерпретации данных гравиразведки, по мнению ряда геологов, представляют собой отторженцы единого пластинообразного серпентинитового тела.

Строение массива и более мелких тел однородное. Сложены они серпентинитами, перидотиты и пироксениты встречены в редких случаях. Из вторичных изменений следует отметить оталькование и окремнение.

В физических полях массивы комплекса четко выделяются отрицательными аномалиями поля силы тяжести интенсивностью 2,0-3,0 мГл. В магнитном поле они выражаются очень отчетливо положительными аномалиями интенсивностью 800-2000 нТл. Тела тальк-карбонатных пород создают отрицательные аномалии магнитного поля.

В легенде Южно-Уральской серии листов для пород бриентского комплекса установлен раннедевонский возраст.

Каменодольский серпентинитовый комплекс представлен крупным Айдырлинским массивом расположенным у юго-восточной границы площади и рядом мелких тел.

Айдырлинский массив, как и мелкие тела, сложен перекристаллизованными антигоритовыми серпентинитами.

Мощность брединской свиты достигает 900 м. По положению в разрезе и по находкам остатков листовой флоры (по данным А.Г. Галимова, 1981) возраст брединской свиты определён, как турне - раннее визе.

Полоцкая толща (Cipl) выделяется на севере площади в пределах Ахуно-Кацбахской СФЗ. Разрез толщи условно делится на три части, из которых нижняя и верхняя сложены вулканогенными породами кислого состава, средняя - основного. В пределах Мало-Караганской антиклинали (В.Л. Алексеев, 1984 ) толща сложена (снизу-вверх): лавами, лавобрекчиями кислого состава, их туфами с прослоями известняков. Выше залегают мелкоподушечные лавы афировых базальтов; лавобрекчии, туфы основного состава. Самые верхи толщи сложены лавами риолитов. По всей толще отмечаются различной мощности прослои туффитов, туфоалевролитов, песчаников, известняков.

Субвулканические образования полоцкого вулканического комплекса представлены дайками и силлами риолитов.

Гравитационное поле, которое создают породы полоцкой толщи дифференцированное.

меньшим количеством магнетита. Часть мелких массивов полностью превращены в карбонат-тальковые и тремолит-тальковые породы.

Возраст пород каменодольского комплекса устанавливается по прорыванию серпентинитов Айдырлинского массива субвулканическими образованиями среднедевонского возраста и определяется как раннедевонский.

Породы джабыкско-санарского гранит-лейкогранитовый комплекса слагают центральную часть и южное окончание крупного Суундукского полихронного плутона.

Суундукский массив представляет собой вытянутый в субмеридиональном направлении крупный плутон размером 24 х 16 км. Контакт массива с вмещающими образованиями ордовика и карбона резкие, интрузивные.

В строении массива основную роль играют порфировидные мусковитсодержащие биотитовые граниты. В резко подчиненном количестве отмечаются мусковит-биотитовые и двуслюдяные граниты. Переходы между указанными разновидностями постепенные. Граниты светло-серого цвета, часто с розоватым оттенком. Крупные порфировидные кристаллы микроклина размером 0,5-4 см слагают до 50% породы.

Вторичные изменения выражены слабо. Микроклин незначительно пелитизирован, плагиоклаз серицитизирован.

Жильные образования джабыкско-санарского комплекса представлены многочисленными жилами и дайками гранитов, гранит-порфиров, пегматитов, аплитов, лампрофиров.

По данным химического анализа граниты джабыкско-санарского комплекса относятся к нормальнощелочным гранитам пересыщенным глиноземом.

В физических полях граниты Суундукского массива характеризуются однородным гравитационным полем с отрицательными значениям, магнитное поле также однородное со значениями AZ, равными 100-200 гамм. Узкие эндоконтактовые аномалии магнитного поля связаны с полосой контактовых амфиболитов.

По геофизическим данным Суундукский массив представляет собой пластообразную интрузию.

Позднепалеозойский комплекс малых интрузий габбро-диорит-щёлочногранитового состава картируеся по всей площади в виде небольших по площади тел и даек различного состава. Предыдущими исследователями отмечались: габбро, субщелочные габбро, габбро-диориты, монцониты, кварцевые монцониты, монцодиориты, гранодиориты, субщелочные граниты, сиениты. Детальное изучение дайковых образований в пределах поисковой площади не проводилось.

К северу от проектной площади породы комплекса образуют два довольно крупных массива размерами 2x6 и 5x3 км и серию мелких тел меньше 1 км слегка вытянутых в северо-восточном направлении параллельно ориентировке основных структур.

Массивы сложены породами одной фазы, внутри которой выделяется несколько разновидностей. Взаимоотношения между разновидностями постепенные. По химическому составу отвечают щелочным и умеренно-щелочным гранитам, сиенитам и граносиенитам, кварцевым сиенитам и диоритам. Жильная фация представлена лампрофирами.

Возраст комплекса малых интрузий достоверно не определён. Нижняя граница достаточно уверенно устанавливается по прорыванию породами комплекса образований нижнекаменноугольнной каменской толщи. В то же время к северу от поисковой площади, по данным определения абсолютного возраста, челябинскими геологами принимается верхнепермский возраст подобных образований (он же утверждён и в серийной легенде).

Не исключено, что при более детальном изучении указанный комплекс распадётся на несколько самостоятельных комплексов разного состава и возраста.