В ходе маршрута изучается стратотипический разрез нижне-среднеордовикской поляковской толщи в левом борту долины р. Уй у шоссе, соединяющего поселки Комсомольск и Старобалбуково, в 2 км от д. Поляковка (рис.1), а также вулканиты и вулканогенно-осадочные образования нижне-среднедевонской ирендыкской свиты.

Рис.1. Геолого-структурная схема района д. Поляковка и геологический разрез по линии АБВ (Рязанцев и др., 2000, упрощено). 1 – терригенные, вулканогенные, кремнистые и карбонатные породы улутауской свиты (D2-D3); 2 – вулканогенные и вулкано-терригенные породы мансуровской толщи и ирендыкской свиты (D1-2); 3 – олистостромовый комплекс в основании мансуровской толщи; 4 – терригенные породы, углисто-кремнисто-глинистые сланцы и кремни нижнего силура; 5-10 – поляковский кремнисто-базальтовый комплекс, стратиграфические уровни: 5 – карадокский, 6 – лландейльский, 7 – лланвирнский, 8 – аренигский с серыми кремнями, 9 – аренигский с красными кремнями и сланцами, 10 – аренигский–лландейльский уровни нерасчлененные; 11 – позднепалеозойские гранитоиды; 12 – лерцолиты; 13 – долериты комплекса параллельных даек; 14 – аподунитовые и апоперидотитовые серпентиниты

Рис.2. Подушечная отдельность базальтов поляковской толщи. (Дешифрирование) Показать крупнее

Стратифицированные породы слагают здесь крутую (70-80°) моноклиналь. В изучаемой части разреза преобладают лавы афировых и мелкопорфировых толеитовых базальтов (показать описание базальтов).

Нередко в них проявлена подушечная отдельность (пиллоу-лавы), характерная для подводных излияний. Средний размер «подушек» составляет 0.5-1 м; их форма позволяет определить положение кровли и подошвы толщи (рис.2).

Мощность отдельных потоков незначительна, от первых десятков сантиметров до первых метров, что свидетельствует о низкой вязкости изливавшихся расплавов. Текстуры эффузивов массивные и миндалекаменные. Нередко поры уплощены и имеют концентрическую ориентировку, согласную с формой отдельности. В толще базальтов присутствуют горизонты сургучно-красных и зеленовато-серых кремнистых туфоалевролитов и яшм, а также линзовидные прослои

Рис.3. Развитие хлорита и эпидота по базальтам поляковской толщи Показать крупнее

десквамационных гиалокластитов – продуктов отшелушивания корок «подушек», сложенных неокатанными и несортированными обломками хлоритизированного базальтового стекла. Мощность горизонтов кремнистых пород – до 30 м, прослоев гиалокластитов – до 20 см.

Стратифицированные образования прорваны серией даек и силлов долеритов и габбро-долеритов мощностью до 2-3 м, по химическому составу аналогичных базальтам лавовой фации. На местности эти породы выделяются благодаря ровной параллепипедальной отдельности (показать описание долеритов).

Гидротермально-метасоматические преобразования пород достаточно интенсивны и выражаются в новообразованиях хлорита, альбита, кальцита и эпидота (пропилитовая ассоциация) (рис.3). Не исключено, что натровый характер щелочности базальтоидов свиты отчасти обусловлен именно наложенными процессами.

В северной части района практики, на восточном берегу оз. Тургояк, обнажается субвертикально залегающая осадочно-вулканогенная толща, получившая название малосыростанской, условно датированная эйфельским ярусом среднего девона (Бабкин и др., 1982 г.), но сходная с ордовикской поляковской толщей петрографическим, химическим и фациальным составом пород и возможно, являющаяся ее временным аналогом. (Перейти к описанию малосыростанской толщи)

Рис.4. Гистограммы распределения вулканогенных пород по кремнекислотности. n – число проб

Породы поляковской толщи весьма однородны по кремнекислотности (рис.4).

На диаграмме SiO₂ – K₂O+Na₂O (рис.5-a) большая часть точек расположена

Рис.5. Диаграмма содержания щелочей для пород поляковской свиты n = число проб

в поле повышенной щелочности (породы, таким образом, соответствуют трахибазальтам). Отчасти это может объясняться метасоматическими преобразованиями, однако высокие содержания титана (рис.5-б), малоподвижного при гидротермальных процессах, типичны именно для субщелочных базальтоидов. Уровень железистости вулканитов немного выше среднего для Магнитогорской мегазоны, и линия их тренда расположена в поле толеитовой серии (рис.5-в).

Структура и состав пород поляковской толщи указывают на ее формирование при подводном излиянии перегретых расплавов мантийного происхождения и, следовательно, на палеогеодинамическую обстановку растяжения при высоких значениях теплового потока. Подобные образования типичны для раннегеосинклинальной стадии развития

Рис.5. Петрохимические диаграммы для пород поляковской свиты

фанерозойских складчатых областей. Современными аналогами этих структур считаются области спрединга океанической литосферы – срединно-океанические хребты и задуговые бассейны континентальных окраин западно-тихоокеанского типа. По мнению большинства современных геологов, поляковская толща является фрагментом коры палеобассейна с корой океанического типа.

Оценки ширины бассейна колеблются от 7500 км (Семенов, 1997) до 600-800 км (Иванов, 1998). Последнее значение, однако, близко к оценке, приводимой исследователями, поддерживающими альтернативную точку зрения, согласно которой палеоуральский бассейн с океанической корой по размерам не превышал окраинные моря Западной Пацифики. В пользу этой версии свидетельствуют геохимические особенности эффузивов (в частности, повышенные щелочность и титанистость, нетипичные для базальтов СОХ), подчиненное распространение «океанических» формаций относительно «островодужных», а также присутствие в пределах мегазоны блоков сиалической коры.


Перейти к карте объектов