CC BY
18
ИЗВЕСТИЯ ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА
Том 217
1971
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИИ ДЕВОНСКИХ ВУЛКАНОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ ОДНОГО ИЗ РАЙОНОВ ЮГО-ВОСТОЧНЫХ ОТРОГОВ солгонского КРЯЖА
Ю. А. ФОМИН, В. Г. КРЮКОВ, В. А. ГАВРИЛЕНКО, В. К. ЧЕРЕПНИН
(Представлена профессором А. М. Кузьминым)
В 1966 году в указанном районе нами изучались вулканогенные образования, известные под названием быскарской (копьёвской, чилан-ской) серии нижнего-среднего девона [4, 1. 10]. В составе данных образований, наряду с основными породами, широко развиты кислые и субщелочные разновидности, что является весьма характерным для горных поднятий, обрамляющих Минусинский прогиб, в особенности с востока [6, 9] и что, вместе с тем, довольно слабо освещено в литературе. Совершенно недостаточно уделено внимания и изучению палевулкани-ческих структур, с которыми связана вулканическая деятельность. Описание особенностей состава и структуры вулканогенных образовани?! в пределах сравнительно узко срганиченного района (рис. 1) и составляет основную цель данной статьи.
Проведенные" исследования позволили нам расчленить описываемые вулканогенные образования на ряд пачек, отличающихся литолого-пет-рографическими особенностями и последовательностью отложения. *В целом изученный разрез имеет следующий вид (снизу вверх):
1. Основные эффузивы, занимающие значительные площади в северной части района и представленные покровообразными телами оли-гофировых базальтовых порфиритов, базальтов, плагиоклаз-пироксено-зых и плагиоклазовых порфиритов, перемежающихся в низах пачки с маломощными горизонтами туфоконгломератов, имеющих также основной состав. Отдельные покровы характеризуются неоднородностью строения, проявляющейся в постепенной смене снизу вверх массивных разностей пород пористыми и затем миндалекаменными, что полностью согласуется с данными Е. А. Шнейдера и Б. И. Зубкус [10] по основным зффузивам соседних районов Минусинского межгорного прогиба Мощность описанных пород порядка 250—300 м.
О О
Рис. 1. Схематическая геологическая карта одного из участков юго-западных отрогов Солгонского кряжа (составили В. Г. Крюков, Ю. А, Фомин, В. А. Гавриленко): 1—туфы, туфобрекчии, эруптивные брекчии трахитовых порфиров; 2 — кварцевые порфиры; 3 — кварцсодержащие порфиры и агломератовые туфы; 4 — щелочные риолцтовые порфиры и их туфы, туфобрекчии, туфолавы; 5 — туфы и туфоконгломераты трахи-базальтов; 6 — пепловые туфы и фельзофиры; 7 — базальтовые и андези-товые порфириты; 8 — долеритовые и диоритовые порфириты; 9 — сие-нит-порфиры, кристаллпорфиры: а) дайки, б) интрузии; 10—щелочные риолитовые порфиры субвулканического облика; И — ортофиры; 12 — тектонические нарушения: а) разломы; б) крупные кольцевые; в) остальные; 13 — геологические границы; 14 — элементы залегания: а) нарушений, б) флюидальность и слоистость
2. Грубообломочные туфы основного состава. Породы пользуются незначительным распространением, тяготея к западной границе района. Будучи представленными лито-кристаллокластическими разновидностями, они содержат в составе обломочного материала наряду с андезито-базальтами, базальтами и, что характерно, трахибазальтами значительное количество плагиоклаза. Слоистость в указанных туфах отсутствует. Мощность их не превышает 100 м.
3. Пепловые туфы кислого состава, залегающие с некоторым несогласием на выше описанных образованиях. Пользуясь весьма широким развитием в южной и особенно в центральных частях района, они представлены в низах пачки чисто пепловыми туфами с характерной мелкобугорчатой отдельностью, агглютинатами и пизолитовыми туфами, перемежающимися с вишнево-серыми олигофировыми» фельзофирами. В верхах пачки преобладают кристаллокластичес.кие разности пепло-вых туфов и агглютинатов, отличающиеся примесью обломков кристаллов щелочных полевых шпатов. Нередко указанные образования характеризуются микрослоистостью. Мощность данной пачки достигает 300— 350 м.
4. С некоторым перерывом несогласно на пепловых образованиях залегают зеленоцветные гетерогенные псефитовые туфы, туффиты и ту-фопесчаники общей мощностью 10—15 м, не показанные на схематической геологической карте (рис. 1). Следует отметить, что широким распространением указанные породы пользуются в соседних к востоку районах, где мощность их достигает 300 м.
5. Эффузивы основного-среднего состава, наблюдающиеся в центральной и западной частях района, образуют несколько покровообраз-ных тел олигофировых базальтовых порфиритов нередко с шаровой отдельностью и пористых андезитовых порфиритов общей мощностью 120—150 ж.
6. Кислые со щелочным уклоном эффузивы обнажаются в виде широкой полосы, охватывающей с юга центральную часть района, сложенную существенно пепловыми образованиями. Представлены они покро-вообразными телами выдержанных по составу лилово-серых и вишнево-красных мелко-среднепорфировых щелочных риолитовых порфиров, в низах пачки переслаивающихся с горизонтами грубообломочных ело-исто-такситовых туфов, туфобрекчий, туфолав подобного же состава. Мощность данной пачки составляет 300—350 м.
7. Кислые эффузивы, тяготеющие к южной границе района и отделяющиеся от нижележащих щелочных риолитовых порфиров выдержанным по мощности горизонтом грубообломочных (агломератовых) гетерогенных туфов, включают в себя красновато-бурые, вишневые или вишнево-серые кварцеодержащие порфиры, фельзиты и фельзит-порфи-ры, нередко имеющие «ленточное» строение. Мощность кислых эффузи-вов вместе с подстилающими агломеоатовыми туфами составляет 300— 350 м.
8. Туфы субщелочного состава, венчающие разрез вулканогенных образований района, выходят на дневную поверхность в центральной его части и представлены литокристаллокластическими туфами, туфо-брекчиями и эруптивными брекчиями трахитовых порфиров. Мощность их достигает 150—200 м.
Описанные выше эффузивы и пирокласты общей мощностью 1500— 1700 м прорываются различными по составу и времени формирования дайками и субвулкани**ескими интрузиями, одни из которых являются комагматами излившихся разностей, другие же представляют собой значительно более поздние образования.
К числу первых относятся (от древних к молодым): диабазы, щелочные риолитовые порфиры, кварцевые порфиры и ортофиры. Диаба-
зы и диабазовые порфириты слагают различные по мощности крутопадающие дайки северо-западного простирания, прорывающие основные эффузивы первой пачки и хорошо с ними сопоставляющиеся как по петрографическому составу, так и по времени образования. Гипабис-сальные щелочные риолитовые порфиры и гранофировые порфиры, являющиеся комагматами покровных щелочных риолиговых порфиров, образуют дайки, имеющие кольцевую форму и огибающие с юга и севера центральную часть района, в пределах которой сосредоточены изо-метричные в плане тела кварцевых порфиров, представляющих собой корневые части покровов кислого состава, в частности, кварпсодержа-щих порфиров.
Последнее надежно доказывается близостью петрографического состава тех и других. Отличия их сводятся, главным образом, к обилию вкрапленников и сравнительно высокой степени раскристаллизации основной массы кварцевых порфиров, причем, на более низких гипсометрических уровнях кристалличность их повышается. Ортофиры, слагающие кольцевые дайки, повсеместно протранственно связаны с туфами трахитов, а также с кварцевыми порфирами, которые они прорывают.
Таким образом, в составе вулканогенных образований быскарской серии данного района в соответствии со взглядами М. А. Усова [7] целесообразно и вполне возможно выделить экструзивную, дайковую и жерловую фации пород, отнеся к последней кварцевые порфиры и эруптивные брекчии, слагающие жерло древнего вулкана.
Установленные на площади послебыскарские дайки кристалл-пор-фиров, сиенит-порфиров, лабрадоровых порфиритов и дцорит-порфирое прорывает породы серии. В пространственном размещении молодых даек наблюдается некоторая закономерность, заключающаяся в трассирований ими субширотных тектонических нарушений.
Микроскопическое изучение вулканогенных образований свидетельствует о том, что степень и характер изменений всех разновидностей экструзивной, дайковой и жерловой фаций приблизительно одинаковы и соответствуют диагенетической фазе их состояния [7]. Кроме того, весьма широко проявляются здесь изменения, вызванные сольфатарно-фумарольной деятельностью вулкана.
Возраст описанных вулканогенных пород определяется на основании Сопоставления приведенного разреза с подобными разрезами девонских образований соседних районов [4, 9, 10]. Нам нет необходимости подробно останавливаться на этом вопросе, достаточно освещенном в геологической литературе [2, 8, 9, 10]. Укажем только, ссылаясь на И. В. Лучицксго [4, 9], что анализ имеющихся в литературе данных позволяет достаточно твердо установить границы этих образований в пределах нижнего девона — эйфельского яруса среднего девона. Сравнивая данный разрез с разрезом, приведенным Е. А. Шнейдером и Б. И. Зуб-кус [10] для Северо-Минусинской и Сыдо-Ербинской впадин, нам представляется возможным по возрасту сопоставить 1, 2 и 3 пачки с имир-ской свитой (Д1 ни), 4 пачку—с шунетской свитой (Д1 бсЬ), а 5, 6, 7 и 8 пачки—с тонской свитой (Д2 1;п). Однако содержание, вкладываемое указанными авторами в эти свиты, не согласуется с нашими представлениями.
Наиболее целесообразным является объединение вулканогенных образований данного района в соответствии со взглядами Ю. А. Кузнецова [3] в трахибазальтовую и трахилипаритовую формации, отвечающие базальтовой и порфировой наземно-вулканогенным .формациям в представлении И. В. Лучицкого [4] и А. А. Моссаковского [6]. Первая включает, в себя породы двух нижних пачек, а вторая — все остальные образования.
Весьма интересный материал для выяснения типа вулканизма и ха-
рактера изменения его во времени дает изучение структурных особенностей района. По ориентировке и времени своего формирования все разрывные нарушения здесь разделены нами на несколько групп.
Наиболее древним из них является крупное северо-западное нарушение, имеющее характер глубинного разлома, заложившегося еще в додевонское время. К этому разлому как раз приурочены оба тела кварцевых порфиров жерловой фации. Уместно отметить, что в таком же северо-западном направлении ориентированы залегающие в основании разреза покровы основных эффузивов и связанные с ними дайки диабазов.
Нарушения типа кольцевых сбросов, весьма отчетливо проявляющиеся геоморфологически, заложились значительно позднее, уже в девонское время. Их образование, очевидно, связано с возникновением, развитием и затем разрушением вулканической постройки центрального типа. Данные нарушения, как правило, контролируют кольцевые дайки щелочных риолитовых порфиров, гранофировых порфиров и ортофиров. Это указывает на то, что ко времени появления массовых излияний щелочных риолитовых порфиров вулканическая постройка уже существовала. Залегающие стратиграфически ниже риолитовых порфиров пеп-ловые образования являются, по-видимому,-уже результатом ее деятельности. ,
Субширотные тектонические зоны глубинного заложения, проявляющиеся интенсивным дроблением, рассланцовкой и трещиновато-стью пород, сформировались еще позднее, вероятно, в посленижне-сред-недевонское время, о чем свидетельствует трассирование этих зон молодыми дайками.
Субмеридиональные и северо-восточные нарушения являются на данной площади самыми молодыми. С ними, как правило, никаких про явлений магматизма не наблюдается.
Приведенный выше материал позволяет сделать следующие выводы:
1. Диагенетически измененные вулканогенные образования экструзивной дайковой и жерловой фаций быскарской серии, датируемые нижним девоном — эйфельским ярусом среднего девона, объединяются в нижнюю — трахибазальтовую и верхнюю — трахилипаритовую формации, характерные для орогенных, главным образом, геоантйкли-нальных подвижных зон.
2. Образование пород трахибазальтовой формации связано с трещинным типом вулканизма, о чем свидетельствуют значительные мощности и-характерный состав излияний, вытянутые формы тел и выдер-. жанность их на значительных площадях, а также подчиненное количество пирокластического материала в продуктах вулканизма. Возникновение трещин при этом, вероятнее всего, связано с заложением наиболее древних глубинных разломов, имеющих в данном районе северо-западное простирание.
3. Формирование образований трахилипаритовой формации следует связывать с деятельностью вулканического аппарата центрального типа, пространственно приуроченного к северо-западному разлому. О том, что останец такого аппарата действительно имеет место, свидетельствует наличие тел кварцевых порфиров, выполняющих жерло и характеризующихся рвущими, по отношению к вмещающим породам, контактами; присутствие здесь же вокруг предполагаемого жерла кольцевых структур, контролирующих дайки, а также проявление агломерато-вых туфов, туфолав и эруптивных образований. Кроме того, это подтверждается весьма широким проявлением сольфатарно-фумарольной деятельности, поразившей породы как эффузивной, так и субвулканической фаций.
ЛИТЕРАТУРА
1. А. И. Анатольева. О стратиграфическом положении девонских вулкано-»енных пород Саяно-Алтайской складчатой области. В кн.: «Пробл. палеовулканологии», г1р. лаб. палеовулкан., вып. I, Алма-Ата, 1963.
2. Г. А. И в а н к и н. К стратиграфии девона западной окраины Минусинской котловины. Тр. ТГУ, т. 146, сер. геол., 1960.
3. Ю. А. Кузнецов. Главные типы магматических формаций. «Недра», 1964.
4. И. В. Лучицкий. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба. Изд. АН СССР, 1960:
5. Е. Ф. Малеев. Вулканокластические горные породы. Госгеолтехиздат, 1963.
6. А. А. М о с с а к о в с к и й. Тектоническое развитие Минусинских впадин и их горного обрамления в докембрии и палеозое. Госгеолтехиздат, 1963.
7. Основные идеи М. А. Усова в геологии (сб. ст.) АН Каз. ССР, 1960.
8. А. Г. С и в о в. Элементы стратиграфии и тектоники девонских отложений Минусинской котловины. Тр. ТГУ, т. 132, сер. геол., 1954.
9. Сравнительная палеовулканология юга Сибири и Восточного Казахстана. «Недра», СО АН СССР, Новосибирск, 1966.
10. Е. А. III ней дер, Б. И. 3 у б к у с. Стратиграфия нижне- и среднеде-вонских отложений Северо-Минусинской и Сыдо-Ербинской впадин. Мат-лы по геологии Красноярского кр., вып. 3, Красноярск, 1962.
«
