1.1.1. 4. Лебединская свита.

Вскрыта на тарасовском профиле в его восточной части, где она пользуется значительным распространением (скв.3142, 3143, 3145), а так же отдельными скважинами пересечена на Сторожевско - Долженковском и на Жидеевском участках.

Разрез свиты сложен чередованием потоков кварц - плагиоклазовых (липарит - дацитовых) порфиритов мощностью от 1-10 до 15-20 м и горизонтов их туфов (кварц - серицитовых сланцев), разделенных маломощными прослоями (1-4 м) туфогенно - осадочных пород, превращенных в различные кварц – хлорит - серицитовые, кварц – актинолит - хлоритовые, кварц - биотитовые и другие сланцы.

В нижней части разреза свита, иногда (Жидеевский участок, скв. 3142) отмечаются потоки полевошпатовых макроамфиболитов, часто превращенных в ортосланцы и представляющих собой тонко - мелкозернистые породы зеленовато - серого цвета. Состоят они из роговой обманки и актинолита (30 - 40%), плагиоклаза № 10-15 (50-60%), кварца (10-15%). Структура пород-микрогранобластовая.

В петрохимическом отношении от микроамфиболитов толеит - базальтовой формации они отличаются высоким содержанием кремния, титана, алюминия и натрия, резким преобладанием натрия над калием и очень низкими концентрациями железа, магния и кальция, по отдельным анализам состав пород колеблется от андезито - базальтов до андезитов. Очень показательно, что по петрохимическим параметрам они образуют группу, совершенно обособленную от толеитовых базальтов, и, вероятно, генетически с ними не связаны засчет кристаллизации дифференциатов.

Наиболее типичным для данной формации являются кварц - плагиоклазовые (риолит - дацитовые) порфириты (скв. 3142,3143,3145). Они представляют собoй очень светло - серые, тонко – мелко - зернистые, массивные, реже рассланцованные породы с многочисленными вкрапленниками плагиоклаза и серого кварца. На долю вкрапленников приходятся 25-40% объема породы, среди них для плагиоклаза - 90-95%, кварца- 5-10%.

Структура пород порфировая, основна масса - микрогранобластовая, микролепидогранобластовая. Породы светлого зеленовато - серого цвета, массивные или рассланцованные, тонко - мелкозернистые, макроскопически однородные, порой с едва заметным чередованием светлых и темных полос, обогащенных цветными минералами.

По величине обломочного материала туфы и туфогенно-осадочные породы подразделяются на среднеобломочные и мелкообломочные.

Породы состоят из обломков зерен кварца (40-50%), кислого плагиоклаза (30-35%), чешуек биотита (10-15%), присутствуют рудные минералы - сфен, апатит, из вторичных - карбонаты.

Породы слабо карбонатизированы, что выражается в развитии кварц - карбонатных прожилков и мелких пластин, замещающих плагиоклаз. Текстура пород линейно - параллельная.

По химизму породы лебединской свиты отвечают ряду андезит – дацит - риолитовой формации, характеризуясь низкими содержаниями MgO (1,21-3,10 %), СаО (1.45-6.7) и повышенным SiO₂, Al2O₃, K₂O, выделяясь резким преобладанием Na₂O над К₂О. По данным геохимических анализов породы андезит - дацит- риолитовой серии отличаются высокими содержаниями титана, стронция, циркония, бария, бора, свинца, молибдена, низкими - хрома, кобальта, отсутствием германия.

Андезит – дацит - риолитовую формацию, относимую нами к лебединской свите, Крестин (1980) выделяет в самостоятельную дичнянскую свиту на том основании, что «по минералогическим и петрохимическим параметрам, а так же по геолого - струтктурному положению она резко отличается» от типоморфного представителя этого стратиграфического подразделения-кварцевых порфиров.

Степень метаморфизма вулканитов михайловской серии на изученных бурением участках отвечает фации зеленых сланцев.

Верхний возрастной рубеж михайловской серии определяется изотопными датировками, полученным по прорывающим ее плагиогранитам салтыковского комплекса, на метаморфизованной коре выветривания которых залегают нижнепротерозойские отложения и по данным уран- свинцового метода (по циркону и ортиту) составляет 2750-2800 млн лет.

Современные определения возраста по данным Sm-Nd изотопной системы [3] составляет для Al-деплетированных коматиитов (2,89±0,19 млрд. лет) и высокомагнезиальных базальтов (2,45±0,69 млрд. лет).