ГТГГ-массивы юго-восточного мегаблока

Раннесреднедевонские массивы принадлежат пластовскому или бутакскому комплексам. Типичный массив - Пластовский, с которым связано Кочкарское золоторудное месторождение. Массив сложен биотит-роговообманковыми гранодиоритами и трондьемитами. Широко развиты разгнейсованные и мигматизированные разности, что позволило ряду исследователей рассматривать массив как мигматит-плутон. Породы прорваны большим количеством базитовых даек, представленных биотит-роговообманковыми лампрофирами, в которых и залегает большая часть золотой минерализации. Дайки, очевидно, служили флюидопроводниками, поэтому интенсивно преобразованы такими метасоматическими процессами, как биотитизация, альбитизация, окварцевание, карбонатизация. Эти дайки настолько характерны, что получили собственное название - табашки.

Гранитоиды и табашки Пластовского массива содержат полигенную и полихронную популяции цирконов (табл. 4.2). Например, в плагиограните выявлены реликтовые цирконы возрастом более 500 млн лет, обрастающие каймами возрастом 330-360 млн лет, зональные цирконы возрастом 408-402 млн лет с каймами такого же возраста (330-360 млн лет), как и вокруг реликтовых зерен, и, наконец, цирконы возрастом около 290 млн лет (рис. 4.3). Последние отвечают главной фазе коллизионного гранитного магматизма в палеоконтинентальной зоне юго-восточного мегаблока. Магматический этап становления пород, по-видимому, фиксируют раннедевонские цирконы (408-402 млн лет), тогда как образование цирконов позднедевонско-раннекаменноугольного возраста (360-330 млн лет), аномально богатых ураном, отвечает разным стадиям золотого оруденения, наложенного на гранитоиды в связи с внедрением лампрофиров (табашек). Последние, по данным цирконовой геохронологии, имеют возраст 390-370 млн лет (рис. 4.4). Как и в плагиограните, в них отмечаются цирконы возрастом около 290 млн лет с высоким содержанием U и Th, что может быть дополнительным свидетельством связи образования таких цирконов с коллизионным гранитным магматизмом.

Магматические породы, одновозрастные с табашками и близкого с ними состава, широко развиты в восточном крыле Магнитогорской мегазоны. Вулканиты представлены здесь базитами повышенной щелочности, которые завершают островодужное развитие Магнитогорской мегазоны. Возраст магматического циркона из пироксенового базальта (северная окраина пос. Зингейка), определенный методом LA ICP-MS в Музее естественной истории (Лондон), составляет 356.4±3.3 млн лет. Возраст реликтовых цирконов, как в плагиограните, 508-546 млн лет, а молодая популяция возрастом около 290 млн лет имеет тот же генезис, что и в породах Пластовского массива. Интрузивные породы локализованы в дунит-клинопироксенит-габбро-монцонитовом Сахаринском массиве и имеют тот же набор цирконовых популяций, что и табашки (рис. 4.5).

Поскольку табашки - это дайки, то их возраст (390-370 млн лет) хорошо согласуется с данными о раннедевонском возрасте гранитоидов, которые ими прорываются.

Бедные калием граниты Пластовского массива обычно описываются как плагиограниты (табл. 4.3). Они действительно обеднены калием по сравнению с пермскими гранитами санарского (джабыкского) комплексов. Калиевый полевой пшат в них редок и представлен обычно ортоклазом. Большая часть калия сосредоточена в биотите. Это типичные бедные калием котектические по составу породы, лежащие в пределах так называемого «гранитного ряда» в координатах CaO-K2O.

Базитовые дайки в пластовских гранитоидах, как отмечалось, сильно переработаны в результате метасоматических гидротермальных процессов, с которыми связана золоторудная минерализация (табл. 4.4). Породы интенсивно биотитизированы (отсюда и их название «табашки»), карбонатизированы. Среди них выделяются две главные разновидности, первично разные по минеральному и химическому составу - биотит-роговообманковые (относительно обедненные калием) и биотитовые (богатые этим элементом). В наименее переработанных образцах видно, что биотит и амфибол образуют вкрапленники, погруженные в тонкозернистую массу, в которой преобладает плагиоклаз с примесью минералов вкрапленников, иногда кварца и калишпата. По сравнению с гранитоидами табашки обогащены большинством редких элементов (рис. 4.6). Надсубдукционная природа массива находит отражение в отрицательных аномалиях Nb, Ti на спайдерграмме, которые свойственны как базитам, так и гранитоидам.

Позднедевонские ГПТ-комплексы пользуются наибольшим развитием в окраинно-континентальной и континентальной зонах юго-восточного мегаблока (Восточно-Уральское поднятие). Породы образуют крупные сильно эродированные батолиты (Челябинский, Суундукский), а также пояс самостоятельных малоглубинных массивов (Коелгско-Кабанский, Чернореченский, Айдырлинский). Они формируются при давлении от 6-7 до 1-2 кбар. Эродированные батолиты сопровождаются мигматитами и представляют собой корневые зоны магматической колонны, тогда как гипабиссальные тесно ассоциированы с комагматичными андезитоидными вулканитами и сложены продуктами кристаллизации первичных расплавов и их дифференциации. Преобладающие породы во всех массивах - деформированные биотит-роговообманковые кварцевые диориты (тоналиты) с первичным эпидотом, гранодиориты и завершающие серию биотитовые и двуслюдяные плагиограниты и граниты. Роговообманковые и биотит-роговообманковые габброиды и диориты, которые постоянно, хотя и в небольшом количестве, отмечаются в массивах, образуют ксеноблоки и синплутонические дайки, сопровождающие становление плутонов на всех стадиях. Это основной источник субстрата для гранитоидов. Становление массивов завершается внедрением даек, варьирующихся по составу от габбро и лампрофира до гранит-порфира. Массивы сопровождаются золотым оруденением.

Челябинский массив залегает среди силурийско-девонских вулканических и осадочных пород и окаймлен с севера и запада мощной Западно-челябинской зоной смятия, падающей на юг и восток и содержащей фрагменты офиолитов - серпентинитов и апогаббровых амфиболитов. Эта зона, по-видимому, представляет собой след палеозоны субдукции, контролировавшей формирование Челябинского и других тоналит-гранодиоритовых массивов. Массив является полиформационным (рис. 4.7). Ранний (смолинский) комплекс пород представлен двумя сериями: деформированными биотит-роговообманковыми эпидотсодержащими тоналитами, гранодиоритами и биотитовыми гранитами с изотопным 207Рb/206Рb-возрастом циркона 360 млн лет и U/Pb(SHRIMP-II)-возрастом 360-345 млн лет и рассекающими их многочисленными недеформированными или слабо деформированными дайками и небольшими интрузивными телами биотитовых тоналитов, гранодиоритов и низкокалиевых биотитовых гранитов с таким же 207Рb/206Рb-возрастом циркона 360 млн лет, что и смолинский комплекс. Состав типичных пород приведен в табл. 4.5.

Двуслюдяные микроклиновые граниты, образующие крупный однородный плутон в центральной части массива, содержат цирконы 207Рb/206Рb-возрастом 305-300 млн лет и U-Pb-возрастом 317 млн лет, определенным классическим методом. Эти граниты рассекаются двумя плутонами розовых биотитовых микроклин-пертитовых гранитов кременкульского комплекса, цирконы из которых имеют U-Pb-возраст 275-260 млн лет (SHRIMP-II).

Породы смолинского комплекса сходны по составу с жильными породами (табашками) Пластовского массива и упоминаемыми выше позднедевонскими вулканитами, образуют с последними, по-видимому, вулканоплутоническую ассоциацию.

Малоглубинные плутоны являются моноформационными. Чернореченский массив, например, сложен биотит-роговообманковыми тоналитами и гранодиоритами, а также биотитовыми гранитами с первичным эпидотом (см. табл. 4.5). Породы содержат большое количество включений (автолитов) биотит-роговообманковых микродиоритов и рассечены обильными дайками гранодиорит- и гранит(плагиогранит)-порфиров.

Интрузивные комплексы, завершающие островодужное развитие Магнитогорской зоны, образуют крупный ареал в северной части этой зоны и представлены здесь существенно адамеллит-гранитным Ахуновским и габбро-диорит-гранодиорит-гранитным Краснинским массивами, цирконовый возраст которых составляет 360-368 млн лет (см. табл. 4.1).

Краснинский массив площадью около 400 км2 имеет округлые очертания (рис. 4.8) и залегает в нижнедевонских пироксен-плагиоклазовых порфиритах и их туфах, которые в контакте с массивом ороговикованы и местами превращены в пироксен-гранатовые скарны с магнетитом. Участками в экзоконтакте развиваются альбитовые метасоматиты с промышленной золотой минерализацией. Над массивом, сложенным на поверхности преимущественно биотит-роговообманковыми тоналитами, отмечается гравиметровая аномалия, что свидетельствует о широком развитии на глубине габброидов. В обнаженной части массива роговообманковые габбро и габбро-диориты образуют серповидные ксеноблоки, которые рассекаются дайками тоналитов и гранодиоритов. Биотитовые граниты образуют небольшие секущие тела преимущественно в краевых частях. Состав преобладающих в массиве пород приведен в табл. 4.6. Они близки к одноименным породам других ГГГГ-комплексов, но с несколько меньшим содержанием стронция. В отличие от большинства фаменских массивов породы Краснинского практически не деформированы и характеризуются хорошей сохранностью породообразующих минералов.

Массив локализован в гипабиссальной фации глубинности. Давление при его формировании, по данным плагиоклаз-роговообманкового барометра, составляет около 2 кбар, что соответствует кристаллизации данного парагенезиса на глубине 5.5-6 км.

В Зауральском поднятии к востоку от Челябинского разлома фаменские ГТГГ-массивы распространены довольно широко (см. рис. 4.2). Они слагают центральную часть Мариновского гнейсово-мигматитового комплекса, а также крупный Нижнесанарский массив и мелкие существенно диоритовые массивы, с которыми связаны Тарутинское и Михеевское медно-порфировые месторождения. Все гранитоиды этого возраста здесь интенсивно деформированы - катаклазированы, рассланцованы и метаморфизованы - в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций.

Последовательность магматических событий в Мариновском гнейсово-мигматитовом комплексе типична для эродированных фаменских плутонов и включает две серии пород. Преобладают породы ранней серии: биотит-роговообманковые кварцевые диориты с обильными автолитами мелкозернистых габбро-диоритов и диоритов. Широкое развитие автолитов - характерная черта зауральских ГТГГ-комплексов. Диориты прорваны многочисленными субширотными или диагональными дайками биотитовых олигоклаз-андезиновых плагиогранитов и более поздних амфиболовых микрогаббро, превращенных в амфиболиты. Состав пород приведен в табл. 4.7 Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации, а диориты еще и мигматизированы с обособлением плагиогранитной по составу лейкосомы пегматоидного облика (табл. 4.7, ан. 5) Все названные породы (диориты, плагиограниты и микрогаббро) рассекаются субмеридиональными дайками (в порядке формирования от ранних к поздним) тоналитов, биотитовых олигоклаз-микроклиновых адамеллитов, биотит-мусковитовых гранитов, пегматитов и амфиболовых микрогаббро. Породы поздней серии внедряются в уже метаморфизованные и полностью консолидированные блоки и в отличие от ранней серии имеют массивную текстуру и не метаморфизованы.

Цирконы из главных разновидностей пород обеих серий представлены зональными разностями типично магматического облика, которые в породах ранней серии имеют U-Pb фаменский возраст (около 360 млн лет), в поздней - раннекаменноугольный (349-346 млн лет) (рис. 4.9). Следует отметить, что породы содержат и более древний циркон возрастом около 380 млн лет в диорите к151, около 420 млн лет в плагиограните к376 и 550-650 млн лет в плагиограните к375, который, по-видимому, заимствован из субстрата и отражает эпохи его преобразования, метаморфизма.

Нижнесанарский массив, расположенный к северу от Мариновского, сложен близкими по составу к мариновским деформированными кварцевыми диоритами с обильными автолитами (см. табл. 4.7). Возраст циркона из кварцевого диорита составляет 356±8 млн лет (см. табл. 4.1).

Становление рассматриваемых массивов на Южном Урале начинается, вероятно, во франское время, о чем свидетельствует возраст части габброидов, которые завершают островодужное развитие восточной части Магнитогорской вулканогенной зоны и начинают новый магматический этап, геодинамику которого некоторые авторы определяют как стадию «зрелых островных дуг». Примером могут служить габброиды Сахаринского массива, имеющие возраст 375 млн лет. Франские и раннефаменские габброиды являются продуктами масштабного водного базитового магматизма и представлены роговообманковыми разностями. По своему источнику они мантийные и по механизму андерплейтинга наращивают новую кору Уральского орогена. Геодинамическая обстановка формирования рассматриваемых серий отвечает активной континентальной окраине. Их надсубдукционная природа подтверждается геохимическими особенностями пород.

Все фаменские массивы сложены однотипным набором пород, одноименные разновидности которых обладают общими особенностями минерального и химического состава, отражающими высокое содержание в магме воды (РН2О = 0-6 - 0.8Робщ = 5-8 кбар; Ферштатер и др., 2007, 2010), источником воды были процессы дегидратации в субдуцируемом слэбе. Важно подчеркнуть именно общность вещественного состава одновозрастных магматических пород, развитых на большой территории и в разных современных структурно-формационных зонах Южного Урала. Габброиды во всех массивах представлены роговообманковыми или биотит-роговообманковыми разностями, содержащими первичный эпидот. Этот же минерал - важный индикатор высокого содержания воды в магме - характерен для тоналитов и гранодиоритов, в также для некоторых гранитов. Во всех массивах габброиды относятся к категории умеренно калиевых, в которых содержание Na2O преобладает над содержанием K2O.

В породах, являющихся продуктами кристаллизационной дифференциации, что типично для малоглубинных массивов, содержание K2O прямо коррелирует с содержанием SiO2 (стрелки с индексом Д на рис. 4.10, б), тогда как продукты анатексиса характеризуются обратной корреляцией названных компонентов (стрелка А на рис. 4.10, б) и богатые кремнеземом породы обычно более бедны калием, чем базиты субстрата. Эта особенность присуща всем надсубдукционным окраинно-континентальным комплексам и объясняется образованием гранодиоритов и гранитов в результате переплавления бескалийшпатовых биотитовых базитов, в том числе принадлежащих этому же комплексу. Прямые наблюдения над синплутоническими базитовыми дайками биотит-роговообманковых габбро жильного комплекса показывают, что кислые породы, ассоциированные с этими дайками и локализованные в их краевых частях, образовались за счет вторичного плавления вещества даек. Плавление происходило в области стабильности биотита, что обеспечило малокалиевый состав анатектического расплава. По величине отношения K/Rb все породы образуют единый тренд; при этом граниты по величине этого отношения резко отличны от пермских (рис. 4.10, г). Породы Челябинского и Варламовского массивов характеризуются повышенным содержанием Y. По соотношению Co-V (рис. 4.10, е) породы всех рассматриваемых массивов образуют единый тренд.

Спайдерграммы рассеянных элементов, в том числе редкоземельных, пород основного, среднего и кислого состава (рис. 4.11-4.13) обладают четкими признаками надсубдукционных образований, характеризуясь отрицательными аномалиями Nb, Ti других высокозарядных элементов и положительными Sr, P (габбро, тоналиты), Li (граниты). Повышенное содержание рассеянных элементов отмечается у пород Челябинского массива, тогда как остальные массивы сложены близкими по геохимическим особенностям породами. Несомненное сходство вещественного состава фаменских пород является важным свидетельством их генетической близости (примерно одинаковых состава субстрата, механизма и P-Т-условий магмообразования).



Рассмотренные массивы фаменского возраста развиты преимущественно на Южном Урале в пределах юго-восточного островодужно-континентального мегаблока. Они представлены мантийно-коровой серией роговообманковое габбро-тоналит-гранодиорит-двуслюдяной гранит (обычно малокалиевый) и имеют как линейный, так и ареальный тип локализации, отражающий пространственное положение магматических очагов. В обоих случаях с большой долей вероятности можно утверждать, что сплошной области магмообразования (магматической камеры) под всем уральским орогеном не было ни на какой стадии его эволюции. Все типы орогенного магматизма характеризовались наличием локальных очагов, которые располагались либо вдоль линейных структур, либо ареально. При этом интрузивные массивы в первом приближении представляют собой проекции этих очагов в структурах коры. Местоположение очагов определялось потоком водного флюида, понижающего температуру ликвидуса.

Наиболее крупные интрузивные массивы - это центры продолжительной эндогенной активности, сравнимой по длительности с геологическими периодами, а в отдельных случаях и более продолжительной. Фаменским является лишь главный этап гранитообразования - анатексис с образованием тоналитового и гранодиоритового расплавов. Масштабный же магматизм начинается во франское или даже в живетское время. Водный базитовый магматизм этого времени продуцирует роговообманковые габброиды, самопроизвольное частичное плавление (автомигматизация) которых служит основным, хотя и не единственным, источником тоналитов и гранодиоритов. Магматизм завершился в пермское время, когда в результате частичного плавления тоналитов и гранодиоритов сформировались автономные гранитные тела, обычно сопровождающие крупные тоналит-гранодиоритовые массивы.

В отличие от ареальных плутонов массивы линейных зон при пестром составе слагающих их пород, варьирующемся обычно от габбро до гранита или сиенита, характеризуются небольшим временным интервалом формирования, который обычно укладывается в пределы точности аналитических методов изотопного датирования. Можно полагать, что эта особенность рассматриваемых массивов обусловлена преобладанием единого процесса формирования серии - кристаллизационной дифференциации, продолжительность которой не фиксируется современными изотопными методами.

Наличие существенно гранитных фаменских массивов отражает участие в магмообразовании сиалического допалеозойского субстрата, наличие которого зафиксировано в ряде мест Восточно-Уральского и Зауральского поднятий.

Сходство вещественного состава продуктов фаменского магматизма на всей территории, занятой соответствующими интрузивами (см. рис. 4.2), свидетельствует о близких геодинамических и палеогеографических условиях в фамене на Южном Урале. Это была континентальная окраина, в которую входила и восточная часть Магнитогорской вулканогенной зоны, юго-восточная континентальная зона и современное Зауральское поднятие. Породы, сформированные в это время, являются продуктами водного надсубдукционного магматизма на континентальной окраине, которая тогда была сходна с современной Западно-Тихоокеанской треугольной зоной, включающей территорию Индонезии, Филиппин и южной оконечности Азии и представляющей собой зародыш будущего континента. Так же как и эта зона, Урал в позднедевонско-пермское время был «холодным орогеном» (по удачной терминологии цитированных выше авторов), магматическая активность которого обеспечивалась высоким содержанием воды, понижающей температуру ликвидуса. С конца триаса рассматриваемая территория Урала была уже пенепленом, площадь которого резко сокращалась к северу, как и область развития фаменских магматитов.