ГТГГ-массивы северо-западного мегаблока

27.05.2020

Массивы локализованы в окраинно-континентальной зоне и образуют крупный субмеридиональный пояс, в котором проявлена поперечная геохимическая зональность, сходная с той, что наблюдается в современных и мезозойских активных континентальных окраинах андийского типа.

В массивах преобладают гнейсовидные биотит-роговообманковые тоналиты и гранодиориты, эволюция которых завершается гранитными дифференциатами. Серии этих пород прорваны крупными телами массивных биотитовых гранитов. Типичным и наиболее изученным является крупный (более 2000 км2) Верхисетский массив, расположенный в западной части г. Екатеринбурга и к северу от него. Этот массив постоянно привлекает внимание исследователей, накоплен большой объем информации о нем.

Массив залегает среди мета-морфизованных вулканогенноосадочных толщ силурийского и девонского возраста и представляет собой крупное батолитообразное тело, в строении которого принимают участие четыре главные серии (в порядке образования): габбро-диоритовая, две существенно гранодиоритовые - тоналит-трондьемитовая (малокалиевая) и тоналит-гранодиоритовая (калинатровая) - и адамеллит-гранитная (рис. 4.14).

Возраст циркона из диорита ви681 габбро-диоритовой серии составляет 368.9±6.1 млн лет и соответствует ранним стадиям водного базитового магматизма, с которого начинается формирование батолита. Rb-Sr- и Sm-Nd-изотопное изучение гранитоидов Верхисетского батолита показало, что внедрение тоналит-трондьемитовой и тоналит-гранодиоритовой серий происходило примерно 320 млн лет назад, а адамеллит-гранитной - 280 млн лет назад. Низкое первичное отношение 87Sr/86Sr = 0.704231-0.704371, одинаковое для гранодиоритов и гранитов, а также значение 143Nd/144Nd = 0.5126-0.5127 для гранодиоритов и 0.5125-0.5128 для гранитов свидетельствуют о большой роли в субстрате гранитоидов палеозойской коры, не успевшей ко времени их образования накопить радиогенные Sr и Nd.

Pb-Pb-возраст цирконов из тоналитов и гранодиоритов, определенный по методу Кобера, находится в интервале 345-315 млн лет. Цирконовый возраст гранита Шарташского массива составляет 302±3 млн лет.

Породы габбро-диоритовой серии развиты в южной, наиболее эродированной, части массива (см. рис. 4.14) и представлены здесь в основном габбро-амфиболитами и кварцевыми биотит-амфиболовыми диоритами. Последние преобладают в составе серии. Местами породы мигматизированы: в них появляются полосы или жилы гранитоидного состава; при этом амфиболиты и сопровождающие их практически бесполевошпатовые биотит-роговообманковые породы выступают в качестве меланосомы. Габбро, диориты и меланократовые обособления в них обладают гнейсовидной текстурой с направлением гнейсовидности 310-330°, не совпадающим с примерно меридиональной сланцеватостью вмещающих пород. Гранитные мобилизаты, секущие габброиды, разгнейсованы всегда параллельно ограничениям жил. Подобные наблюдения свидетельствуют о первичной природе гнейсовидности, обусловленной движением вязкой массы. Габбро-амфиболиты и диориты характеризуются неоднородной пятнистой «анатектической» структурой: в них появляются участки размером до 1-2 см, сложенные преимущественно лейкократовыми (кварц, плагиоклаз An20-45, изредка микроклин, эпидот) или фемическими (роговая обманка, биотит) минералами. Меланократовые участки обычно обогащены сфеном, апатитом, цирконом и другими акцессорными минералами.

Такие биотит-роговообманковые кварцевые диориты, по-видимому, представляют собой дифференциаты расположенных глубже базитов. Именно кварцевые диориты - главная порода протолита более молодых существенно гранодиоритовых серий Верхисетского массива, а более меланократовые, обогащенные роговой обманкой и биотитом породы, образующие обычно включения в мигматитизированных диоритах, по своей природе являются реститами.

Состав типичных образцов из габбро-диоритовой мигматитовой зоны Верхисетского массива приведен в табл. 4.8. Обращает на себя внимание низкое содержание калия в кремнекислых мобилизатах, которые отвечают по составу плагиогранитной котектике. В целом все породы мигматитовой зоны имеют калифобный тренд (рис. 4.15).



Тоналит-трондъемитовая и тоналит-гранодиоритовая серии, слагающие большую часть массива на современном эрозионном срезе, представлены биотит-роговообманковыми разностями с первичным эпидотом; в породах тоналит-гранодиоритовой серии обычен микроклин. Указанные серии заметно различаются, вплоть до гранитных дифференциатов по содержанию калия, магнезиальности (см. 4.15) и таких некогерентных элементов, как Ba, Rb, ЛРЗЭ и других (см. табл. 4.8), что объясняется, вероятно, неодинаковым составом субстрата.

В субстрате тоналит-трондьемитовой малокалиевой серии существенную роль играли породы габбро-диоритовой серии. Кроме тесной пространственной сопряженности об этом свидетельствует ряд петрохимических и геохимических особенностей: 1) единые тренды на петрохимических диаграммах (см. рис. 4.15), 2) сходство состава гранитных мобилизатов мигматизированных габбро и диоритов и таких же по кремнекислотоности пород тоналит-трондьемитовой серии. По сравнению с породами возможного протолита (габбро и диоритами) тоналиты характеризуются пониженным содержанием элементов группы железа (Cr, Ni, Co, V, Sc), высокозарядных литофильных элементов (Ti, Zr, Hf, Nb, Y), РЗЭ и повышенным содержанием таких элементов, как К, Rb, Ba, Sr, Th, U (см. табл. 4.8). Данный факт не противоречит представлению об анатектическом генезисе тоналитов и протолитовой природе пород габбро-диоритовой серии. Морфология трендов распределения редких, в том числе редкоземельных, элементов в габброидах и диоритах массива, а также в продуктах их частичного плавления - тоналитах и гранодиоритах - сходна (рис. 4.16, а, в) и отвечает надсубдукционной природе пород.

Геологические данные о возможном субстрате тоналит-гранодиоритовой серии отсутствуют. Представление о его составе может дать изучение меланократовых включений в породах этой серии (см. табл. 4.8) и конфигурации геохимических трендов. Исследование показывает, что протолит тоналитов и гранодиоритов по химическому и минеральному составу был близок тем породам габбро-диоритовой серии, которые отличаются повышенным содержанием калия (наличием микроклина), повышенной магнезиальностью и соответственно более высоким содержанием таких элементов, как никель (см. рис. 4.15), хром (см. табл. 4.8). Можно полагать, что большая часть пород протолита тоналит-гранодиоритовой серии слагает более глубокие горизонты габбро-диоритового массива, чем те породы, которые дали начало тоналит-трондьемитовой серии. Подобное предположение согласуется с наблюдаемой в массиве латеральной изменчивостью состава тоналитов и гранодиоритов, которые с запада на восток в направлении падения палеозоны субдукции обогащаются большинством литофильных редких элементов.

Обращает на себя внимание однотипная минералогия рестита, протолита и продукта кристаллизации анатектического расплава - тоналита или гранодиорита. Все породы этого ряда состоят из биотита, роговой обманки, плагиоклаза Ап45-20, разного количества калишпата, эпидота, сфена, апатита. Их дополняют ортит, магнетит, циркон, в некоторых габброидах - клино- и ортопироксен, а в гранитах и пегматитах - мусковит. Биотит-амфиболовый состав рестита свидетельствует о том, что плавление происходит в области устойчивости этих минералов и источником воды являются не реакции их дегидратации, а привнос воды в область анатексиса, возможно, из зоны субдукции, что согласуется с надсубдукционной природой батолита. Геохимически это положение подтверждается калифобным трендом эволюции анатектических пород, когда при отсутствии калишпата калий концентрируется в биотите и обогащает в связи с этим рестит. Дополнительный аргумент - отсутствие Eu-аномалии в породах массива (см. рис. 4.16), тогда как продукты дегидратационного плавления обычно характеризуются отрицательной аномалией Eu. В зависимости от состава субстрата (габбро или диорит) степень плавления при генерации гранодиоритового расплава колеблется от 20 до 40%.

Породы адамеллит-гранитной серии образовались примерно на 40 млн лет позднее тоналитов и гранодиоритов и уже по одному этому признаку не могут рассматриваться в качестве дифференциатов последних. По ряду геохимических параметров (низкое содержание Cr, Co, V, Sc, Y, Nb, Ta, Mo, U, повышенное - Ba, Zr) они отличаются от гранитных дифференциатов гранодиоритового расплава (см. табл. 4.8), которые входят в единые серии с гранодиоритами, локализованы в виде жил и небольших интрузивных залежей среди гранодиоритов, образуют с ними единые Rb-Sr-изохроны. Однако такие особенности трендов редких элементов, как положительные аномалии Pb, Li, Zr и отрицательные Nb, Р, Ti характерны и для гранитных дифференциатов тоналитов и гранодиоритов, и для продуков их анатексиса - гранитов адамеллит-гранитной серии. Лишь плагиогранитные продукты прямого частичного плавления пород габбро-диоритовой серии (ан. 3 в табл. 4.8 и на рис. 4.16, б, г) несколько отличаются пониженным содержанием Rb, Ba и повышенным - легких лантаноидов.

По тектонической позиции, вещественному составу и особенностям развития Верхисетский батолит сходен с гигантскими мезокайнозойскими батолитами запада Северной и Южной Америки. Естественным будет предположить и сходство состава субстрата, механизма и условий магмогенерации. В последних работах по южноамериканским батолитам их образование связывается с наращиванием мощности коры окраинно-континентальной надсубдукционной зоны в результате базитовых интрузий в основание коры, которые рассматриваются как источник тепла и существенная часть протолита батолитообразующей гранодиоритовой и гранитной по составу магмы. При этом различия в возрасте и составе, например, Перуанского верхнемелового Берегового батолита и расположенного в 50 км восточнее кайнозойского батолита Кордильера Бланка объясняются формированием их на разной по мощности коре: около 30 км в зоне развития Берегового батолита и более 50 км (результат андерплейтинга) под батолитом Кордильера Бланка. Отметим, что эти различия примерно такие же, как между габбро-диоритовой и существенно гранодиоритовыми сериями Верхисетского батолита, с одной стороны, и его адамеллит-гранитной серией, с другой.

Верхисетский массив располагается в области наибольшей мощности современной земной коры Урала, составляющей 50-55 км. Сходство состава его адамеллит-гранитной серии с батолитом Кордильера Бланка позволяет предположить, что кора такой мощности была сформирована примерно ко времени образования адамеллит-гранитной серии (280 млн лет тому назад) вследствие базитовых интрузий в основание коры, наращивавших ее мощность снизу.

Каменский массив, расположенный в 50 км восточнее Верхисетского, в палеоконтинентальной зоне северо-западного мегаблока, сложен тоналитами, гранодиоритами и гранитами, претерпевшими местами интенсивную мигматизацию. Зоны частичного плавления представлены полосчатыми и пятнистыми мигматитами, близкими по валовому составу к тоналиту, в которых лейкосома - это гранит или адамеллит, обычно бедный калием, а меланосома - породы, богатые роговой обманкой и биотитом. Подробное описание мигматитов см. в главе 8, там же приведена и схема геологического строения массива. Здесь мы остановимся на возрасте пород, который был определен U-Pb-методом по циркону и Rb-Sr-методом по породе в целом.

Циркон для определения возраста был выделен из слабо мигматизированного биотит-роговообманкового гранодиорита 300 (в 1 км восточнее строящегося 4-го энергоблока Белоярской АЭС) и близкого по составу мигматита 429 (водовод к 4-му энергоблоку), анализ которых приведен в табл. 4.9. Проба циркона из грано диорита 300 была проанализирована в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (аналитики А.Н. Ларионов, Н.В. Родионов и Н.Г. Бережная), из мигматита 429 - в лаборатории IBERSIMS Университета г. Гранада (Испания) профессорами Ф. Беа и П. Монтеро (табл. 4.10).

Цирконы из гранодиорита 300 представлены призматическими зональными зернами типично магматического облика и образуют полихронную популяцию, сформированную в три этапа возрастом 330, 298 и 250 млн лет (рис. 4.17, а). В мигматите 429 цирконы более однородны по возрасту и представляют, по-видимому, главный этап мигматизации возрастом 303 млн лет (рис. 4.17, б). С учетом возможной ошибки определения возраста 298 млн лет в гранодиорите 300 и 303 млн лет в мигматите 429, по-видимому, фиксируют близкие события. Цирконы мигматита отличаются плохо выраженной зональностью и следами коррозии. Обращают на себя внимание широкие колебания содержания урана и тория в одновозрастных зернах циркона.


Образцы для Rb-Sr-анализа (см. табл. 4.9, 4.11) отобраны из зоны мигматизации, вскрытой в выемках под 4-й энергоблок Белоярской атомной станции. Исключение составляет гранит 302, взятый вблизи гранодиорита 300 и близкий по петрографическим особенностям и химическому составу гранитам главной фазы Адуйского массива. Изохронный Rb-Sr-возраст всех семи проанализированных проб составляет 263±14 млн лет при первичном 87Sr/86Sr = 0.70462±0.00019 (рис. 4.18), что соответствует примерно изотопному возрасту гранитов Адуйского массива, рассмотренному в главе 6. Однако, если более строго подойти к отбору точек и ограничиться зоной мигматизации, то изохронный Rb-Sr-возраст (без точки 302) составит 309±36 млн лет при первичном 87Sr/86Sr = 0.70433±0.00023. Этот возраст, по-видимому, представляет собой результат смешения первичных и вновь приобретенных во время мигматизации изотопных характеристик. Длительность мигматизации составляет, как минимум, 10 млн лет. За это время была сформирована главная масса гранитного расплава, образовавшего восточную часть Адуйского массива, граниты которого содержат сложную пoлихронную популяцию цирконов возрастом около 290 млн лет.


Таким образом, полученный цирконовый и Rb-Sr-возраст (по породе в целом) пород Каменского массива составляет 298-309 млн лет и отражает процесс мигматизации (частичного плавления), продукты которого зафиксированы как в самом Каменском массиве (в виде большей части гранитов), так и в крупном Адуйском гранитном массиве.

Выводы


Формирование крупных ГТГГ-массивов от начала и до конца сопровождается мантийным по своему источнику водным базитовым магматизмом. Продукты этого магматизма представлены роговообманковыми и биотит-роговообманковыми габбро и диоритами, а на поздних стадиях и спессартитами. Названные породы служили субстратом, источником флюидов и тепловой энергии для образования преобладающих в массивах на современном эрозионном срезе тоналитов и гранодиоритов. Документально зафиксированная длительность базитового магматизма достигает 100 млн лет. Например, в районе Верхисетского массива этот магматизм начинается габброидами раннедевонской петрокаменской серии (370-380 млн лет), образование которых связано с завершающими стадиями островодужного магматизма Тагильской вулканогенной зоны, а заканчивается внедрением базитовых даек, секущих граниты возрастом 300-290 млн лет во время главного этапа коллизии.

Характерные особенности состава габброидов, ассоциированных с анатектическими гранитоидами: обычное присутствие амфибола, часто биотита, бедный анортитом плагиоклаз Аn20-45, наличие первичного эпидота, повышенное содержание таких акцессорных минералов, как апатит, сфен. Они богаты стронцием, а также заметно обогащены по сравнению с производными гранитоидами теми PЭ, которые концентрируются в названных акцессориях, в том числе РЗЭ. Роговообманковые габбро обладают рядом вещественных и структурных особенностей, сближающих их с метаморфическими породами: 1) аллотриоморфно-зернистая структура мелкозернистого роговообманково-плагиоклазового агрегата, цементирующего более крупные зерна этих минералов, обычна гнейсовидная и мигматитовая текстура; 2) кислый состав плагиоклаза в габброидах, свойственный, скорее, амфиболитам, чем магматическим породам; 3) обычное присутствие эпидота, типичного минерала амфиболитов; 4) уравновешенность минерального парагенезиса габбрового протолита и гранитоидного мобилизата. Основные критерии определения природы пород в этом случае геологические. Роговообманковые габброиды обладают такими ясными признаками магматических пород, как интрузивное залегание, контактовое воздействие, фракционная кристаллизация и др. Одним из геологических критериев высокого содержания воды служит наличие тонких апофиз, часто сопровождающих дайки роговообманковых габбро (рис. 4.19) Наличие таких апофиз - ясное свидетельство низкой вязкости расплава, связанное с высоким содержанием воды. Продукты кристаллизации сухих (маловодных) базитовых расплавов структурно и минералогически резко отличны от водных габброидов. Они представлены пироксеновыми (±оливин) долеритами или габбро с офитовой структурой.

Отмеченные особенности состава свидетельствуют о том, что роговообманковые габброиды являются производными аномальной метасоматизированной мантии и существенно водного богатого стронцием флюида, источником которого, возможно, была расположенная ниже области магмогенерации субдукционная зона.

Базиты, наращивая снизу кору по механизму андерплейтинга, обусловили ее повышенную мощность в шовном мегаблоке и области развития тоналит-гранодиоритовых массивов на континентальной окраине и прогибание границы Moxo под Уралом («корни гор»), зафиксированное сейсмическими исследованиями. Можно полагать, что кора такой мощности была сформирована ко времени образования гранитной серии (280 млн лет назад), как, например, в Верхисетском массиве, который располагается в области наибольшей мощности современной земной коры Урала, составляющей 50-55 км.

Большая часть гранитоидов, отвечающих по составу тоналитам и гранодиоритам, представлена продуктами частичного плавления (анатексиса) базитов. Такой состав первичного анатектического расплава обусловлен базитовым субстратом. Гранодиорит или тоналит, в отличие от гранита, не отвечают минимальному по температуре расплаву, и устойчивость их состава в разных массивах в отношении SiO2, Al2O3, FeO, MgO и CaO объясняется тем, что они образуются примерно при степени плавления базита 30-40%, при которой становится возможным полное отделение расплава от протолита.

Дифференциация такого анатектического расплава порождает обособление небольшого количества гранитов, которые образуют жилы и малые интрузивные тела среди гранодиоритов и имеют примерно одинаковый с ними возраст.

Переплавление тоналитов или гранодиоритов привело к образованию вторичного адамеллитового или гранитного расплава. Поэтому батолиты характеризуются сонахождением больших масс тоналитов и гранодиоритов с гранитами, которые по возрасту оторваны от более основных гранитоидов на 10-40 млн лет. В северо-западном мегаблоке переплавление тоналитов и гранодиоритов продолжалось вплоть до позднего карбона и даже ранней перми, о чем свидетельствует возраст мигматитов Каменского массива и крупных гранитных тел Верхисетского массива. Такой многократный анатексис, который сопровождается кристаллизационной дифференциацией образующихся расплавов, - характерная особенность ГТГГ-комплексов.
ГТГГ-массивы северо-западного мегаблока

В полном виде процесс становления массивов, обобщенная схема которых показана на рис. 4.20, включает следующие этапы: 1) внедрение водной базитовой магмы; 2) её частичная кристаллизация, обогащение водой; 3) самопроизвольное частичное плавление с образованием тоналит-гранодиоритового расплава (автомигматизация) и дальнейшая эволюция этого расплава до гранита в результате кристаллизационной дифференциации; формирование той части массива, которая сложена гранитоидами повышенной основности; 4) многоэтапная мигматизация тоналитов и гранодиоритов с образованием гранитного расплава; формирование гранитной части массивов; 5) главный этап гидротермальной деятельности. Многоступенчатый анатексис в этой последовательности событий является главным петрогенетическим процессом.

Такой сложной магматической колонне свойственна большая вертикальная протяженность. Расстояние от корневых зон частичного плавления рогово-обманковых базитов (РН2О = 0.7-0.8Робщ = 6-8 кбар) до верхних, сохранившихся от эрозии, частей массивов (РН2О = Pобщ = 4-2 кбар) составляет до 20-25 км. В пределах этой магматической колонны базиты концентрируются преимущественно в нижней, а граниты - в верхней части. Тоналиты и гранодиориты слагают промежуточную зону (см. рис. 4.20).

Имя:*
E-Mail:
Комментарий:
Информационный некоммерческий ресурс fccland.ru © 2020
При цитировании и использовании любых материалов ссылка на сайт обязательна