Коллизионный гранитный метаморфизм юго-восточного мегаблока

Производные корового гранитного магматизма наиболее полно представлены в Кочкарском антиклинории, где они залегают среди метаморфизованных преимущественно в условиях амфиболитовой фации осадочных толщ, сводный разрез которых следующий (снизу вверх): биотитовые ортогнейсы гранодиоритового и гранитного состава - карбонатные и терригенные породы -слоистые флишоиды - биотитовые и биотит-роговообманковые парагнейсы аркозового и грауваккового состава - мраморы. В районе Челябинского и Джабыкского массивов для ортогнейсов основания разреза был получен мезопротерозойский возраст циркона. В процессе геолого-съемочных и тематических работ 70-80-х годов прошлого столетия фаунистический возраст верхних парагнейсов и перекрывающих их мраморов был определен как визейский. Сильная дислоциро-ванность пород затрудняет определение мощности отдельных подразделений, но можно полагать, что суммарная мощность названного разреза превышает 10 км (рис. 6.1).

Начало гранитоидного магматизма здесь фиксируется крупными ГТГГ-массивами с цирконовым возрастом около 360 млн лет, рассмотренными ранее. Примерно в это же время начинается формирование мигматит-плутонов варламовского комплекса, синхронных с главной фазой регионального метаморфизма.

Затем следует главная фаза гранитного магматизма, представленная джабыкским комплексом (возраст около 290 млн лет), с которым связано образование зонального ореола метаморфизма вокруг массивов. Магматизм завершается многочисленными дайками и небольшими интрузивными телами адамеллитов и гранитов кабанского комплекса, вызывающих метасоматические преобразования метаморфических пород, такие как скарнирование, альбитизация и калишпатизация. Отмеченные магматические и метаморфические события сопровождаются общим воздыманием структуры Кочкарского антиклинория не менее чем на 10-15 км, что отвечает уменьшению глубины становления гранитных комплексов с 25-20 до 6-8 км.

Варламовский мигматит-плутон расположен в северо-западной части Кочкарского антиклинория. В его формировании выделяются три фазы: ранняя - биотитовые адамеллиты, образующие сравнительно небольшие блоки в резко преобладающих на современном эрозионном срезе серых, среднезернистых, двуслюдяных гранитах второй фазы, и мелкозернистые граниты третьей фазы, обособляющиеся в виде даек и небольших секущих тел в породах более ранних фаз. Породы первых двух фаз местами перемежаются с мигматитами. Массив характеризуется пластообразным, близким к горизонтальному распределением главных разновидностей пород при крутом залегании жил мелкозернистых гранитов третьей фазы. Отмечаются зоны, обогащенные мигматитизированными останцами биотитовых гнейсов субстрата.

В массиве преобладают двуслюдяные среднезернистые граниты массивной или гнейсовидной текстуры, в которых содержатся плагиоклаз, микроклин, кварц, биотит, мусковит, акцессории (апатит, сфен, циркон). Микроклин и кварц иногда образуют крупные выделения типа порфировидных. Идиоморфные зерна плагиоклаза отвечают по составу олигоклазу № 17-20, иногда содержат тонкие антипертиты; ксеноморфные зерна в парагенезисе с калишпатом и кварцем имеют состав альбит-олигоклаза № 10-14. Микроклин содержит как тонкие пертиты, так и сравнительно крупные таблички плагиоклаза с альбитовыми каймами. Биотит и мусковит обособляются преимущественно в идиоморфных зернах. Мусковит иногда встречается в срастаниях с биотитом, замещает последний.

Составы однородных слабогнейсовидных гранитов второй фазы приведены в табл. 6.1 и на рис. 6.2. Это типичные «водные» граниты, близкие по минеральному составу пералюминиевым, отвечающие гранитной котектике при водном давлении около 5 кбар. Они обладают общими геохимическими особенностями с позднепалеозойскими гранитами джабыкского типа при несколько меньших содержаниях тяжелых РЗЭ, Nb, Zr, Р, Sc, V, Cr (см. рис. 6.2). Важно отметить более низкое содержание фтора в биотите из гранитов Bapламовского массива по сравнению с биотитом из гранитов джабыкского типа, свидетельствующее о преимущественно водном составе флюида при формировании варламовских гранитов.

Новые данные по возрасту циркона из гнейсовидных гранитов второй фазы приведены в табл. 6.2 и на рис. 6.3. Цирконы весьма разнообразны как по своим морфологическим особенностям, так и возрасту. Все анализированные точки, за исключением самой древней и самой молодой, располагаются вдоль конкордии в возрастном интервале 397-300 млн лет. Более древний возраст (400-500 млн лет) определен у корродированных ядер зональных зерен, богатые ураном оторочки которых имеют возраст 300-313 млн лет. Возраст идиоморфных разностей, также в той или иной мере корродированных, 358±4 млн лет (см. зерна 1.1, 2.1, 8.1 в табл. 6.2 и на рис. 6.3). Выявленная полихронность цирконов, по-видимому, свидетельствует о преобразовании реститового циркона при кристаллизации и перекристаллизации пород, что характерно для многих низкотемпературных гранитных плутонов. Гетерогенность цирконов Варламовского массива отражает относительную неоднородность субстрата и самого массива, граниты которого содержат многочисленные реститы и перемежаются, особенно в наиболее эродированной западной части массива, с мигматитами, представляющими собой корневые зоны. Можно полагать, что именно краевые части зерен возрастом 313-300 млн лет отражают завершение процесса гранитообразования.

Особый интерес представляет округлое зерно 4.1, имеющее явно палео-архейский возраст более 3300 млн лет и по 206Pb/238U-, и по 207Рb/206Рb-отношениям, один из самых древних, зафиксированных на Урале. Это зерно, судя по его хорошей окатанности, заимствовано из субстрата гранитов, имевшего, по-видимому, терригенное происхождение. Подобное происхождение имеют и зерна возрастом около 360 и более 400 млн лет. Породы такого возраста широко распространены в Кочкарском антиклинории в Пластовском, Челябинском, Чернореченском и других массивах.

Главная фаза гранитного магматизма в Кочкарском антиклинории представлена сравнительно крупными овальными или слегка вытянутыми в субмеридиональном направлении массивами так называемого джабыкского комплекса (Санарский, большая часть Джабыкского, Кацбахский и др.). Массивы локализованы в ядрах древних купольных структур, но по сравнению с массивами варламовского комплекса не сопровождаются мигматитами, имеют интрузивные контакты с породами более высоких горизонтов вмещающих пород, т. е. отличаются меньшей глубиной становления. В большинстве массивов серия пород санарского комплекса представлена рядом биотитовый гранит - двуслюдяной гранит - аплит, пегматит. В самом крупном массиве - Джабыкском -она значительно усложняется (рис. 6.4). Гранитные по составу комплексы здесь представлены следующим рядом: биотитовый и двуслюдяной микроклиновый ильменитовый гранит (джабыкский комплекс) - биотитовый микропертитовый магнетитовый гранит (ольховский комплекс). Rb-Sr-возраст гранитов джабыкского комплекса составляет 289±4.4 млн лет для первой фазы и 277±2.6 млн лет для второй фазы, а для гранитов ольховского комплекса -26511.4 млн лет. Примерно в одно время с джабыкским комплексом формируются монцодиорит-гранитные интрузивы, близкие по возрасту и особенностям вещественного состава рассмотренному в главе 5 Степнинскому массиву (281±2.8 млн лет), и габбро-гранитная серия так называемого кужебаевского комплекса - 28117.2 млн лет. P. Montero с соавторами 207Рb-206Рb (метод Кобера)- и U-Pb (ионный зонд NORDSIM)-B03pacT циркона из гранитов главной фазы джабыкского комплекса был определен как 290 млн лет. В последней работе первичное 87Sr/86Sr-отношение гранитов определено в интервале 0.7043-0.7049; значение eNd290 всегда положительное и варьируется от 0.8 до 1.6. Подобные изотопные характеристики позволяют предположить, что земная кора, которая была источником гранитных магм, имела преимущественно палеозойский возраст и была образована в результате переотложения и гранитизации океанической и островодужной коры с низкими Rb/Sr- и 87Sr/86Sr-отношениями. К-Аr-возраст гранитов колеблется в интервале 260-280 млн лет.

В отличие от продолжительного образования Варламовского массива, породы которого имеют гранитный состав, сложный по строению и составу полиформационный Джабыкский батолит, как и большинство других массивов санарского комплекса, был сформирован в сравнительно узком интервале времени - 290-265 млн лет.

Геохимические особенности наиболее распространенных гранитов Джабыкского массива являются типовыми для всех позднепалеозойских гранитов юго-восточного мегаблока. Это общее положение может быть конкретизировано. Так, граниты главной фазы джабыкского и ольховского комплексов близки не только по изотопным, но и по основным геохимическим параметрам (табл. 6.3, рис. 6.5). Ясные минералогические и структурные различия пород обусловлены фациальными причинами - меньшей глубиной кристаллизации гранитов ольховского комплекса по сравнению с таковыми джабыкского комплекса (давление на уровне кристаллизации первых составляло 2-2.5, а вторых - 4-5 кбар), меньшей концентрацией воды и более высокой температурой кристаллизации ольховских гранитов относительно джабыкских.

Завершается гранитный магматизм в Кочкарском антиклинории формированием многочисленных небольших интрузивных тел и даек адамеллит-гранитного кабанского комплекса, которые локализуются в массивах варламовского и санарского комплексов и вмещающих метаморфических породах. Породы этого комплекса рассекают директивные структуры метаморфических пород, скарнируют и ороговиковывают их, что свидетельствует об их внедрении после образования контактового ореола вокруг гранитов джабыкско-го комплекса. С удалением от массивов количество тел кабанских гранитов уменьшается. Так, восточнее Санарского массива в перекрытом разрезе по скважинам, пробуренным Зеленогорской экспедицией в 80-х годах прошлого века, вблизи контакта с массивом в гнейсах амфиболитовой фации тела кабанских гранитов составляют примерно 50% объема пород, в 900 м от массива - 30%, в 1200 м от массива - 20%, в 1600-1700 м в зоне эпидот-амфиболитовой фации - около 5%. Эти данные свидетельствуют о связи гранитов, слагающих сравнительно крупные массивы, с интрузивами кабанского комплекса, которые являются их производными. Геохимические параметры пород подтверждают это предположение (см. табл. 6.3, рис. 6.5).