Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Рифтогенные процессы в истории развития Южного Урала
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология
Автореферат диссертации по теме "Рифтогенные процессы в истории развития Южного Урала"
Российская Академия наук Уральское отделение Институт геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого
На правах рукописи
Ковалев Сергей Григорьевич
УДК 552.3+551.24 (470.5)
Рифтогенные процессы в истории развития Южного Урала (динамика формирования структурно-вещественных комплексов и их геохимическая специализация)
Специальность 25.00.01 - общая и региональная геология
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Уфа-2005
Работа выполнена в Институте геологии Уфимского научного центра Российской Академии наук
Официальные оппоненты:
Ведущая организация:
доктор геолого-минералогических наук, профессор А.В.Маслов, Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург
доктор геолого-минералогических наук, профессор Ф.А.Курбацкая, Пермский госуниверситет
доктор геолого-минералогических наук, профессор И.А.Малахов, Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург Государственное Унитарное предпрятие «Башгеолцешр»,г.Уфа
Защита состоится 3 июня 2005 года в 1000 на заседании диссертационного совета Д.004.021.03 Института геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого УрО РАН по адресу:
620151, Екатеринбург, Почтовый пер., 7, ИГ и Г УрО РАН
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого.
Отзывы в двух экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять на адрес Института геологии и геохимии УрО РАН, ученому секретарю диссертационного совета Д 004.021.03 Электронная почта: krupenin@igg.uran.ru Факс:(343)3715252
Автореферат разослан апреля 2005 года
Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геол.-мин. наук
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность исследования. За последние несколько десятилетий в геологической науке были сделаны важные открытия, которые привели к коренному пересмотру геологической парадигмы. Многочисленными исследованиями последних лет было показано, что большая роль в процессах формирования земной коры и геохимической специализации слагающих ее пород принадлежит рифтогенезу. В эволюции практически любой рифтовой системы условно можно выделить несколько этапов, каждый из которых характеризуется специфическими чертами динамического развития, тектогенеза и, как следствие этого, своеобразными наборами структурно-вещественных комплексов, изучение которых позволяет воссоздавать условия их формирования и восстанавливать палеогеодинамические обстановки развития регионов.
Основной целью исследований явилась характеристика геологических процессов, реализующихся на разных этапах развития рифтовых систем, на основе изучения структурно-вещественных комплексов Южного Урала. Внутренняя структура работы была выстроена сообразно этой цели исходя из этапности рифтогенеза, включающей в себя: заложение глубинных разломов; формирование специфических магматических комплексов; образование рифтогенных структур на континентальном основании; формирование океанической коры.
Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи: комплексная геологическая и геохимическая характеристика субстрата, слагающего зоны тектонических нарушений; оценка роли и места магматических комплексов диабаз-пикритового состава в общей этапности процессов рифтогенеза; воссоздание условий формирования среднерифейской палеорифтогенной структуры с учетом динамических аспектов ее развития; обоснование существования в пределах Южного Урала гипербазитов, формирующихся на начальных этапах перехода континентального рифтогенеза в океанический с характеристикой их геохимии и металлогении.
Основной объем фактического материала, на котором базируется работа, был получен автором при более чем 20-летних исследованиях, проведенных в пределах региона при выполнении тем: «Эндогенные геологические формации докембрия западного склона Урала в связи со строением и развитием земной коры»; «Геология, петрология и металлогения формаций расслоенных изверженных пород докембрия западного склона Урала» (совместно с А.А.Алексеевым и Г.В.Алексеевой); «Платиноносность гипербазитовых массивов башкирской части зоны Главного Уральского разлома» (совместно с С.Е.Зна-
менским и др.); «Геология, петрология и металлогения метаморфических комплексов зоны Уралтау и массивов Крака. Раздел 1. Метаморфизм ультрабазитов и его связь с рудообразованием»; «Прогнозная оценка перспектив хромитоносности гипербазитовых массивов Крака» (последняя совместно с В.И.Сначевым и Д.Е. Савельевым). Кроме того, проводились совместные с сотрудниками экспедиции «Урал-золоторазведка» работы по теме «Золотоносность докембрийских конгломератов Авзянского рудного района» (И.В.Высоцкий). В процессе работы было изучено свыше 2500 прозрачных шлифов, несколько сотен аншлифов, обработано свыше 1000 полных силикатных анализов, свыше 200 атомно-абсорбционных, около 300 рентгено-флюоресцентных и свыше 100 нейтронно-активационных анализов РЗЭ. Проанализировано около 150 микрозондовых определений составов различных минералов и свыше 300 анализов пород и руд на содержания благородных металлов, выполненных различными методами (нейтронная активация, атомная абсорбция и др.).
Защищаемые положения:
/. На ранних этапахрифтогенеза, в зонах тектонических нарушений, формируются специфические породы, генезис и геохимическая специализация которых обусловлены воздействием на субстрат мантийных флюидов.
2. Диабаз-пикритовый магматизм западного склона Южного Урала характеризует процессы эволюции мантийного вещества в
условиях начальных стадий рифтогенеза или тектоно-магматической активизации. Его формирование обусловлено частичным плавлением мантийного субстрата, близкого по химическому составу к шпинелевому перидотиту.
3. Формирование структурно-вещественных комплексов, слагающих среднерифейскую палеорифтогенную структуру определялось динамикой ее развития, а именно, максимальным раздвигом в центральной части и выклиниванием на флангах.
4. Формирование южноуральских ультраосновных массивов лерцолитового типа (Крака, Нурали, Миндяк) происходило на стадии перехода континентального рифтогенеза в собственно океанический.
Научная новизна работы заключается в следующем:
1. Анализ материалов по геологическому строению и геохимической специализации сложнодислоцированных пород, приуроченных к тектоническим зонам западного склона Южного Урала, показал, что они претерпели изменения обусловленные воздействием на субстрат мантийных флюидов, проникающих в верхние горизонты коры на стадиях разломообразования. Последующие метаморфо-метасоматические преобразования субстрата в коровых условиях привели к инверсии окислительно-восстановительных условий и формированию полигенной бла-городнометальной специализации терригенных пород.
2. Диабаз-пикритовый магматизм, проявления которого приурочены к зонам глубинных разломов, характеризует процессы петрогенезиса в условиях начальных стадий рифтогенеза. Он является результатом частичного плавления (25-30% при давлении 20-28 Кбар) мантийного субстрата, близкого по химическому составу к шпинелевому перидотиту.
3. Комплексный анализ геологических данных по строению и вещественному выполнению среднерифейской палеорифтогенной структуры позволил установить, что особенности ее эволюции определялись динамическими факторами. В целом она соответствовала аркогенной структуре 2-го и 3-го порядков с максимальным «раздвигом», приуроченным к ее центральной зоне (машакский и шатакский комплексы) и выклиниванием на флангах (с расщеплением? - в северной части). Источником металлов для нового нетрадиционного типа благороднбме-тальной минерализации, установленного в шатакских конгломератах, являлись мантийные флюиды, проникавшие в верхние горизонты коры на стадии формирования рифтогенных комплексов
4. Детальное изучение ультраосновных массивов лерцолитового типа (Крака, Нурали, Миндяк) на основе анализа петрогеохимических особенностей слагающих их структурно-вещественных комплексов и благороднометальной специализации пород и рудных объектов позволило отождествлять эти комплексы с «начально-рифтогенными», формирование которых происходило на стадии перехода континентального рифтогенеза в собственно океанический.
5. Геодинамическое развитие южноуральского региона в раннем палеозое (на стадии перехода континентального рифтогенеза в океанический) характеризовалось наличием элементов рассеянного спрединга, что обусловило формирование нескольких (?) субпараллельных систем грабенов, дальнейшая эволюция которых в режиме растяжения привела к «разрастанию» рифтовой системы, с образованием океанической коры «начального» типа. Растягивающие усилия привели к тому, что одна из систем раздвига приобрела «главенствующее» значение, где происходило формирование океанической коры в результате активного спрединга.
Второстепенные же системы, представляющие собой «рудиментарные» океанические бассейны, с которыми отождествляется «западный пояс гипербазитов», могли остановиться в своем развитии либо же процессы спрединга в них были проявлены слабо.
Практическое значение работы определяется в первую очередь использованием полученных материалов по металлогенической специализации отдельных структурно-вещественных комплексов при проведении поисково-разведочных работ на различные виды полезных ископаемых. В частности, данные по сложнодислоцированным «черносланцевым» отложениям с подсчитанными прогнозными ресурсами Pt и Аи были опубликованы в материалах республиканской научно-практической конференции. На площади развития шатакских конгломератов, в которых обнаружено платино-золото-железоокисное оруденение с промышленными запасами поставлены детальные поисково-оценочные работы.
Апробация. Основные положения работы докладывались на I Метал-логеническом и Ш Всеуральском металлогеническом совещаниях (Свердловск, 1985 и Екатеринбург, 2000), V Уральском петрографическом совещании (Свердловск, 1986), Всесоюзном петрологическом симпозиуме (Ленинград; 1988), II Всесоюзном совещании «Физико-химическое моделирование в геохимии и петрологии» (Иркутск, 1988), II Всесоюзном совещании «Докембрий в фанерозойских складчатых областях» (Фрунзе, 1989), VI Уральском петрографическом совещании (Екатеринбург, 1997), III региональном минералогическом совещании (Ми-асс, 1998), на I и II Всероссийских петрографических совещаниях (Уфа, 1995, Сыктывкар, 2000), II Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003), на VIII и IX чтениях им. А.Н.Заварицкого (Екатеринбург, 2002, 2003), на II, III, IV и V Республиканских геологических конференциях (Уфа, 1997, 1999, 2001, 2003).
По теме диссертации опубликовано 102 работы, в том числе 9 монографий и 7 препринтов.
Объем работы. Диссертация, объемом в 316 страниц, состоит из введения, 6 глав и заключения, содержит 155 рисунков, 58 текстовые таблиц и библиографию (449 наименований).
Считаю своим долгом выразить искреннюю благодарность в первую очередь А.А.Алексееву, В.Н.Пучкову и Д.Н.Салихову, а также И.В.Высоцкому, Д.А.Додину, И.А.Зотову, Т.Т.Казанцевой, А.М.Косареву, А.А.Маракушеву, В.А.Маслову, В.Г.Меньшикову, Г.А.Мизенсу, В.А.Прокину, Г.Б. Ферштатеру, Н.М.Чернышову, Е.В.Чибриковой за труд по прочтению работы и сделанные после этого ценные замечания.
Глава 1. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ РИФТОВЫХ ЗОН
К настоящему времени опубликовано большое количество работ, в которых приводятся обобщенные модели динамического развития отдельных рифтовых структур с детальным анализом кинематических аспектов их образования. В частности, многочисленными исследованиями, проведенными в пределах Байкальской рифтовой зоны, было установлено, что одной из основных особенностей геодинамики этой структуры является максимальный масштаб раздвижения плит в ее центральном сегменте. Это связано с началом рифтогенеза именно в этой области и его распространением на фланги (Милановский, 1976, Мирлин, 1985). Детальные исследования Момской рифтовой зоны (северо-восток России) показали, что в пределах этой структуры наблюдается постепенное увеличение амплитуды, скорости раскрытия и как следствие этого, расширение рифтовой зоны, направленное с юго-востока на северо-запад (Зоненшайн, Савостин, 1979). Полученные в последнее время данные о геометрии раскрытия Курильской котловины (Баранов и др., 1999) свидетельствуют, что в плане эта структура имеет «клинообразную» форму с максимальным раздвигом на юго-западе и выклиниванием на северо-востоке. Современная структураАфрикано-Аравийскогорифтово-го пояса отличается разнообразием строения входящих в нее рифтовых зон и относительной сложностью их конфигурации в плане. В то же время В.Г.Казьминым (1975) было показано, что рифтовая структура на месте Красноморской впадины заложилась не по всей длине, а происходило ее разрастание с юга на север.
Аналогичное строение и динамика раскрытия характерны не только для молодых структур. В частности, С.Ю.Колодяжным (2003) при анализе рифейских рифтогенных структур Восточно-Европейской платформы было показано, что их структурный рисунок в плане имеет веерообразный характер: в одних направлениях они постепенно расширяются, испытывая виргацию и расщепление на несколько ветвей, в других - постепенно сужаются и выклиниваются.
Таким образом, анализ литературы позволяет сформулировать положение, имеющее важное значение для воссоздания палеогеодинами-ческих условий формирования палеорифтовых структур, а также связанного с ними магматизма и металлогении.
Суть положения заключается в том, что динамика развития конти-нентальныхрифтовых систем характеризуется их зарождением на каком-то определенном участке и затем распространением в обе стороны или в одном направлении, что приводит к формированию структур, имеющих в плане «клинообразную» либо комбинированную форму,
ввиду чего их пространственные зоны (по латерали) развиваются в различных геодинамических обстановках.
1.1. Рифтогенные структурно-вещественные комплексы в рифейско-раннепалеозойской истории развития Южного Урала
Вопросы геологического строения, формационной принадлежности и отдельные аспекты формирования разновременных эпиконтинен-тальных рифтогенных структурно-вещественных комплексов, развитых на территории Урала, с различной степенью детальности рассматривались в течение последних 20-30 лет (Иванов, 1979, Парначев и др, 1986, Иванов и др., 1989, Маслов, 1994, Маслов и др., 1998, Бочкарев, 1998, Пучков, 2000, Ковалев, 2000, 2004). К настоящему времени установлено, что эти комплексы относительно широко распространены в пределах всего Урала, но наиболее полно и разнообразно (с точки зрения разновременного набора формаций и их сохранности) они представлены на территории западного склона Южного Урала.
При этом большинство исследователей склоняются к мысли о том, что рифейско-раннепалеозойский этап развития региона не может быть описан в рамках модели единого, длительно и закономерно развивающегося континентального рифта. В истории его эволюции выделяют:
- раннерифейский этап, представленный терригенными грубообло-мочными отложениями, входящими в состав айской свиты и щелочными вулканогенными породами навышского комплекса с абсолютным возрастом 1615±60 млн. лет (и-РЬ метод) и 1608+30 млн. лет по данным рубидий-стронциевого метода (Краснобаев и др., 1992). Анализ геологических материалов позволяет реконструировать палеогеодинамические условия для этого временного периода. Они заключаются в том, что в северо-восточной части региона (в современных координатах) развитие дошло до формирования грабенообразных структур, заполняющихся грубообломочным материалом в «переслаивании» с щелочными эффузи-вами и пирокластикой В юго-западном направлении структура выклинивалась, превращаясь в систему тектонических нарушений (разломов), трассирующихся дайковыми поясами и дифференцированными интрузиями диабаз-пикритового и пикритового состава. В южной части территории геодинамическое развитие «остановилось» на стадии разломооб-разования с формированием дайковых поясов, трассирующих зоны тектонических нарушений;
- среднерифейский этап, характеризующийся относительно широким распространением грубообломочных терригенных пород в составе машакской свиты, вулканитами контрастной базальт-риолитовой формации, датированной по цирконам в риолитах и-РЬ методом (1348±30 млн. лет), Бердяушским плутоном гранитов-рапакиви (1348±13 млн. лет) (Краснобаев и др., 1981, 1985) и Кусин-ско-Копанским расслоенным интрузивным комплексом. Обобщенный анализ геологических материалов, позволяет говорить о том, что в «среднерифейское время» развитие территории западного склона Южного Урала, также как и в раннерифейское, определялось эпиконтинентальным рифтогенезом. В режиме растяжения были сформированы системы разломов, трассирующиеся лайковыми поясами и серии грабеновых структур, заполнявшихся грубообломоч-ным материалом с широко проявленным эффузивным и интрузивным магматизмом различной основности. «Далеко зашедшее» развитие эпиконтинентальной рифтовой структуры во многом определялось динамикой процесса, что привело к определенной зональности в строении среднерифейского рифта;
- вендский этап, терригенные породы которого представлены конгломератами, гравелитами и песчаниками, а магматические - щелочными вулканитами аршинского, щелочными габброидами миселинского и ме-ланократовыми сиенитами авашлинского комплексов. Обобщая материалы по вендскому этапу развития территории, следует отметить, что на этом временном отрезке эволюция определялась процессами рифто-генеза, характеризующимися определенным своеобразием. Во-первых -это щелочной уклон магматизма, свидетельствующий о низких степенях плавления мантийного субстрата, проявившегося на территории с мощной, стабилизированной корой континентального типа. Во-вторых - наличие локальных структур, выполненных грубообломочным материалом в ассоциации с вулканическими породами, что свидетельствует о формировании линейно ориентированных грабенов, трассирующих центральную зону эпиконтинентальной палеорифтогенной структуры и рассредоточенный щелочной магматизм, выявляющий «оперяющие» главную структуру, разломы коры;
- раннепалеозойский этап, характеризующийся развитием эпикон-тинентального рифтогенеза с переходом к океаническому спредингу с образованием ранних офиолитов, которые по ряду параметров отличаются от офиолитовых комплексов СОХ (Пучков, 2000, Книппер и др., 2000, Ковалев, 1998, 2000). Его отличием от предыдущих этапов является полный цикл Уилсона с раскрытием Палеоуральского океана и последующей коллизией.
Схемы распространения позднедокембрийско-раннепалеозойских магматических пород и вулканогенно-осадочных отложений на западном
склоне Южного Урала // >
(по материалам А.ААлтса«М1,19(4, В.П.Лармачава и др., // 1966, А.В.Маслова, М.Т.Крутнин», 1И1, В.Н-Пучшжа, МОО)
I т Ь I "Ч* I I» I'* |< I УЫ» I "» |.
GEO GSEN ЕЭ. □№> га» CHI« Q3« О]« 233« В' е. Ю> IS Ш» ЕЗ» ЕНЗ» СЕ]» ОП» DEW
<■2 доммбрийстап «иаморфнчасииа шчтааасы {1-Тараташсо*й. 2-Уфтйс-ний), 3-ранм*ряф«мс*11» от ложе мм шрасшииинма. <Нмнмериф«йс1м* «то-мимм грубообпоючнын материалом и ■ у тамгами, З-аумдниш ипымсян го комплекса, (-средорифеискиа отекания н^ркчлмемнис, 7-сред1мрифп'| скт оматиия с иататичостми яодоами основного состааа, S-сродиари-фейскиа отложаимя с мапотмчоекмии породами «спета состааа, 9-грмшм Рябимисаого аоамлаям, 10 Варявуиюя* массив граииот рипинри, 1MJ-Cy-ааиаистй кмппмс (Н-утиальская, куртшашя и ммндмаам еаигы, 12-мм-рянсия, уюду »-урояж«aa, MStuMnM и баммйсш cwnw), 13-яодлиариф>*с-те отжМаимя иераешаманиые, 14-мндб»» отомни* иарасиаияя^ю. 19* дайюаыа тела (а-раиак срцуи и мадиарифайеяогв траста, 6 a*W*»), И коигеомараш, 17-rpaoaниш, Ичюсчанию, i frowaapomim» И rmniw гыа спаицм. 21«тгоаройсояармпциа пыимстма сланцы, И niaacn—кдаявммты. П-базапиы и днабаш, 24-рмотггы, 25-яалчпо>с1ои втптшп ныа. 2б-гипарб«иты< 27- магыутичасшм пороем м обрамтиня ииемм« Край
2-Магк«тол>рская зона. З-глубошвддиьи батиальмыа осадки пасс—о* мфш ны ВЕЛ, 4нмл«ояо0мы* шельф. Э-матовоАиыа осадам чаш* иикрмоигамм» та, | норасчяанаияыа аонллаксы Тагильской островной дуги, 74амлмы • ла> pacwamw с глувоммидиыми осадками. 9-рифтооыо формации (субирлоч-мыа эффумаы в яараслаивании с коигпомаратами и пасчанаиаии).
Глава 2. ЗОНЫ РАЗЛОМОВ - ПОКАЗАТЕЛИ СПЕЦИФИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ НАЧАЛЬНЫХ СТАДИЙ РИФТОГЕНЕЗА
Разноранговые системы тектонических нарушений являются обязательными элементами, выделяемыми при изучении геологического строения любой территории. Они формируются на разных этапах развития основных геологических структур, при различных геодинамических режимах и обстановках и являются «необходимыми атрибутами» большинства из геологических процессов. Начальные стадии рифтогенеза сопровождаются заложением систем тектонических нарушений, в зонах которых реализуются своеобразные процессы, отражающиеся в породах субстрата, по которым происходит «разломообразование».
Западный склон Южного Урала отличается довольно сложным тектоническим строением и характеризуется длительной историей развития, включающей в себя несколько этапов рифтогенеза (см. выше). Наличие многочисленных тектонических нарушений регионального плана и более мелких порядков, многие из которых несут черты унаследова-тельности от глубинных разломов, образовавшихся на «ранних» этапах развития региона в режиме растяжения («насыщенность» интрузиями базитового и базит-гипербазитового состава, трассирование дайковыми поясами и т.п.), формируют его «мозаично-блоковое» строение.
В результате детального изучения разрезов зон региональных разломов и оперяющих разноранговых тектонических нарушений было установлено, что их наиболее сложнодислоцированные участки представлены черносланцевыми отложениями с обильной сульфидной минерализацией в ассоциации с магматическими породами. При этом показано (на примере Узянско-Кагармановской зоны), что даже если тектоническое нарушение сечет разновозрастные отложения, то и в этом случае общая тенденция сохраняется - наиболее сложнопостроеннные части разрезов представлены черносланцевыми толщами, сменяющимися вкрест простирания тектонической зоны пачками «нормальных» глинистых сланцев, песчаников и алевролитов.
Изучение геохимической специализации пород, слагающих эти зоны, показало, что им присуща Аи-К-Рё, Аи-Рё-Р и К-Аи благороднометаль-ная специализация. Содержания благородных металлов по отдельным разрезам составляют (в г/т): Улу-Елгинская зона - 0,1-1,0 Аи, 0,1-173 Ag, 0,05-0,09 Р^ 0,004-0,005 Os, 0,043 Ru; Кудашмановская зона - 0,02-0,03 Аи, 1,3-2,5 Ag, 0,13-1,18 Рё; Кагармановская зона - 0,17-0,28 Аи, 0,08-0,27 К, 0,06 Яи. Кроме того, в них обнаружена своеобразная минерализация, представленная самородным оловом, в составе которого установлены: 0,991,11% Ag, 1,14-1,27% Рё и 1,09-1,21% ЯИ. Повышенные содержания ЭПГ были зафиксированы и в составе золотин из рудных объектов и россыпей,
приуроченным к тектоническим зонам. В частности, на месторождении Улюк-Бар, расположенном в зоне Караташского разлома, в составе золо-тин присутствуют Р (2,09-3,1%) и Pd (0,68-0,79%), а в золотинах из россыпи «Осиновый лог», которая расположена на южном продолжении Узян-ско-Кагармановской зоны, содержится Pd (1,06%).
Рис. 2.1. Диаграммы Сг - N и И - Pd для пород стратотипических разрезов Башкирского мегантиклинория и терригенных толщ из тектонических зон. Породы стратотипа -залитые кружки. Незалитые кружки на диаграмме «а» - терригенные толщи из тектонических зон, кпарки даны по (Юдович, Кетрис, 1994); на диаграмме «б» - регионально-фоновые значения по (Волченко и др., 2001). Для построения диаграмм использовались материалы А. В. Маслова (Салихов, Юсупов, Ковалев и др., 2001) и (Рыкус и др., 1994).
Одним из важнейших вопросов формирования благороднометаль-ной специализации такого типа является определение источника благородных металлов. При этом, как правило, рассматриваются три варианта: 1) вмещающие толщи (кластогенный материал) и захороненные в них подземные воды; 2) орто- и парапороды, расположенные в глубинных частях коры; 3) мантийные интрателлурические флюиды. Так как золото является «космополитичным» элементом, то однозначно решить вопрос о его источнике довольно сложно, но его ассоциативные связи с ЭПГ позволяют в значительной степени сузить эти рамки. Анализ материалов по распределению Сг, № и Со в стратоти-пических рифейских разрезах центральной части Башкирского меган-тиклинория показывает, что ранне- и позднерифейские отложения отличаются пониженными по отношению к кларкам содержаниями этих элементов (рис. 2.1). Так как Сг и № являются типоморфными элементами для пород - первоисточников ЭПГ, следовательно, если допустить, что источником формирования благороднометальной специализации сложнодислоцированных пород являлись сами осадочные толщи, то они в этом случае должны нести повышенные количества ти-
поморфных элементов. Причем этой геохимической специализацией должны обладать именно «неизмененные» осадочные породы страто-типических разрезов, как наиболее информативные для общей характеристики областей питания палеобассейна. В реальности мы наблюдаем «обратную» картину, то есть следует признать, что для формирования Pt-Pd специализации толщ, приуроченных к тектоническим зонам, необходим привнос ЭПГ из глубинных источников.
Методом термовакуумной декрепитации было установлено, что породы изученных разрезов подверглись значительной флюидной проработке, причем, более восстановленный характер высокотемпературных газов ГЖВ, повышенные концентрации азота в их составе и высокие начальные температуры (~390 320°С) свидетельствуют об изначально глубинной эндогенной природе флюидов, которые по мере остывания окислялись с увеличением доли СОг.
Кроме определения химического состава углеродсодержащих сланцев, содержания в них благородных металлов и состава минералов, было проведено изучение изотопного состава серы (ИСС) сульфидов пород Узянско-Кагармановской зоны, показавшее, что ИСС углеродисто-глинистых сланцев Узянско-Кагармановской зоны характеризуется только положительными (с небольшим разбросом) значениями 5348 (от +8,9 до +16,4%о, 5348св=+12,7%о); 5348 сульфидов из дайки габбро-диабазов (-2%о) отвечает значениям мантийной серы (Ковалев, Мичурин, 2005). Данные вариации значений 5348 «сульфидов из углеродисто-глинистых сланцев и из габбро-диабазов свидетельствуют, что после внедрения дайки габбро-диабазов никаких существенных метаморфо-метасоматических процессов в этой зоне не происходило. Анализ литературных материалов позволяет говорить о том, что двузначные положительные значения 348 в сульфидах черных сланцев Узянско-Кагармановской зоны не противоречат представлениям о воздействии мантийных флюидов на породы зоны, так как близкие цифры были получены для сульфидов из пород и руд, генетическая связь которых с магматизмом ни у кого не вызывает сомнений (Гриненко и др., 2003). Обогащение сульфидов тяжелым изотопом 348, вероятнее всего, свидетельствует о «загрязнении» флюида сульфатной серой при его прохождении через толщи осадочных пород.
Согласно взглядам А.А.Маракушева, Ф.АЛетникова, В.Н.Ларина и других исследователей, глубинные интрателлурические флюиды имеют восстановительный углеводородный характер и при поступлении в верхние горизонты земной коры окисляются с выделением углерода (СНЦ + С02 = 2С + Н20). По данным И.А.Зотова (1989), флюид способен покидать магму в значительных количествах лишь на глубинах менее 10 км от поверхности. Следовательно, он не только сохраняет,
но и наращивает свой объем и количество растворенных рудогенных элементов при движении вверх примерно до этой глубины. Лишь выше этого уровня флюиды могут рассеиваться во вмещающих осадочных или осадочно-метаморфических толщах с экстракцией и переотложением отдельных элементов в благоприятных (по физико-химическим условиям) зонах разгрузки. Взаимодействие глубинных флюидов с осадочными породами верхних горизонтов земной коры, в особенности с алюмосиликатными, которые к тому же насыщенны поровыми, погребенными водами, всегда приводит к нарастающему окислению, а на определенном его этапе - к неоднократному отложению рассеянного углеродистого вещества обычно при температурах 500-200° (Иванкин, Назарова, 1988). Последующая восстановительно -окислительная инверсия флюида сопровождается лишь частичным окислением свободного углерода, ввиду чего приразломные, в первую очередь, глинистые породы приобретают темно-серую, черную (иногда пятнистую) окраску и часто описываются в качестве черносланце-вых толщ осадочного генезиса.
На первом этапе этого процесса, формой миграции благородных металлов являлись, вероятнее всего, легколетучие комплексы в ассоциации с углеводородами - металлоорганические соединения, так как Аи и К, к примеру, отличаются особым разнообразием и прочностью связей с органическими лигандами по сравнению со своими электронными аналогами по периодической системе (Иванкин, Назарова, 1988).
В результате инверсии окислительно-восстановительных условий в верхних горизонтах коры происходит «осаждение» (концентрация в ослабленных, тектонических зонах) благороднометальных элементов в минеральных видах, которые зависят от химических форм нахождения их в «восстановленном мантийном» флюиде и их изменениях при его инверсии. Результатом этого процесса является формирование специфических Аи+ЭПГ месторождений, рудопроявлений либо геохимической специализации терригенных пород, которые по внешнему облику могут определяться как типично осадочные, либо претерпевшие изменения в «дометаморфических» стадиях преобразования, а их метаморфизм характеризоваться как «синрудный», гидротермальный.
Глава 3. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И УСЛОВИЯ ПРОЯВЛЕНИЯ ДИАБАЗ-ПИКРИТОВОГО МАГМАТИЗМА ЗАПАДНОГО СКЛОНА ЮЖНОГО УРАЛА
Проявления пикритового магматизма связаны с разными этапами геодинамического развития отдельных регионов, однако общей их особенно-
стью является приуроченность к зонам повышенной проницаемости земной коры - системам глубинных разломов. Диабаз-пикритовые комплексы западного склона Южного Урала, являются южным продолжением зоны распространения пикритовой ассоциации Урала. Близкие породы описаны на Среднем и Северном Урале (Старков, 1967, Лукьянова, Во-лынин, 1979), а также на Приполярном и Полярном Урале (Голдин и др., 1973). На Южном Урале пикритовые и диабаз-пикритовые комплексы изучались А.Н.Заварицким (1937), А.С.Варлаковым (1967), В.И.Ленных и В.И.Петровым (1978), АААлексеевым (1979, 1984, 2000, 2003) и автором (Ковалев, 1987, 1990, 1996, 2000, 2003).
К настоящему времени в пределах западного склона Южного Урала выделяются 4 разновозрастных диабаз-пикритовых и пикродолерито-вых комплекса: шуйдинский (R|), лапыштинский (R2), мисаелгинский (R3) и лысогорский (V) (Алексеев, 1984). Геохимическое изучение слагающих их пород показало, что содержания Сг и Ni в них на порядок превышают значения, характерные как для океанических, так и континентальных базальтов. По количеству некогерентных элементов (Zr, Sr, Rb) породы комплексов близки к щелочным оливиновым базальтам и континентальным толеитам, а по соотношению изотопов стронция и K/Rb отношению они оказываются близкими к неистощенному мантийному субстрату, вернее непосредственным выплавкам из него. Анализ распределения редкоземельных элементов показывает, что все они характеризуются близкими значениями группы легких РЗЭ при относительно четко выраженном Eu-ом максимуме. Последнее подразумевает, что в процессе их генезиса не происходило заметного фракционирования плагиоклаза и/или клинопироксена в промежуточных очагах.
Для определения условий петрогенезиса пород диабаз-пикритовых комплексов, были произведены расчеты по кристаллизации расплавов и плавлению мантийных субстратов различного химического состава. Температуры образующихся расплавов определялись двумя независимыми способами: 1) по диаграмме Роддика и Комптона (1977); 2) по расчетным данным (Nathan, Vankirk, 1978). Опираясь на результаты проведенных исследований, в общем виде, можно оценить Р-Т условия формирования пород и воссоздать геодинамические обстановки их реализации. Корректность полученных результатов обусловлена применением двух моделей (либо диаграмм), правомерность использования которых для аналогичных целей обсуждалась ранее (Штейнберг, 1985, «Магматические...», 1987).
Анализ рассчитанных жидких фракций, полученных при моделировании процессов плавления мантийных субстратов различного химического и минерального составов и сравнение их со средневзвешенными составами пород, слагающих диабаз-пикритовые комплексы, показывает, что тренд эволюции расплавов, сформировавших ран-
нерифейские комплексы, близок к тренду плавления гранатового перидотита (рис. 3.1), а средневзвешенный состав отвечает 20-22% выплавке из него. Но область генерации расплавов, сформировавших эти комплексы, располагается в поле устойчивости О1+Орх-вой ассоциации на границе с О1+Орх+Срх-вой, не достигая значений давления, характерных для ассоциации с гранатом. Из этого следует, что расплавы, сформировавшие дифференцированные комплексы раннерифей-ского времени, образовались при 20-22%-ом плавлении мантийного субстрата при давлении в очаге магмогенерации «25 Кбар, причем субстрат по химическому составу был близок к гранатовому перидотиту, но область магмогенерации располагалась выше стабильного состояния граната.
Рис. 3.1. Диаграмма "ПОт-МдО для дифференцированных комплексов западного склона Южного Урала.
Как видно из диаграммы (рис. 3.1), расплавы, сформировавшие среднерифейские комплексы, можно получить при 25-26% плавлении мантийного субстрата, близкого по химическому составу к шпинеле-вому перидотиту, причем тренд внутрикамерной дифференциации этих комплексов близок к тренду частичного плавления данного субстрата. Давление в очаге магмогенерации при этом достигало «25-28 Кбар. Аналогичный анализ, проведенный в отношении генезиса расплавов, сформировавших позднерифейские комплексы, позволяет говорить о том, что их образование обусловлено частичным («20%) плавлением шпинелевого перидотита при давлении «25-26 Кбар.
Сравнительный анализ всей совокупности материалов по диабаз-пикритовым комплексам западного склона Южного Урала с аналогичными данными по пикритам ранних этапов эволюции складчатых поясов и ультрабазитов зон тектономагматической активизации стабилизиро-
ванных областей показывает, что они оказываются близки ко второй группе по геохимическим характеристикам и условиям образования. Это позволяет говорить о том, что дифференцированные комплексы западного склона Южного Урала являются специфическими образованиями, сформировавшимися в результате эволюции мантийного субстрата на начальных этапах деструкции континентальной коры.
Рис. 3.2. Геодинамические реконструкции проявления диабаз-пикритового магматизма.
Условные обозначения: 1-неистощенный мантийный субстрат, 2-область частичного плавления мантийного субстрата, 3-промежуточный магматический очаг, 4-диабаэ-пикритовые тела, 5-тела габбро-диабазов, 6-кора, 7-породы фундамента, 8-конгломераты, 9-песчаники, 10-карбонатные породы, 11-эффузивные породы, 12-глубинные разломы, 13-коровые разломы, 14-геологические границы, 15-проценты плавления мантийного субстрата.
В. момент заложения глубинных разломов, на ранних стадиях риф-тогенеза, создаются благоприятные условия для внедрения в верхние горизонты коры недифференцированных мантийных расплавов, которые уже в коровых условиях формируют дифференцированные тела (рис. 3.2, А). В реальных условиях данная ситуация соответствует геологическому строению шатакской структуры, в основании которой нами было описано дифференцированное тело диабаз-пикритового состава. На рис. 3.2, Б изображена стадия, соответствующая условиям формирования интрузивной серии машакской свиты, которая характеризуется наличием промежуточного очага, являющегося источником большей части машакских базальтов. Принципиальным следует считать то, что процесс формирование диабаз-пикритовых комплексов реализуется в зонах разломов, «оперяющих» главную рифтогенную структуру, так как в осевой зоне наличие промежуточного очага «пе-
рекрывает» пути поступления недифференцированного мантийного расплава, вернее, он поступает в промежуточную камеру, где смешивается с продуктами дифференциации, оказывая влияние на геохимические характеристики формирующихся пород.
И, наконец, третий вариант, реализующийся на выклинивании риф-товой системы, где она превращается в серию тектонических нарушений без образования грабеновых структур (рис. 3.2, В). К характерным особенностям этой обстановки относится возможность присутствия диабаз-пикритовых комплексов в отложениях, перекрывающих риф-тогенные терригенные породы, так как общая динамика развития системы подразумевает некоторое «запаздывание» в развитии процессов магмообразования и как следствие этого, становится возможным появление базит-гипербазитовых комплексов в более поздних по времени образования осадочных отложениях. В реальной обстановке данная ситуация характерна для Бакало-Саткинского района, где распространены раннерифейские диабаз-пикритовые и пикритовые комплексы, которые трассируют южное замыкание раннерифейской рифтогенной структуры.
Глава 4. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ, МАГМАТИЗМ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ СРЕДНЕРИФЕИСКОЙ ПАЛЕОРИФТОГЕННОЙ СТРУКТУРЫ
В пределах западного склона Южного Урала выделяются структурно-вещественные комплексы магматических и осадочных пород, которые свидетельствуют о рифтогенных условиях развития региона в среднери-фейское время. Общие вопросы геологического строения, состав и условия формирования вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ этого временного периода, а также палеотектонические условия и палеогеографические обстановки образования пород, слагающих эту структуру, достаточно обстоятельно были рассмотрены в работах: М.И.Гараня, Б.М.Келлера, Д.С. Штейнберга, Н.А.Румянцевой, С.Н.Иванова, А.Ф. Ро-таря, В.П.Парначева и др., А.В.Маслова, В.И.Козлова, С.Г.Ковалева и др. Составу, петрогеохимическим характеристикам и условиям образования магматических комплексов, распространенных в пределах этой палеоструктуры, также посвящена довольно обширная литература (Д.С.Штейнберг, Н.А.Румянцева, О.В.Карпова, А.А.Алексеев, А.А.Крас-нобаев и Н.С.Бородина, В.М.Сергиевский, С.Г.Ковалев и др.).
Общее структурное положение и «вещественное выполнение» средне-рифейской палеорифтогенной структуры изображено на рис. 4.1. Форма-ционные типы пород и ассоциации породных комплексов, слагающих раз-
личные зоны этой палеоструктуры, характеризуются специфическими чертами строения и состава, которые позволяют говорить о том, что они были сформированы в различных геодинамических обстановках, определяющихся общей динамикой развития палеоструктуры.
Рис. 4.1. Структурно-тектоническая схема среднерифейской палео-рифтогенной структуры и обобщенно-идеализированные разрезы ее отдельных зон (по Парначеву и др., 1986, с дополнениями). 1-8-условные обозначения для структурно-тектонической схемы: 1-Тара-ташский архей-протерозойский комплекс; 2-нижнерифейский комплекс; 3-среднерифейский осадочный комплекс; 4-верхнерифейско-вендский комплекс; 5-среднерифейский вулка-ногенно-осадочный комплекс; 6-Ку-синско-Копанский массив; 7-па-леозойские отложения; 8-отдельные структурные зоны среднерифейской палеорифтогенной структуры: 1-Ку-вашская зона, 2-Машакская зона, 3-Ишлинская зона, 4-Белетарская зона, 5-Узянская зона, 6-Кухтурская зона, 7-Шатакская зона, 8-Кургасская зона; 9-20-условные обозначения для идеализированных разрезов: 9-доломиты саткинской свиты (Я1); 1О-углисто-глинистые сланцы юшинской свиты (Я1); 11-глинистые и углисто-глинистые сланцы; 12-алевролиты; 13-вулканогенно-осадочные породы кувашского комплекса нерасчленен-ные; 14-интрузивные породы основного состава Кусинско-Копанского комплекса нерасчлененные; 15-Рябиновские граниты; 16-кварцитопесчаники и кварциты зи-гальгинской и таганайской свит; 17-конгломераты; 18-силлы основных пород; 19-потоки основного состава; 20-туфы, туффиты и туфопесчаники нерасчлененные; 21 -эффузивы кислого состава.
Кувашский комплекс. В составе комплекса выделяются: вулканоген-но-осадочная ассоциация (собственно кувашская свита), представленная порфироидами, порфиритоидами, парасланцами, ортопородами и редко метаконгломератами. Кроме того, В.П.Парначев и др. (1986) в состав комплекса включают губенские гранито-гнейсы, шумгинские гнейсо-амфиболиты и рябиновские граниты. Перекрыты отложения этого комплекса таганайскими кварцито-песчаниками и кварцитами, которые являются аналогом пород, слагающих зигальгинскую свиту.
Кусинско-Копанский комплекс, в состав которого включаются 4 пространственно разобщенных массива, расположен в северной части палеоструктуры. Как было установлено Д.С.Штейнбергом с коллегами (1959), в структурном отношении массивы представляют собой межформационные пластовые интрузивные тела, истинные размеры которых по падению остаются неизвестными до сих пор. В 1992 году А.А. Алексеевым с соавторами была обоснована точка зрения о том, что эти массивы представляют собой изолированные части единого расслоенного тела лополитообразной формы, имеющего значительные размеры с невскрытой нижней зоной, сложенной дифференциатами ультраосновного состава.
Шатакский и Машакский комплексы, объединяющие вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные отложения, выполняющие Ма-шакскую, Ишлинскую, Белетарскую, Кухтурскую, Узянскую и Шатак-скую зоны (рис.4.1), слагают центральную часть среднерифейской па-леорифтогенной структуры. Строение отдельных комплексов характеризуется наличием стратифицированных толщ, которые представлены переслаиванием осадочных (полимиктовые конгломераты от валунных до мелкогалечных, гравелиты, песчаники, алевролиты, углеродисто-глинистые сланцы и очень редко прослои карбонатных пород), вулкано-генно-осадочных (туфопесчаники, туфобрекчии, туфы основного и кислого составов) и вулканических (метабазальты, диабазы, дациты и рио-литы) пород. Считается, что обобщенный разрез этого комплекса, с угловым несогласием и размывом залегающий на породах юшинской свиты (Ri), начинается с базальных конгломератов и наращивается толщами, представляющими собой переслаивание пачек терригенного материала различной размерности с потоками (покровами) метабазальтов, силлами метадиабазов и жерловыми фациями вулканитов основного и кислого составов. Кроме того, нами в основании машакского разреза вблизи его границы с юшинской свитой, было описано дифференцированное диа-баз-пикритовое тело (Ковалев, Высоцкий, 1997). Перекрываются породы Машакского и Шатакского комплексов песчаниками и кварцитопесчани-ками зигальгинской свиты, хотя в отдельных случаях наблюдается непосредственное налегание зигальгинских пород на более древние раннери-фейские толщи юшинской и бакальской свит (Иванов, 1979).
Кургасский комплекс распространен в самой южной части Башкирского мегантиклинория и приурочен к одноименной антиклинали. В строении комплекса участвуют осадочные (гравелиты редко, песчаники, алевролиты, сланцы), вулканогенно-осадочные (туфопесчаники, туфоалевролиты) отложения и магматические породы, представленные дайками (редко) и многоярусными силлами диабазов. Интрузивные комплексы пород основного состава локализованы исключитель-
но среди терригенных отложений юшинской свиты (Я]) и не встречаются в зигальгинских (Я2) песчаниках.
В общем виде особенности геологического строения палеострукту-ры заключаются в следующем:
1) максимальное (по мощности и разнообразию составов) развитие грубообломочных пород приурочено к зонам, расположенным в центральной части палеоструктуры, в то время как на севере и юге их количество в разрезах незначительно либо они полностью отсутствуют;
2) в. субмеридиональном направлении (в современных координатах) изменяются геологические характеристики магматических образований. В частности, максимальное разнообразие их фациальных разновидностей (эффузивные покровы и потоки, субвулканические пластовые тела, эруптивные жерловые комплексы) и значительные вариации по основности (от пикритов до риолитов) приурочены опять же к центральным частям палеоструктуры, в то время как на севере они представлены единым(?) вулкано-плутоническим комплексом (Кусинско-Копанский интрузивный комплекс + вулканиты, входящие в состав кувашского комплекса), а на юге - многоярусными силлами диабазов Кургасской структуры.
Особенности геохимии магматических пород, входящих в состав отдельных структурно-вещественных комплексов, слагающих палео-структуру, заключаются в следующем:
1) нормализованные содержания легких лантаноидов в машакских и кувашских базальтоидах, а также в габброидах Кусинско-Копанского комплекса, расположены в «промежуточной» (между океаническими и континентальными базальтами) области;
2) относительно четко выраженный европиевый минимум и обога-щенность группой тяжелых РЗЭ, присущие габброидам Кусинско-Копанского комплекса, свидетельствуют о том, что в генезисе верхней части его расслоенной серии большое значение играли процессы внут-рикамернрй дифференциации. В целом они были близки к процессам, реализующимся в промежуточном очаге, в результате дифференциации вещества которого сформировались машакские базальты;
3) близость процессов формирования магматических пород, выполняющих среднерифейскую палеорифтогенную структуру, выражается в их обогащенности группой легких лантаноидов по сравнению с океаническими базальтами и некоторой обогащенностью тяжелыми РЗЭ, которая указывает на то, что они подверглись процессам внутрикамерной дифференциации в промежуточных очагах.
Еще рельефнее эти закономерности проявлены на диаграммах Се/УЬ - ТЯ и Ьа - Бш (рис. 4.2), на которых машакские и кувашские базальты располагаются в промежуточной области (между океаническими и континентальными базальтами), причем породы Кусинско-Копанского и
Лапыштинского диабаз-пикритового комплексов отличаются повышенными количествами легких редкоземельных элементов (церия) и всей суммы РЗЭ, что может служить доказательством формирования первых в результате процессов внутрикамерной дифференциации и характеризовать слабую дифференцированность вторых, являющихся непосредственными мантийными выплавками.
Рис. 4.2. Распределение РЗЭ в магматических породах среднерифейского возраста. 1 -континентальный базальт, 2-океанический базальт, 3-базальты и риолиты Машакского комплекса, 4-метабаэальты и метариолигы Кувашского комплекса, 5-габброиды Кусинско-Ко-панского комплекса, 6-Лалыштинский диабаз-пикритовый комплекс
Ранее, в работе К.С.Иванова и Л.А.Карстен (1997), посвященной анализу геодинамических аспектов формирования машакского вулканоген-но-осадочного комплекса показано, что эти породы образовывались в обстановке, аналогом которой является переходная от Восточно-Африканской рифтовой зоны к Красному морю, то есть непосредственно предшествующая началу спрединга. На наш взгляд, материалы, приведенные выше, с достаточной степенью надежности подтверждают эту точку зрения, а именно тот факт, что машакские (и близкие им куваш-ские) базальты формировались в геодинамических обстановках, которые можно охарактеризовать как рифтогенные (палеорифтогенные). Причем, если в центральной части палеоструктуры процессы континентального рифтогенеза достигли «последней» стадии, предшествующей непосредственному формированию океанической коры, то на ее флангах они были принципиально иными и характеризовались «меньшей глубиной» проявления процессов рифтогенеза.
Переходя к характеристике общих закономерностей петрогенезиса магматических пород этой структуры, следует отметить, что в их генезисе просматриваются две основные тенденции: 1) присутствие разновидностей, являющихся непосредственными мантийными выплавками (тела диабаз-пикритового состава Лапыштинского комплекса и в основании Шатакского комплекса); и 2) наличие магматических пород - дифферен-
циатов первичных расплавов в промежуточных очагах (машакские, ша-такские и кувашские базальты).
и^иг шз га-» П> Не Шу Шв
Рис. 4.3.Диафамма ИОг - МgО для магматических пород среднерифейского возраста и линейные тренды для отдельных комплексов (а).
Условные обозначения: 1-габброиды Кусинско-Копанского комплекса, 2-интрузивные диабазы Кургасского комплекса, 3-магматические породы Машакского комплекса (пик-родиабазы, базальты, риолиты), 4-метабазальты и метариолиты Кувашского комплекса, 5-пикриты и диабазы Лапыштинского комплекса, 6-тренд изменения содержаний окислов при плавлении шпинепевого лерцолита,7-процент плавления, 8-тренд среднерифейского магматизма. При построении диаграммы, использовались данные Карповой, 1974, Алексеева, 1684, Парначева и др., 1986.
Анализ диаграммы, построенной на основе материалов по моделированию процесса плавления мантийного субстрата (рис. 4.3), выполненный по методике, близкой к описанной И .Д.Рябчиковым («Магматические...», 1987), показывает, что эволюция среднерифейского магматизма обусловлена глубинным петрогенезисом в условиях континентального рифтогенеза при меняющихся динамических параметрах развития системы. В общем виде эволюция среднерифейского магматизма практически полностью удовлетворяет тренду плавления мантийного субстрата, близкого по химическому составу к шпинелевому перидотиту. Причем, средневзвешенные составы и эндоконтактовые породы Лапыштинского диабаз-пикритового, Шатакского пикродиа-базового и расслоенного Кусинско-Копанского комплексов оказываются близки к 20-25% выплавкам (при давлении 25-28 Кбар), которые расположены в поле устойчивости (в качестве реститовых парагенези-сов) О!-Орх-вой и отчасти О!-Орх-Срх-ой ассоциаций.
Этот процесс в среднерифейское время имел характер явления, скорее всего свойственного (в геодинамическом отношении) локальному континентальному рифтогенезу без образования системы, в которой бы происходило формирование океанической коры, включающей в свой состав как базальты со своеобразными петрогеохимиче-скими характеристиками, так и в различной степени истощенные ги-пербазиты. Отсутствие структурно-вещественных комплексов такого состава, а также относительно четко проявленная тенденция, направленная на формирование расслоенных вулкано-плутонических ассоциаций и глубоко дифференцированных промежуточных очагов контрастного базальт-риолитового состава, позволяет говорить о том, что проявления этого типа магматизма характеризуют собой зарождение и эволюцию континентальной палеорифтогенной структуры. В ее развитии большую роль играли динамические процессы. Сосредоточение максимальных растягивающих усилий в центральной части привели к формированию локальных грабеновых структур, которые заполнялись грубо- и тонкозернистым терригенным материалом. При такой последовательности событий в области максимального раздвига должно наблюдаться широкое развитие вулканизма при большом разнообразии продуктов его деятельности (интрузии, эффузивные и пирокла-стические фации), так как процесс раздвижения характеризуется хрупким раскалыванием верхних горизонтов коры с образованием проницаемых зон тектонической разгрузки, по которым происходит внедрение магматических расплавов с опережающей флюидной проработкой субстрата. Процессы дифференциации в подкоровом очаге (и, возможно, контаминации в его верхней части) приводят к образованию магм, различающихся как по основности (базальты, риолиты), так и по геохимическим характеристикам. В этом случае, при «далеко зашедшем» раздвиге», но без полного разрыва сплошности континентальной коры, формирующиеся магматические породы будут обладать «промежуточными» (между океаническими и континентальными разновидностями) геохимическими характеристиками, что и наблюдается при анализе данных по машакским и шатакским базальтам.
«Особое» строение южного замыкания палеорифтогенной структуры (район Кургасской антиклинали) также находит удовлетворительное объяснение в рамках этой модели. Как было показано выше, основными геологическими чертами строения этого района является наличие многоярусных силловых залежей диабазов, а также отсутствие эффузивных производных магматической деятельности и грубообломочных терри-генных пород. В 1980 году В.Н.Ларин, рассматривая динамику формирования траппов, пришел к выводу о том, что модель их образования может быть в идеализированном виде описана характером деформаций,
свойственных жесткой арке или сфере при уменьшении ее кривизны. Процесс сводообразования на начальных этапах рифтогенеза, обусловленный эволюцией подкорового вещества приводит к заложению вертикальных тектонически ослабленных зон в нижних горизонтах коры, а в верхней части, наоборот, уменьшение кривизны вызывает появление горизонтально ориентированных ослабленных зон (по типу трещин отслаивания). Результатом действия этого (применительно к южному замыканию палеоструктуры) является формирование многоярусных сил-ловых залежей, что мы и наблюдаем в районе Кургасской антиклинали.
Глава 5. ГИПЕРБАЗИТОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ - ИНДИКАТОРЫ ОТДЕЛЬНЫХ ЭТАПОВ И ОБЩЕЙ ДИНАМИКИ ФОРМИРОВАНИЯ РИФТОВЫХ СТРУКТУР
Петрогенетические условия становления ультраосновных массивов определяются наличием трех основных формационню-генетических типов, формирование которых происходило в различных геодинамических обста-новках: 1) ультраосновные породы в разрезе офиолитов - аналоги нижних частей разреза океанической коры; 2) гипербазиты концентрически-зональных (дунит-клинопироксенит-габбровых) массивов - результат маг-мато-метаморфических? процессов эволюции магматических комплексов в специфических (островодужных? субконтинентальных?) условиях и 3) ультрабазиты нижних горизонтов расслоенных интрузий, которые представляют собой продукты дифференциации магматического расплава в промежуточных камерах (субконтинентальная? «рифтогенная»? стадии).
Ультраосновные массивы, рассматриваемые в данной работе, изучались длительный период времени многими исследователями, так что материалы по их геологическому строению, тектоническому положению, петрогеохимическим особенностям слагающих их пород и металлогении приведены в многочисленных публикациях.
Массивы Крака в различное время и с разной степенью детальности изучались Г.А.Соколовым, Н.В.Павловым, С.В.Москалевой, М.А.Кама-летдиновым, Т.Т.Казанцевой, А.В.Клочихиным, Г.Н.Савельевой, Е.А.Денисовой, С.Г.Ковалевым и др. В последние годы появились новые публикации, касающиеся отдельных вопросов геологии, петрологии, геохимии и металлогении массивов (В.Н.Пучков, В.А.Маслов и др., К.С.Иванов и др., И.С.Чащухин и др.,).
Нуралинский массив, расположенный в зоне ГУРа, представляет собой тектонически перемещенный блок мантийных пород, в разрезе которого установлены лерцолиты, гарцбургиты, дуниты, пироксениты и габбро. Тектоническое положение массива и геологическое строение его об-
рамления были описаны в работах М.А.Камалетдинова, А.С.Перфильева, С.Г.Самыгина, В.А.Коротеева. Вопросы петрогеохимической типизации пород, слагающих массив, его петрология и металлогения детально были рассмотрены в работах Г.Б.Рудника, Г.Н.Савельевой, Г.Б.Ферштатера, С.В.Смирнова, С.Е.Знаменского с соавторами, С.Г.Ковалева и др.
Миндякский массив расположен южнее Нуралинского. Его геологическое строение, тектоническое положение и металлогения относительно детально охарактеризованы в работах М.Ш.Бикова, Ш.Н.Каца, Е.А.Денисовой, Е.В.Пушкарева и др.,С.Е.Знаменского с соавторами и др. В результате этих исследований было установлено, что современная структура массива характеризуется наличием 4 зон, представленных (с запада на восток): лерцолитовой, гарцбургитовой, полосчатой (дунит-клинопироксени-товой) и габброидной.
Проведенный сравнительный анализ геохимических характеристик пород южноуральских гипербазитовых массивов с аналогичными образованиями различной формационной принадлежности показывает, что по содержаниям Сг и N1 массивы лерцолитового типа (Крака, Ну-рали и Миндяк) в значительной степени отличаются от типичных офиолитовых комплексов и ультрабазитов срединно-океанических хребтов (рис. 5.1).
Сравнительный анализ парагенезисов сульфидов и Бе-№ минералов, содержащихся в породах и рудах массивов Крака и полярно-уральских гипербазитовых массивах, показывает, что они отличаются между собой. Так, если в гипербазитах Полярного Урала ранняя ассоциация представлена Тг+Рп1(Ге)+Рп1, а поздняя - Pir+Pnt+Hzw+Mlr, с промежуточными соединениями типа железистого миллерита, то в породах и рудах массивов Крака, при наличие ассоциаций Р^+Рп^е, ni)+Hzw+Mlr+ Ау, присутствуют не идентифицированные Бе-№ соединения и малосернистые минералы типа никелистого пентландита.
В целом следует констатировать, что минералы из кракинских пород отличаются повышенной сернистостью и никелистостью сульфидов, а также наличием значительного количества минеральных видов, представленных Бе-№ соединениями. Существенно никелевая специализация минерализации хорошо подтверждается повышенными содержаниями N1 в породах этих массивов. Наличие в породах и рудах кракинских объектов, с одной стороны, высокотемпературных железистых пентландитов, с другой - миллерита, хизлевудита и пирита, относящихся к низкотемпературной «вторичной» ассоциации, позволяет говорить о наличии двух типов сульфидной минерализации, которые условно можно назвать «раннемагматической» и «постгенетической», причем переход первой во вторую характеризуется перераспределением минералообразующих элементов с образованием новых минеральных видов и соединений.
Рис. 5.1. Распределение никеля и хрома в ультраосновных породах.
Диаграмма А: 1-массивы «рака, 2-массив Нурали, 3-массив Миндяк, 4-Кемпирсайский массив, 5-породы офиолитовых комплексов, б-мас-сив Зебергед. Диаграмма В: поля и линейные тренды для пород: 1 -массивов Крака, 2-массива Нурали, 3-массива Миндяк, 4-Кем-пирсайского массива, 5-пород офиолитовой формации, 6-масси-ва Зебергед. Линии на графиках -линейныетренды.
Г.Б.Ферштатер и Ф.Беа (1996), анализируя геохимический материал по уральским офиолитам, приходят к выводу о том, что породы, слагающие лерцолитовую ассоциацию Урала, являются менее дебетированными (по сравнению с гарцбургитовой ассоциацией) и представляют собой литосферную мантию пассивной континентальной окраины, которая была внедрена в кору в результате орогенных коллизионных процессов в раннем девоне. Наши материалы подтверждают вывод о том, что породы, слагающие лерцолитовые комплексы Южного Урала, отличаются слабой истощенностью некогерентными элементами и РЗЭ (рис. 5.2). Обнаруживается достаточно четко проявленная геохимическая комплементарность по ряду элементов между ультраосновными и основными членами этих ассоциаций. Выявленные геохимические отличия лерцолитовых комплексов от пород, слагающих офиолитовые ассоциации, и близость по ряду параметров к «подконтинентальным» гипербазитам позволяют говорить об их своеобразии, что подразумевает, по нашему мнению, формирование в геодинамических условиях начальных этапов образования океанической коры.
Рис. 5.2. Средние нормализованные содержания РЗЭ в гранатовом лерцолите (1) и породах массивов Крака (2), Нурали (3) и Миндяк (4). Кроме авторских, использованы материалы Г.Б.Фершта-тера, Ф.Беа (1996) и Е.В.Пуш-карева и др. (1989).
Большой объем информации о петрогене-тических и геодинамических условиях становления ультраосновных массивов можно получить при анализе благороднометальной специализации пород и рудных объектов, приуроченных к ним. Результаты изучения благороднометальной специализации пород и руд южноуральских гипербазитовых массивов опубликованы в довольно многочисленных работах (Ю.А.Волченко, 1986, С.В.Смирнов, Ю.А.Волченко, 1992, С.В.Смирнов, В.П.Молошаг, 1993, С.Е.Знаменский и др., 1994, Ковалев и др., 1997, 1998,2005, G. Ga-гай, G.Fershtater et al., 1997, Ю.А.Волченко, В.А.Коротеев и др., 1998, Zaccariш, Pushkarev, Fershtater, Garuti, 2004, и многие др.). Анализ фактического материала и опубликованных данных позволил установить, что: 1) ультраосновные породы кракинских массивов, по сравнению с аналогичными образованиями южноуральского региона (Нурали, Миндяк), породами типичных представителей офиолитовой формации (Ву-ринос) и гипербазитами «корневых зон» (Ронда) имеют четко выраженную платиновую специализацию; 2) все разновидности пород, слагающие эти массивы, обогащены Аи по сравнению с его содержанием в мантийном субстрате.
Изучение распределения ЭПГ и Аu в рудных объектах, приуроченных к ультраосновным породам массивов Крака и Нурали, позволило выявить целый ряд специфических тенденций, которые заключаются в следующем:
- в процессе хромитообразования в рудах и рудовмещающих породах происходит накопление ЭПГ и Аи по сравнению с их содержаниями в мантийном субстрате;
- общей чертой руд всех изученных месторождений является их обо-гащенность Pt по сравнению с другими элементами группы. На тройных диаграммах эта тенденция выражается приуроченностью точек содержаний ЭПГ в рудах массивов к полю дунит-клинопироксенит-габбровой формации;
- при наличии общих тенденций в платинометальной специализации рудных объектов, тем не менее, среди них можно выделить две группы: 1) характеризующуюся Os+lr+Ru - Pt специализацией; 2) с Pd-Pt направленностью, причем эти типы специализации не являются изолированными, а между ними существуют взаимопереходы;
- практически все изученные рудные объекты характеризуются повышенными содержаниями Аи, причем его распределение имеет двойственный характер, что хорошо иллюстрируется на примере хромитовых руд массива Южный Крака, где видно, что один тип имеетPt+Pd Au специализацию при содержаниях Os+lr+Ru, близких к const (м-ние Б.Башарт), а второй - Os+lr+Ru <-» Аи при Pt+Pd - const (м-ние им. Менжинского). При этом примечательным является то, что эти объекты принадлежат к различным структурно-вещественным комплексам - дунит-гарцбургитовому первые и телам «вторичных» дунитов - вторые.
Изучение распределения благородных металлов в акцессорных хромшпинелидах и рудных хромитах из пород полосчатого комплекса показало, что они практически всегда наблюдаются в ассоциации с Ni, Cu, Zn и S. Вероятнее всего, это связано с тем, что ЭПГ и Аu не являются изоморфной примесью в этих минералах, а образуют собственные формы (самородные, интерметаллические, сульфидные) в виде эмульсионных структур (Борисов, 2001), размеры которых находятся на пределе разрешающей способности метода исследования. Повышенные содержания А^ установленные в породах и рудах полосчатого комплекса массива Средний Крака, хорошо соотносятся с находками самородного золота (Au-89,21-89,55; Ag-7,08-8,06; Cu-1,06-3,03; Pd-0-0,85), которое было обнаружено в рудовмещающих породах месторождения Хамитовское и рудопроявления Сарангаевское.
Как было показано ранее (Савельева, 1987, Ферштатер, Беа, 1996, и др.), процессы формирования гипербазитовых массивов лерцолитового и гарцбургитового типов различаются ввиду того, что реализуются в разных геодинамических обстановках и/или при различных динамических параметрах развития системы, хотя в последнее время эта точка зрения претерпела некоторые изменения (Книппер и др., 2001). На рис. 5.3. изображена серия блок-диаграмм, которую можно рассматривать, с одной стороны, как эволюцию во времени фрагмента рифтовой системы, с другой - как развитие отдельной части этой системы в пространстве (по ла-терали). В первом случае блок-диаграммы от I до IV представляют собой «временные срезы» одного и того же района, а во втором - они являются серией пространственно разобщенных разрезов через единую зону.
Как было показано выше, начальные этапы континентального рифто-генеза, обусловленные эволюцией мантийного вещества, приводят к
формированию систем разломов, по которым происходит дегазация мантии, поднятие флюидов из глубинных горизонтов и частичное плавление слабо истощенного субстрата (рис. 5.3, I). На этом этапе частичное плавление реализуется в относительно небольших (1-5%) объемах (Ahem, Turcotte, 1979, Кадик, Френкель, 1980). Причем, жидкая фаза оказывается заключенной в интерстициях между твердыми зернами, соединенными тонкими каналами вдоль пересечения их границ с образованием связной системы межзерновых пор. Данная ситуация интересна тем, что при дальнейшем развитии она характеризует более «глубокие» области мантийного астенолита и отчасти объясняет «затухание» процессов частичного плавления, следы которых слабо проявлены в горизонтах Sp-лерцолитов массивов Крака и Нурали.
Рис. 5.3. Идеализированные блок-диаграммы начальных этапов развития рифтовой системы в пространстве и/ или времени.
1-сиалическая кора; 2-неис-тощенная мантия; 3-разуп-лотненная мантия; 4-частично истощенный мантийный субстрат; 5-«вторичные лерцоли-ты»; 6-полосчатый комплекс;
7-жильные и дайковые обособления габброидов и пирок-сенитов различного состава;
8-габброиды; 9-эффузивные породы основного состава; 10-океаническая кора; 11 -тектонические нарушения.
Вследствие дальнейшей эволюции системы в режиме растяжения (разрезы II, III и отчасти IV, рис. 5.3), продолжаются процессы частичного плавления вещества с увеличением доли расплава, приводящие к разделению первоначально гомогенной системы на расплав и рестит. Отделение магматической жидкости от твердого рестита характеризуется положительной обратной связью, то есть процесс является саморазвивающимся и протекает с ускорением (Walker et all., 1978), что в конечном итоге приводит к разделению гетерогенной пористой среды на «слой» расплава и «подстилающий слой» твердого рестита. Здесь же следует отметить важный (для понимания наблюдаемых в реальных массивах взаимоотношений между габброидами и ультрабазитами) результат, ко-
торый был получен Н.Т.Арндтом (1977) при экспериментальных исследованиях плавления ультраосновных пород. Им было установлено, что при нагревании лерцолита разделения жидких и твердых фаз не происходило вплоть до 35%-ного плавления, и лишь когда количество жидкости достигло 55 об.%, часть ее (около 20%) отделилась от кристаллов и скопилась в верхней части ампулы. То есть в реальной обстановке эти результаты можно трактовать так, что лишь часть образующегося расплава представляет собой вещество, «способное» к формированию эффузивной фации, которая будет представлена базальтами различного состава (вернее их состав будет определяться динамическими условиями формирования рифтовой системы), а значительное его количество остается внутри системы, формируя образования, аналогами которых являются полосчатые серии. Вероятнее всего, уже на этих стадиях начинает реализовываться механизм фазового перехода (Орх+Срх+Л18р—► О1+Р1+Сг8р), который приводит к формированию Р1-содержащих разновидностей лерцолитов, причем его реализация должна иметь «расплывчатые» границы в объеме очага в силу определенной неравновесности протекающих процессов ввиду метастабильного состояния системы в целом. Следы этих реакций довольно хорошо прослеживаются в конкретных массивах. В частности, на массиве Средний Крака установлено увеличение количества и мощности Р1-содержащих лерцолитовых линз, которые чередуются с деплетированными лерцолитами, гарцбургитами и дунитами, в направлении от шпинелевых лерцолитов к границе с расслоенной серией (Савельева, 1987, Ковалев, Сначев, 1998).
Таким образом, на этих этапах развития системы петрогенетические особенности формирования пород базитового, базит-гипербазитового и гипербазитового составов определяются взаимодействием расплава, количество которого уже способно оказывать значительное влияние на формирующиеся породы, а также образовывать отдельные горизонты или очаги, и рестита. На этой стадии существует реальная возможность удаления жидкостной составляющей (расплава), формирующей эффузивную фацию базальтоидов, геохимические характеристики которых будут зависеть от динамических условий развития рифтовой системы. Излияние базальтоидов на поверхность по тектонически ослабленным зонам приводит к тому, что нарушается ее закрытость и флюидная фаза, совместно с отдельными порциями расплава, достигает поверхности. Объемы эффузивных пород на этих этапах развития системы, не могут быть слишком большими, которые можно было бы сопоставить с аналогичными образованиями «зрелой» стадии существования океанического бассейна (что и фиксируется в обрамлении массивов Крака, где эффузивные базальты по объему представлены довольно «скромно»), так как
процессы плавления субстрата и их масштабность (в силу причин, изложенных выше) не могут генерировать крупнообъемных порций расплава. В условиях такой, полузакрытой системы, сформировавшиеся ультраосновные породы (в случае прекращения или затухания процессов ее развития) будут в значительной степени отличаться от аналогов, которые формируются в условиях зрелого спрединга, меньшей истощенностью по ряду некогерентных элементов в силу незавершенности процессов их разделения при минералообразовании и/или неполной удаленности в составе флюидной фазы. В целом они будут близки к образованиям, которые в литературе получили название «рифтогенных» гипербазитов и к которым мы относим породы, слагающие массивы Крака, Нурали и Миндяк, а также серию более мелких тел, расположенных в зоне меланжа ГУра.
Специальную проблему представляет вопрос о сохранности офиоли-товых комплексов различной формационной принадлежности в складчатых областях вообще и аккреционно-складчатой системе Урала, в частности. В процессе субдукции и последующей коллизии большая часть океанической коры зрелого типа должна поглощаться в зонах Завариц-кого-Беньофа, а породы «начальных» стаций, причлененные к континентальной окраине, могут быть надвинутыми на нее либо включены в состав аккреционных призм. Поэтому комплексы «рифтогенных» ги-пербазитов должны сохраняться в складчатых системах, но только в том случае, если их развитие прошло через соответствующие этапы. Близкая точка зрения была высказана В.Н.Пучковым (2000), который предлагает объединять офиолиты, возникшие на ранней стадии раскрытия океанических структур в особый «маргинальный» тип.
Глава 6. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ И ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ ГИПЕРБАЗИТОВЫХ МАССИВОВ И СВЯЗАННОГО С НИМИ ОРУДЕНЕНИЯ
Обобщая материалы по гипербазитовым массивам Южного Урала, следует подробнее остановиться на геодинамических аспектах их формирования, рассмотрев этот вопрос с точки зрения эволюционного развития региона. Ультраосновные массивы, расположенные западнее зоны ГУРа (Кирябинский, Тирлянские, Кракинские и Сакмарские) уже давно вызывают повышенный интерес. В результате длительного изучения геологии, стратиграфии и тектоники этого района сформировались две точки зрения на историю их формирования. Первая основывается на том, что гипербазитовые массивы этой зоны являются реликтами океанической коры, сформировавшейся в самой западной,
локальной палеозоне, при закрытии которой в результате верхнепалеозойской коллизии они были выведены на поверхность (Малахов, 1966, Москалева, 1973, Ожиганов, 1974, Сенченко, Огаринов, 1974, Алексеев, 1976, Иванов, 1981, Серавкин и др., 1990 и др.). Вторая точка зрения основывается на том, что данные образования являются фрагментами шарьяжных пластин, перемещенных в пределы западного склона Южного Урала из восточных «эвгеосинклинальных» областей (Казанцева, 1970, Камалетдинов, 1974, Руженцев, 1976, Самыгин, 1980, Савельева, 1987 и др.).
Так как для цели и задач, которым посвящена данная работа, большое значение имеет геологическое строение и формационное подразделение пород, слагающих ультраосновные массивы, приуроченные к этой зоне, кратко охарактеризуем строение самой северной ее части, а именно Киря-бинский массив, ввиду того, что детальная характеристика массивов Крака была дана ранее, а детальное геологическое описание южной (Медно-горско-Сакмарской) части зоны (включая гипербазитовые комплексы) можно найти в многочисленных специальных работах (Руженцев, 1976, Самыгин, 1980, «История развития...», 1984, Иванов, Пучков, 1984, Кори-невский, 1989, Серавкин и др., 1990 и др., Пучков, 2000).
Структурно массив приурочен к так называемому Кирябинскому синклинальному прогибу субширотного простирания, расположенному в зоне сочленения Уралтауского и Башкирского мегантиклинориев. Практически на всех геологических картах видно, что он занимает «секущее» положение по отношению к простиранию полосы гипербазитов, трассирующих зону ГУРа. По мнению А.А.Алексеева (1976), породы, слагающие Кирябинский массив, образуют межпластовые конкордант-ные тела и относятся к габбро-пироксенит-дунитовой (дунит-клино-пироксенит-габбровой) формации, а возрастной интервал их образования А.А.Алексеев определяет как нижний палеозой. Принадлежность Кирябинского массива к дунит-клинопироксенит-габбровой формации в значительной степени сужает интервал возможных геодинамических реконструкций развития данной территории. Как известно, генезис и геодинамическая позиция формирования массивов дунит-клинопирок-сенит-габбровой формации являются предметом острых дискуссий. С одних позиций, эти породы являются рифтогенными плутоническими комплексами, в которых совмещены мантийные дуниты, базиты различного генезиса и магматические граниты (Ефимов и др., 1993). Авторы другой точки зрения рассматривают эти массивы, как части субплатформенных вулкано-плутонических ассоциаций, образующих с офиолитами парные комплексы (Ферштатер, 1989). И, наконец, существует третья точка зрения, согласно которой дунит-клинопироксенит-габбровые массивы представляют собой островодужные образования -
разноглубинные выплавки, генерировавшиеся непосредственно над зоной субдукции (Иванов, Шмелев, 1994). Любая из этих точек зрения (за исключением последней, так как в районе не известны отложения, которые можно было бы отождествлять с островодужными комплексами), применительно к Кирябинскому массиву показывает, что его формирование обусловлено специфическими процессами, которые нельзя парал-лелизовывать с формированием океанической коры в чистом виде. В то же время их генезис неплохо укладывается в рамки условий, которые реализовывались в процессе «начального рифтогенеза» на выклинивании локальной рифтовой системы. С этих позиций серпентиниты Тир-лянской мульды, расположенные непосредственно южнее Кирябинско-го массива, трассируют эту зону, которая в современном срезе наиболее полно представлена породами, слагающими массивы Крака. На юге, в результате более активно проявленных процессов шарьирования и ску-чивания ее фрагменты отождествляются с гипербазитовыми комплексами Медногорского и Сакмарского районов.
Согласно существующим представлениям, в раннем палеозое (поздний кембрий-ранний ордовик?) основными процессами, которыми определялись осадконакопление и магматизм в пределах Южного Урала, были эпиконтинентальный рифтогенез и его переход к океаническому спре-дингу. Дробление и деструкция континентальной рифей-вендской коры привели к формированию нескольких (?) субпараллельных систем грабенов, дальнейшая эволюция которых в режиме растяжения обусловила «разрастание» рифтовой системы с формированием осевых хребтов и образованием океанической коры «начального» типа. Растягивающие усилия привели к тому, что одна из систем раздвига приобрела «главенствующее» значение, где происходило формирование океанической коры в результате активного спрединга. Второстепенные же системы могли остановиться в своем развитии либо же процессы спрединга в них были проявлены слабо. На то, что в результате раскола континентальной коры в пределах южноуральского палеосегмента образовалось несколько па-леовулканических поясов (рифтогенных структур), указывалось ранее (см. Серавкин и др., 1990). В.А.Масловым и др. (1999) были получены новые данные, согласно которым девонские отложения Кракинской зоны отличаются от аналогичных образований, установленных в Магнитогорском мегасинклинории и в то же время они обнаруживают определенное сходство с одновозрастными отложениями Медногорского района. На основании чего авторы делают вывод о том, что зона Краков в раннем палеозое являлась областью специфического осадконакопления, которое заключалось в ее «изолированном» (по отношению к более восточным областям) развитии. На то, что развитие «западной» палеозоны характеризовалось особыми чертами, отличным от «основной» зоны формиро-
вания океанической коры Урала, указывают материалы по масштабности проявления вулканизма по латерали этой зоны и специфика его геохимии (Серавкин, Родичева, 1991, Косарев, 1997).
Все вышеизложенное позволило воссоздать историю развития южноуральского палеосегмента, на основе объединения различных моделей, с привлечением собственных материалов. Как справедливо отмечается в работе Г.А.Мизенса (1999), кордильера Уралтау, возникшая при раскрытии Уральского океана в раннем ордовике, представляла собой микроконтинент, который был отделен от Евро-Американского континента с запада зоной локального спрединга, а с востока «основной зоной», которая представляла собой собственно Палеоуральский океан. Ее формирование в различных видах и под различными названиями («сиалические фрагменты микроконтинентов», «террейны» и др.) предполагается в моделях развития палеозойского Уральского океана, которые были предложены в различное время А.В.Пейве, С.Н.Ивановым, В.Н.Пучковым, А.С.Перфильевым, Л.П.Зоненшайном, И.Б.Се-равкиным, В.М.Нечеухиным, Р.Г.Язевой, К.С. Ивановым и другими, хотя в некоторых из этих построений эта зона не фигурирует в виде микроконтинента (Самыгин и др., 1987, Пучков, 1997).
ЕЗИ Е21г ДКЛз Р7714 Р£Па Р^Пб И? ГСЛа ГЖ1э
Рис. 6.1. Идеализированная схема развития западной окраины Южноуральской палеозоны (с использованием материалов В.Н.Пучкова, 1999, и Г.А.Мизенса, 1999).
1-континентальная кора, 2-океаническая кора (а-в разрезе, б-в плане), 3-океаническая кора «начальных» стадий спрединга, 4-островодужные комплексы, 5-ордовикские вулканогенно-осадочные рифтогенные отложения, 6-девонохие осадочные отложения, 7-отложения зила-ирского флиша, 8-отложения аккреционной призмы недифференцированные, 9-метаморфиты высоких давлений-низких температур. ВЕП-Восточно-Европейская платформа, КК-Казахстанский континент, Ир-Ирендыкская дута, М1-Магнитогорская среднедевонская дуга, М2-Магнитогорская позднедевонская дуга.
Дальнейшее эволюционное развитие системы (см. рис. 6.1) привело к формированию современной структуры южноуральского сегмента. Причем, как справедливо отмечается В.М.Нечеухиным (1997), современный Урал представляет собой плитотектоническое сооружение, которое можно отнести к межплитной аккреционно-складчатой системе, включающей ряды структур разной палеогеодинамической и тектонической природы. В этих построениях принципиальное значение имеют два основных момента, первым из которых является то, что динамика развития Уральской палеорифтовой системы (особенно на начальных этапах) была аналогична (либо близка) к динамике формирования современных рифтовых систем. Вторым моментом является то, что динамические аспекты развития палеорифтовой системы находят свое отражение в строении геологических комплексов, геохимических особенностях слагающих их пород, их формационной принадлежности и металлогенической специализации.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Подводя итог всему вышеизложенному, хотелось бы еще раз обратить внимание на то большое значение, которое играют процессы рифтогенеза в геологической истории развития Земли. Его различные этапы (или стадии) оказываются «зашифрованными» в формирующихся структурно-вещественных комплексах и их геохимической специализации, детальное изучение которых позволяет воссоздавать геодинамические обстановки и оценивать динамические условия развития рифтовых систем.
Приведенный в работе материал по геологическому строению и геохимической специализации сложнодислоцированных пород, приуроченных к тектоническим зонам, позволил обосновать точку зрения о том, что на начальных этапах развития рифтовой системы, в момент заложения глубинных разломов, породы субстрата подвергаются воздействию мантийных флюидов, что ведет к их преобразованию и формированию в них ЭПГ-Аи - геохимической специализации. На этом же этапе создаются благоприятные условия для внедрения в верхние горизонты коры недифференцированных расплавов мантийного генезиса, которые уже в коровых условиях формируют своеобразные дифференцированные тела мафит-ультрамафитового состава.
На основе анализа геологических материалов по среднерифейской палеорифтогенной структуре показано, что эволюционное развитие процессов континентального рифтогенеза определялось динамическими параметрами формирования структуры как единого целого. По
своей геометрии палеоструктура характеризовалась максимальным раздвигом, сосредотеченным в ее центральной части и выклиниванием на флангах. Эти процессы остались «законсервированы» в геологическом строении структурно-вещественных комплексов и геохимических характеристиках магматических пород.
Переход континентального рифтогенеза в океанический, заменую-щийся формированием океанической коры, фрагментами которой являются ультраосновные массивы офиолитовой ассоциации, является дальнейшим логическим развитием процессов рифтогенеза. На геологических и петрогеохимических материалах по южноуральским ги-пербазитовым комплексам показано, что отдельные массивы этого региона несут в себе признаки «рифтогенных офиолитов». Показано, что своеобразная благороднометальная специализация пород и руд массивов этого типа характеризуется специфическими чертами, которые обусловлены процессами глубинного петро- и рудогенеза, реализующимися на начальных этапах формирования океанической коры.
На основе полученных материалов предлагается геодинамическая модель развития южноуральского региона, характерной чертой которой является формирование в раннепалеозойское время нескольких(?) субпараллельных рифтовых систем по типу «рассеянного спрединга», одна из которых преобразуется в «нормальный» океан с корой «зрелого» типа, а западная останавливается в своем развитии на стадии «рудиментарного» океанического бассейна. В силу особенностей геологического строения («причлененности» гипербазитовых комплексов начальных стадий развития океанических бассейнов к континентальным окраинам), они сохраняются в процессе дальнейшей эволюции.
Основные публикации по теме диссертации: Монографии:
Дифференцированные диабаз-пикритовые комплексы западного склона Южного Урала. Уфа: УНЦ РАН, 1996.99 с.
Гипербазитовые массивы Крака (геология, петрология, металлогения).Уфа: 1998. 104с (совместно сВ.И.Сначевым).
Сложнодислоцированные углеродсодержащие толщи западного склона Южного Урала. Уфа: 1999. 119 с (совместно с И.В.Высоцким и И.Р. Фаткуллиным).
Полезные ископаемые Республики Башкортостан (хромитовые руды). Уфа: изд-во «Экология», 2000. 207 с (совместно с Д.Н.Салиховым).
Расслоенные интрузии западного склона Урала. Уфа.: Изд-во «Ги-лем», 2000. 188 с (совместно сА.А.Алексеевым и Г.В.Алексеевой).
Полезные ископаемые Республики Башкортостан (металлы платиновой группы). Уфа: изд-во «Экология», 2001. 223 с (совместно с Д.Н. Са-лиховым, С.Ш.Юсуповым, П.Г.Бердниковым и Р.А.Хамитовым).
Дифференцированные интрузии западного склона Урала. Уфа.: Изд-во «Гилем», 2003. 171 с (совместно с А.А.Алексеевым, Г.В.Алексеевой).
Полезные ископаемые Республики Башкортостан (золото). Часть 1. Уфа: изд-во «Экология», 2003. 221 с (совместно с Д.М. Салиховым, П.Г.Бердниковым, Г.И.Беликовой).
Статьи и препринты:
Новые геолого-петрогенетические аспекты формирования Кусинско-Копанского комплекса // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4, геология, № 4, 1995. С. 81-85 (совместно с В.И. Сначевым u M.A. Романовской).
Перспективы алмазоносности западного склона Южного Урала // Препринт. Уфа: УНЦ РАН, 1995. 29 с. (совместно с В.И. Сначевым и
A.А.Алексеевым).
Геохимические особенности и генезис докембрийских дифференцированных силлов западного склона Южного Урала // Бюлл. МОИП, отд. геол. Т.71, вып. 3, 1996. С. 99-103 (совместно с М.А.Романовской).
О новом типе благороднометальной минерализации на западном склоне Южного Урала // Руды и металлы, № 6,1997. С. 27-32 (совместно с В.И.Сначевым, И.В.Высоцким, М.В.Рыкусом).
Перспективы платиноносности западного склона Башкирского Урала // Отечественная геология, 1997. № 7. С. 26-30 (совместно с В.И.Сначевым).
Перспективы платиноносности рудных формаций башкирской части Южного Урала // Изв. высш. учебн. Заведений, Горный журнал, Екатеринбург: 1997. № 5-6. С. 34-39 (совместно с В.И.Сначевым и Д.Е. Савельевым).
Золотосодержащие формации и перспективы золотоносности западного склона Южного Урала // Изв. высш. учебн. заведений, Горный журнал, № 5-6, 1997. С.26-33 (совместно с М.В.Рыкусом, И.В.Высоцким,
B. И. Сначевым)
Хромитовые руды Республики Башкортостан // Изв. высш. учебн. заведений, Горный журнал, №5-6, 1997. С.40-45 (совместно с В.И.Сначевым, В.В.Радченко)
Полосчатые комплексы гипербазитовых массивов башкирского Урала // Препринт. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 1998. 35 с (совместно с Д.Е.Савельевым, В.И.Сначевым).
Этапность рифтогенеза и ее отражение в структурно-вещественных комплексах (на примере Башкирского мегантиклинория и его обрам-
ления) // Тез. докл. Междунар. конф. «Рифты литосферы», Екатеринбург: 2002, С. 37-39.
Динамические аспекты рифтогенеза // Тез. докл. Междунар. конф. «Рифты литосферы», Екатеринбург: 2002, С. 70-71 (совместно с И.В.Высоцким).
Динамика формирования среднерифейской рифтогенной структуры (западный склон Южного Урала) // ДАН, т. 396, №2, 2004. С. 219-222
Сложнодислоцированные углеродсодержащие породы западного склона Южного Урала // ДАН, т. 396, №4, 2004. С. 511-514.
Новый тип оруденения в докембрийских конгломератах западного склона Южного Урала // ДАН, т. 395, № 4, 2004. С. 503-506 (совместно с И.В.Высоцким).
Геохимия пород полосчатого комплекса массива Средний Крака (Южный Урал) // Геохимия, №3, 2005. С.333-340.
Геология и геохимическая специализация сложнодислоцированных углеродсодержащих толщ западного склона Южного Урала // Литология и полезные ископаемые, 2005, №2 (в печати, совместно с С.В.Мичуриным)
Ковалев Сергей Григорьевич
РИФТОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ В ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ЮЖНОГО УРАЛА (динамика формирования структурно-вещественных комплексов и их геохимическая специализация)
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Лицензия на издательскую деятельность ЛР№ 021319 от 05.01.99 г.
Подписано в печать 12.04.2005 г. Бумага офсетная. Формат 60x84/16. Гарнитура Times. Отпечатано на ризографе. Усл. печ. л. 2,41. Уч.-изд. л. 2,47. Тираж 100 экз. Заказ 253.
Редакционно-издательский отдел Башкирского государственного университета 450074, РБ, г.Уфа, ул.Фрунзе, 32.
Отпечатано на множительном участке Башкирского государственного университета 450074, РБ, г.Уфа,ул.Фрунзе, 32.
£5.00
M ., - р?
% ел*
19 МАЙ * :
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Ковалев, Сергей Григорьевич
Введение.
Глава 1. Основные черты геологического строения и эволюции рифтовых зон.
1.1 Рифтогенные структурно-вещественные комплексы в рифейско-раннепалеозойской истории развития Южного Урала.
Глава 2. Зоны разломов - показатели специфических условий начальных стадий рифтогенеза.
2.1 Геологическая характеристика пород, слагающих тектонические зоны и их геохимическая специализация.
2.1.1. Гадылыиинская зона.
2.1.2. Улу-Елгинская зона.
2.1.3. Узянско-Кагармановская зона.
2.1.4. Разрез по руч. Интурат.;.
2.1.5. Месторождение У люк-Бар.
2.2.Общие черты благороднометальной геохимической специализации терригенных пород, слагающих тектонические зоны.
2.3 Механизм образования благороднометальной геохимической специализации терригенных пород, слагающих тектонические зоны.
Глава 3. Геологическая характеристика и условия проявления диабаз-пикритового магматизма западного склона Южного Урала.
3.1 Шуйдинский комплекс.
3.2 Лапыштинский комплекс.
3.3 Мисаелгинский комплекс.
3.4 Лысогорский комплекс.
3.5 Петрогеохимическая характеристика пород.
3.6 Петрогенетические аспекты и геодинамические обстановки формирования диабаз-пикритовых комплексов.
Глава 4. Общие черты геологического строения, магматизм и геодинамические аспекты формирования среднерифейской палеорифтогенной структуры.
4.1 Общие черты геологического строения.
4.2 Магматизм и петрогенетические аспекты формирования палеоструктуры.
4.3 Металлогеническая специализация рифтогенных комплексов.
4.4 Геодинамическая модель развития палеоструктуры.
Глава 5. Гипербазитовые комплексы - индикаторы отдельных этапов и общей динамики формирования рифтовых структур.
5.1 Современные взгляды на состояние вещества верхней мантии, некоторые вопросы генезиса и формационного расчленения ультрабазитов.
5.2 Геологическая характеристика массивов Крака.
5.3 Геологическое строение массива Нурали.
5.4 Геологическое строение массива Миндяк.
5.5 Петрогеохимическая характеристика пород гипербазитовых массивов.
5.6 Состав и химизм хромшпинелидов — показатель генезиса ультраосновных пород и хромитовых месторождений.
5.7 Геологическое строение полосчатых комплексов.
5.7.1 Геолого-геохимическая характеристика пород полосчатого комплекса массива-Средний Крака.
5.7.2 Ге.олого-геохимическая характеристика пород полосчатого комплекса
Массива'Нурали.
5.7.3 Геологическое строение полосчатого комплекса массива Миндяк.
5.8 Благороднометальная специализация пород и рудных объектов гипербазитовых массивов
5.8.1 Содержания и распределение благородных металлов в породах ультраосновных массивов.
5.8.2 Содержания и распределение благородных металлов в породах полосчатых серий.
5.9 Поведение благородных металлов при рудогенезе (на примере хромитобразования).
5.10 Содержания и распределение благородных металлов в минералах.
Глава 6. Геодинамические и петрогенетические аспекты формирования гипербазитовых массивов и связанного с ними оруденения.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Рифтогенные процессы в истории развития Южного Урала"
За последние несколько десятилетий в геологической науке были сделаны важные открытия, которые привели к коренному пересмотру геологической парадигмы. В частности, многочисленными исследованиями последних лет была показана большая роль риф-тогенеза в процессах формирования земной коры и геохимической специализации слагающих ее пород. Разработка теории рифтообразования, наряду с концепцией тектоники литосферных плит, явились последними достижениями геологической мысли. Детальное изучение процессов рифтогенеза, реализующихся в современных подвижных поясах, позволило, используя метод актуализма, воссоздавать палеогеодинамические обстановки развития отдельных структур и/или их систем.
В эволюции практически любой рифтовой системы условно можно выделить несколько этапов, каждый из которых характеризуется специфическими чертами динамического развития, тектогенеза и, как следствие этого, своеобразными наборами вещественных комплексов (структурно-формационных типов) пород, изучение которых позволяет воссоздавать условия их формирования и восстанавливать палеогеодинамические обстановки развития регионов. При этом возникает ряд трудностей, которые обусловлены несколькими причинами:
- во-первых, процесс рифтогенеза (особенно на его начальных стадиях) может быть прерван, ослаблен либо полностью прекращен, и тогда анализ возможен только для ранних.этапов;
- во-вторых, «далеко зашедшее» эволюционное развитие системы, с переходом континентального рифтогенеза в океанический (с последующей субдукцией и коллизией) часто приводит к «уничтожению» структурно-вещественных комплексов начальных этапов континентального рифтообразования и тогда они становятся недоступными для непосредственного изучения.
Для того, чтобы обойти эти трудности, исследования проводились нами в пределах одного региона (Южного Урала), но в его разных структурно-формационных зонах. По справедливому замечанию многих авторов (см. например, Иванов и др., 1989, Бочкарев, 1999), рифей-ско-раннепалеозойская история развития западного склона Урала не укладывается в модель единого, длительно и закономерно развивавшегося континентального рифта. Ввиду этого, изучение структурно-вещественных комплексов, начальных этапов континентального рифтогенеза (зоны глубинных разломов, диабаз-пикритовый магматизм и процессы формирования рифтогенных структур), проводилось в пределах западного склона Южного Урала. Для характеристики перехода континентального рифтогенезаа в океаническую стадию развития были использованы материалы по гипербазитовым комплексам, которые расположены как в пределах западного склона Южного Урала (массивы Крака), так и в зоне Главного Уральского разлома (НуралИнскнй и Миндякскиймассивы).
Особо следует отметить значение геохимического и металлогенического анализа для тех целей, которым посвящена данная работа. Так как на отдельных этапах эволюции рифтовых систем формируются вполне определенные структурно-вещественные комплексы, то им должна быть присуща определенная геохимическая и металлогеническая специализации. В работе основной упор сделан на анализ благороднометальной специализации, которая, на наш взгляд, позволяет более полно описывать специфику реализующихся процессов и воссоздавать общие условия развития системы. Кроме того, при характеристике гипербазитовых массивов (океаническая стадия), информативной является и хромитовая минерализация, приуроченная к ультраосновным породам, отдельные аспекты формирования которой в различных условиях, также рассматриваются в работе.
Основной целью исследований явилась характеристика геологических процессов, реализующихся на разных этапах развития палеорифтовых систем при меняющихся динамических параметрах па основе изучения структурно-вещественных комплексов Южного Урала.
Внутренняя структура работы была выстроена сообразно этой цели, исходя из этап-ности рифтогенеза, включающей в себя: 1) заложение тектонических нарушений; 2) формирование специфических магматических комплексов; 3) образование рифтогенной структуры; 4) формирование океанической коры.
Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи:
1) комплексная геологическая характеристика субстрата, слагающего зоны тектонических нарушений и присущей ему геохимической специализации с восстановлением условий их образования;
2) оценка роли и места диабаз-пикритовых магматических комплексов в общей этапности процессов рифтогенеза;
3) воссоздание условий формирования среднерифейской палеорифтогенной структуры с учетом динамических аспектов ее развития и металлогенической специализации слагающих ее комплексов;
4) обоснование существования в пределах Южного Урала специфических гиперба-зитов, формирующихся на начальных этапах перехода континентального рифтогенеза в океанический с характеристикой их геохимии и металлогении.
Основной объем фактического материала, на котором базируется работа, был получен автором при 25-летних исследованиях, проведенных в пределах региона при выполнении бюджетных и договорных тем: «Эндогенные геологические формации докембрия западного склона Урала в связи со строением и развитием земной коры»; «Осадочные и магматические формации и палеомагнетизм рифея Южного Урала и востока Русской плиты», «Геология, петрология и металлогения ультрамафитовых формаций позднего докембрия западного склона Урала» (все совместно с А.А.Алексеевым и Г.ВАлексеевой); «Платиноносность гипербазито-вых массивов башкирской части зоны Главного Уральского разлома» (совместно с С.Е.Знаменским и др.); «Геология, петрология и металлогения метаморфических комплексов зоны Уралтау и массивов Крака. Раздел 1. Метаморфизм ультрабазитов и его связь с рудооб-разованием»; «Прогнозная оценка перспектив хромитоносности гипербазитовых массивов Крака» (последняя совместно с В.И.Сначевым и Д.Е.Савельевым). Кроме этого, проводились совместные исследования с сотрудниками экспедиции «Уралзолоторазведка» по теме «Золотоносность докембрийских конгломератов Авзянского рудного района» (И.В.Высоцкий).
В процессе работы было изучено около 3500 прозрачных шлифов, несколько сотен аншлифов, . обработано около 1000 полных силикатных анализов, около 200 атомно-абсорбционных и около 300 рентгено-флюоресцентных анализов, около 100 нейтронно-активационных определений РЗЭ. Кроме этого, было проанализировано около 150 микро-зондовых определений составов различных минералов и около 300 анализов пород и руд на содержания благородных металлов (ЭПГ, Аи и Ag), выполненных различными методами (нейтронная активация, атомная абсорбция).
Научная новизна положений, рассматриваемых в работе, заключается в следующем: 1. Анализ геологического строения и геохимической специализации сложнодислоцирован-ных пород, выполняющих тектонические зоны, распространенные в пределах западного склона Южного Урала, показывает, что процессы их преобразования определялись воздействием на субстрат мантийных флюидов, проникающих в верхние горизонты коры на стадиях разло-мообразования. Последующие метаморфо-метасоматические преобразования субстрата с инверсией окислительно-восстановительных условий приводят к формированию полигенной благороднометальной специализации терригенных пород.
2. Диабаз-пикритовый магматизм, проявления которого приурочены к зонам тектонических нарушений, характеризует процессы петрогенезиса в условиях начальных этапов рифтогенеза. Его формирование обусловлено частичным (25-30%, при давлении 20-28 Кбар) плавлением мантийного субстрата, близкого по химическому составу к шпинелево-му перидотиту.
3. Комплексный анализ геологических данных по строению и вещественному выполнению среднерифейской палеорифтогенной структуры показал, что особенности ее развития определялись динамическими факторами. В целом она соответствует аркогенной структуре 2-го и 3-го порядков с максимальным «раздвигом», приуроченным к центральной части (машакский и шатакский комплексы) и выклиниванием на флангах (с расщеплением? на севере). Источником металлов для нового нетрадиционного для Урала платиноидно-золото-железоокисного оруденения, приуроченного к конгломератам шатакского комплекса, являлись мантийные флюиды, проникавшие в верхние горизонты коры в процессе формирования палеорифтогенной структуры.
4. Детальное изучение геологического положения ультраосновных массивов лерцоли-тового типа (Крака, Нурали, Миндяк), петрогеохимических особенностей слагающих их структурно-вещественных комплексов и благороднометальной специализации пород и рудных объектов, позволило отождествлять эти образования с «начально-рифтогенными», формирование которых происходило на стадии перехода континентального рифтогенеза в собственно океанический.
6. Геодинамическое развитие южноуральского региона в раннем палеозое (на стадии перехода континентального рифтогенеза в океанический) характеризовалось наличием элементов рассеянного спрединга, что привело к формированию нескольких (?) субпарал-лельиых систем грабенов, дальнейшая эволюция которых в режиме растяжения обусловила «разрастание» рифтовой системы, с формированием осевых хребтов и образованием океанической коры «начального» типа. Растягивающие усилия привели к тому, что одна из систем раздвига приобрела «главенствующее» значение, где происходило формирование океанической коры в результате активного спрединга. Второстепенные же системы, представляющие собой «рудиментарные» океанические бассейны, с которыми отождествляется «западный пояс гипербазитов», включающий в себя Кирябинский, Тирлянский, Кракин-ские и отдельные массивы Медногорско-Сакмарской зоны, могли остановиться в своем развитии либо процессы спрединга в них были проявлены слабо. Причем динамика раскрытия глобальной палеорифтовой системы в пределах Южного Урала характеризовалась различными скоростями раздвига отдельных ее частей по латерали, что, в свою очередь, привело к специфической геометрии ее строения.
Практическое значение работы определяется в первую очередь использованием полученных материалов по металлогенической специализации отдельных структурно-вещественных комплексов при проведении поисково-разведочных и поисково-оценочных работ. В частности, данные по сложнодислоцированным «черносланцевым» отложениям с подсчитанными прогнозными ресурсами Pt и Аи были опубликованы в материалах республиканской конференции. При участии автора в совместных исследованиях с сотрудниками экспедиции «Уралзолоторазведка» по теме «Золотоносность докембрийских конгломератов Авзянского рудного района» был открыт новый нетрадиционный для Урала тип благороднометалыюго оруденения с промышленными содержаниями благородных металлов и предварительно оцененными запасами, пригодными для эксплуатации. В настоящее время площадь лицензирована и в ее пределах ведутся поисково-оценочные работы.
Апробация. Основные положения работы докладывались на I Металлогеническом и III Всеуральском металлогеническом совещаниях (Свердловск, 1985 и Екатеринбург, 2000), V Уральском петрографическом совещании (Свердловск, 1986), Всесоюзном петрологическом симпозиуме (Ленинград, 1988), П Всесоюзном совещании «Физико-химическое моделирование в геохимии и петрологии» (Иркутск, 1988), П Всесоюзном совещании «Докембрий в фане-розойских складчатых областях» (Фрунзе, 1989), VI Уральском петрографическом совещании (Екатеринбург, 1997), Ш региональном минералогическом совещании (Миасс, 1998), на I и II Всероссийских петрографических совещаниях (Уфа, 1995, Сыктывкар, 2000), II Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003), на VII и IX чтениях им. А.Н.Заварицкого (Екатеринбург, 2002, 2003), на И, 1П, IV и V Республиканских геологических конференциях (Уфа, 1997,1999,2001,2003).
По теме диссертации опубликовано 100 работ, в том числе 9 монографий: «Дифференцированные диабаз-пикритовые комплексы западного склона Южного Урала» (1996), «Гипербазитовые массивы Крака (геология, петрология и металлогения)» (1998, совместно с В.И.Сначевым), «Сложнодислоцированные углеродсодержащие толщи западного склона Южного Урала» (1999, совместно с И.В.Высоцким и И.Р.Фаткуллиным), «Полезные ископаемые Республики Башкортостан (хромитовые руды)» (2000, совместно с Д.Н.Салихо-вым), «Расслоенные интрузии западного склона Урала» (2000, совместно с А.А.Алексеевым и Г.В.Алексеевой), «Полезные ископаемые Республики Башкортостан (металлы платиновой группы)» (2001, совместно с Д.Н.Салиховым и др.), «Полезные ископаемые Республики Башкортостан (марганцевые руды)» (2002, совместно с Д.Н.Салиховым и др.), «Дифференцированные интрузии западного склона Урала» (2003, совместно с А.А.Алексеевым и Г.В.Алексеевой), «Полезные ископаемые Республики Башкортостан (золото). Часть 1» (2003, совместно с Д.Н.Салиховым и др.) и 7 препринтов.
Считаю своим долгом выразить искреннюю благодарность в первую очередь А.А.Алексееву, В.А.Коротееву,^Х^Маслову, В.Н.Пучкову и Д.Н.Салихову, а также И.В.Высоцкому, И.А.Зотову, Т.Т.Казанцевой, А.М.Косареву, А.А.Маракушеву, (^В^^слову^ В.Г.Меньшикову, Г.А.Мизенсу, В.А.Прокину, Г.Б.Ферштатеру, Е.В.Чиб-риковой за труд по прочтению работы и сделанные после этого ценные замечания.
Защищаемые положения:
1. На ранних этапах рифтогепеза, в зонах тектонических нарушений, формируются специфические породы, генезис и геохимическая специализация которых обусловлены воздействием па субстрат мантийных флюидов.
2. Диабаз-пикритовый магматизм западного склона Южного Урала характеризует процессы эволюции мантийного вещества в условиях начальных стадий рифто-генеза или тектоно-магматической активизации. Его формирование обусловлено частичным плавлением мантийного субстрата, близкого по химическому составу к шпинелевому перидотиту.
3. Формирование структурно-вещественных комплексов, слагающих среднери-фейскую палеорифтогенную структуру определялось динамикой ее развития, а именно, максимальным раздвигом в центральной части и выклиниванием на флангах.
4. Формирование южноуральских ультраосновных массивов лерцолитового типа (Крака, Нурали, Миндяк) происходило на стадии перехода континентального рифтогепеза в собственно океанический.
Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Ковалев, Сергей Григорьевич
ВЫВОДЫ:
Как было отмечено выше, поведение элементов группы платины и золота определяется их геохимическими особенностями в зависимости от конкретных параметров реализующихся процессов (температуры, окислительно-восстановительных условий и др.). В связи с этим все многообразие в благороднометальных специализациях, присущих различным объектам массивов, можно свести к следующему:
1) распределение благородных металлов в породах ультраосновных комплексов характеризуется специфическими особенностями (Pt-ая специализация кракинских пород, повышенные содержания Au в различных массивах и др.), которые обусловлены в первую очередь глубинным петрогенезисом в определенных геодинамических обстановках;
2) в процессе генезиса пород полосчатых серий и их метаморфогенно-метасо-матических преобразований ЭПГ и Au обладают большой подвижностью, что приводит к формированию разнообразных ассоциаций с относительно четко выраженной Au-Pt-Pd-специализацией. Их поведение в данных условиях определяется конкретными физико-химическими параметрами реализации этих процессов;
3) в процессе хромитообразования в рудах и рудовмещающих породах происходит накопление элементов платиновой труппы и золота по сравнению с их содержаниями в мантийном субстрате, причем в большинстве рудных объектов максимальные концентрации благородных металлов приурочены к собственно рудам, в то время как рудовмещающие породы несколько обеднены этими элементами (по сравнению с рудами, но не содержаниями, присущими слабоистощенному мантийному субстрату);
4) содержания и распределение благородных металлов в минералах позволяет говорить о двух этапах формирования благороднометальной специализации: «ран-немагматическом» и «постгенетическом», каждый из которых характеризуется наличием специфических минеральных фаз.
Глава 6
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ И ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ ГИПЕРБАЗИТОВЫХ МАССИВОВ И СВЯЗАННОГО С НИМИ ОРУДЕНЕНИЯ
Известно, что петрогенетические условия становления ультраосновных массивов на сегодняшнем этапе развития геологической науки определяются наличием трех основных формационно-генетических типов, формирование которых происходило в различных геодинамических обстановках: 1) ультраосновные породы в разрезе офиолитов - аналоги нижних частей разреза океанической коры; 2) гипербазиты концентрически-зональных (дунит-клинопироксенит-габбровых) массивов - результат магмато-метаморфических? процессов эволюции магматических комплексов в специфических (островодужных?, субконтинентальных?) условиях и 3) ультрабазиты нижних горизонтов расслоенных интрузий, которые представляют собой продукты дифференциации магматического расплава в промежуточных камерах (субконтинентальная?, «рифтогенная»? стадии). То есть, принадлежность отдельных ультраосновных массивов к определенному формационно-генетическому типу, вкупе с другими данными, позволяет строить геодинамические модели развития конкретных регионов и определять специфику их металлогении. При этом важная роль принадлежит процессам глубинной петрологии и рудогенеза. Предваряя характеристику интересующих нас этапов палеозойской истории развития южноуральского региона, следует еще раз остановиться на специфике его строения, а именно, на присутствии в его пределах ультраосновных пород различной формационной принадлежности.
Ультраосновные массивы, расположенные западнее Главного Уральского разлома (Кирябинские, Тирлянские, Кракинские и Сакмарские) уже длительный период времени вызывают повышенный интерес. Их нахождение среди «чуждых» (как считалось ранее) миогеосинклинальных отложений уже давно вызывало «некоторое удивление» исследователей и требовало своего объяснения. В результате длительного изучения отдельных вопросов геологии, стратиграфии, тектоники, а также многократных (различной степени детальности) геологосъемочных работ сформировалось две точки зрения на историю их формирования.
Первая основывается на том, что гипербазитовые массивы этой зоны являются реликтами океанической коры, сформировавшейся в самой западной локальной палеозоне континентального рифтогенеза, при закрытии которой в результате верхнепалеозойского коллизионного этапа они были выведены на поверхность (Малахов, 1966, Москалева, 1973, Клочихин и др., 1973, Ожиганов, 1974, Сенченко, Огаринов, 1974, Алексеев, 1976, Иванов, 1981, Серавкин и др., 1990 и др.). Причем, здесь же следует отметить, что такая формулировка истории развития этой зоны соответствует терминологии, принятой в тектонике плит. Ранее, в работах 60-70-х годов, она рассматривалась как «криптоэвгеосинк-линаль» (Огаринов, Сенченко, 1974) либо как зона активизации с ультраосновным магматизмом в широком смысле этого понятия (Москалева, 1973, Клочихин и др., 1973 и др.).
Вторая точка зрения, основывается на том, что данные образования являются фрагментами шарьяжных пластин, перемещенных в пределы западного склона Южного Урала из восточных «эвгеосинклинальных» областей (Казанцева, 1970, Камалетдинов, 1974, Ру-женцев, 1976, Самыгин, 1980, Савельева, 1987, и др.).
Так как для целей и задач, которым посвящена данная работа, большое значение имеет геологическое строение и формационное подразделение пород, слагающих ультраосновные массивы, приуроченные к этой зоне, позволим себе кратко охарактеризовать самую северную ее часть, а именно Кирябинский массив, ввиду того, что детальная характеристика массивов Крака была дана выше, а детальное геологическое описание южной (Медногорско-Сакмарской) части зоны (включая гипербазитовые комплексы) можно найти в многочисленных специальных работах (Руженцев, 1976, Абдулин и др., 1977, Самы-гин, 1980, «История развития.», 1984, Иванов, Пучков, 1984, Кориневский, 1989, Серав-кин и др., 1990, и многие другие).
Структурно Кирябинский массив (совместно с Бирсинским, сложенным серпентинитами), приурочен к сложной структуре (так называемому Кирябинскому синклинальному прогибу) субширотного простирания, расположенной в зоне сочленения Уралтауского и Башкирского мегантиклинориев (рис. 6.1). Практически на всех геологических картах видно, что эти массивы занимают «секущее» положение по отношению к простиранию полосы гипербазитов, трассирующих зону Главного Уральского разлома. Формационная принадлежность и условия залегания пород, слагающих Кирябинский массив, также специфичны. По мнению А.А.Алексеева (1976), они образуют межпластовые конкордантные тела и относятся к габбро-пироксенит-дунитовой (дунит-клинопироксенит-габбровой) формации, а возрастной интервал их образования (на основании геологических соотношений пород Кирябинского массива и базитов Мазаринского комплекса) А.А.Алексеев определяет как нижний палеозой.
Рис. 6.1. Геологическая схема строения Кирябинского массива (по материалам Козлова и др., 1964 г).
Условные обозначения: 1-урдазинская свита (верхний протерозой?): слюдистые сланцы, кварциты, альбит-кварцевые сланцы, мусковит-кварцевые сланцы; 2-мазаринская и бирсинская свиты (верхний протерозой?): слюдисто-кварцевые сланцы, мусковит-полевошпат-кварцевые сланцы; 3-нижнепалеозойские отложения нерасчлененные: серицит-хлорит-кварцевые сланцы, серицит-кварцевые сланцы, иногда углистые; 4-силу-рийские отложения: диабазы с прослоями кремнистых сланцев, известняки; 5-четвертичные отложения; 6-гипербазиты и серпентиниты по ним; 7-габбро; 8-габбро-диориты; 9-дайки? основного (а) и ультраосновного (б) состава.
Принадлежность Кирябинского массива к дунит-клинопироксенит-габбровой формации, на наш взгляд, в значительной степени сужает интервал возможных геодинамических реконструкций развития данной территории. Как известно, генезис и геодинамическая позиция формирования массивов дунит-клинопироксенит-габбровой формации являются предметом острых дисскуссий. С одних позиций, эти породы представляют собой рифтогенные плутонические комплексы, в которых совмещены мантийные дуниты, бази-ты различного генезиса и магматические граниты (Ефимов и др., 1993). Авторы другой точки зрения рассматривают породы, слагающие дунит-клинопироксенит-габбровые массивы, как части субплатформенных вулкано-плутонических ассоциаций, образующих с офиолитами парные комплексы (Ферштатер, 1989). И, наконец, третья точка зрения, согласно которой дунит-клинопироксенит-габбровые массивы представляют собой острово-дужные образования - разноглубинные выплавки, генерировавшиеся непосредственно над зоной субдукции (Иванов, Шмелев, 1994).
Любая из этих точек зрения (за исключением последней, так как в районе не известны отложения, которые можно бы было отождествлять с островодужными комплексами), применительно к Кирябинскому массиву показывает, что его формирование обусловлено специфическими процессами, которые нельзя параллелизовывать с процессами формирования океанической коры в чистом виде. В то же время, на наш взгляд, они неплохо укладываются в рамки условий, которые реализовывались в процессе «начального рифтогенеза» на выклинивании рифтовой системы. С этих позиций серпентиниты Тирлянской мульды, расположенные непосредственно южнее Кирябинского массива, трассируют эту зону, которая в современном срезе наиболее полно представлена породами, слагающими массивы Крака. На юге, в результате более активно проявленных процессов шарьирования и скучивания, обусловленых динамикой развития этой зоны, ее фрагменты отождествляются с комплексами Медногорского и Сакмарского районов.
Предваряя описание палеозойской истории развития южноуральского региона, следует кратко остановиться на характеристике динамических аспектов формирования рйфтовых систем. Как известно из разделов физики, изучающих деформации твердых тел, а также из исследований предельных состояний вещества при деформациях горных пород (Ставрогин, 1969), разрыв сплошности хрупких тел пластинчатой формы при растягивающих усилиях происходит по системе трещин, имеющих змейковую форму в плане, которые образуют «площадную систему разрушения». Причем, как было установлено исследованиями С.А.Ушакова и Г.Ользака применительно к тектонике плит, геометрия перемещения одной плиты по отношению к любой другой описывается как вращение по сфере. Более того, данные авторы утверждают, что «Все перемещения жестких плит на поверхности Земли описываются как вращения и только как вращения» (Ушаков, Ользак, 1985, стр.5).
С.И.Шерманом с соавторами при моделировании крупных разломов зон растяжения было установлено, что крупный разрыв всегда сопровождается серией мелких дизъюнктивных нарушений (рис. 6.2), причем, во время интенсивного роста крупного разрыва, развитие остальных нарушений прекращается или замедляется (Шерман и др., 2001).
2001).
Суммируя эти материалы, можно представить начальные этапы деструкции континентальной коры в виде идеализированной схемы (см. рис. 6.3), на которой видно, что формирующиеся системы грабенов могут (в силу динамических аспектов развития системы) образовывать несколько субпараллельных систем, с асимметричным в плане строением.
Рис. 6.3. Идеализированная схема начальных этапов деструкции континентальной коры при рифтогенезе.
Условные обозначения: 1-осадочные, вул-каногенно-осадочные и вулканогенные формации, выполняющие грабеновые структуры, 2-«срединный» массив, 3-направления динамических усилий.
Подтверждением тому, что данная схема действительно реализуется в природных условиях, служат исследования, проведенные в пределах Красномор-ской рифтовой системы (см. рис. 6.4), где анализ фактического материала показывает, что начальные этапы деструкции континентальной коры в южной части Кенийской рифтовой долины близки к идеализированной динамической модели.
Рис. 6.4. Структурная карта южной половины Кенийской рифтовой долины (по Бейкеру и др., 1981).
Согласно существующим на сегодняшний день представлениям, в раннем палеозое (поздний кембрий-ранний ордовик?) основными тектоническими процессами, которыми определялись осадконакопление и магматизм в пределах Южного Урала, были процессы эпиконтинентального рифтогенеза и его перехода к океаническому спредингу. Дробление и деструкция континентальной рифей-вендской коры привели к формированию нескольких (?) субпараллельных систем грабенов, дальнейшая эволюция, которых в режиме растяжения привела к «разрастанию» рифтовой системы, с формированием осевых хребтов и образованием океанической коры «начального» типа. Растягивающие усилия (с поворотом одной из плит) привели к тому, что одна из систем раздвига приобрела «главенствующее» значение, где происходило формирование океанической коры в результате активного спрединга. Второстепенные же системы могли остановиться в своем развитии либо же процессы спрединга в них были проявлены слабо. На то, что в результате раскола континентальной коры в пределах южноуральского палеосегмента образовалось несколько па-леовулканических поясов (рифтогенных структур), указывалось ранее (см. например, Се-равкин и др., 1990)
Начальные этапы континентального рифтогенеза, как это было показано выше (см. главу 1), в общем виде подразделяется на два основных типа: сводово-вулканический и щелевой. Анализ геологического материала приводит нас к мнению о том, что в пределах Южного Урала начальные этапы раннепалеозойского континентального рифтогенеза относились к первому типу. В качестве доказательств этой точки зрения можно привести следующее: развитие дорифтового магматизма с щелочным уклоном на обширной площади, что является результатом рассредоточенного геодинамического режима растяжения континентальной- литосферы, соответствующее вендскому этапу проявления щелочного магматизма, распространенного в пределах западного склона Южного Урала. Его рассредото-ченность и локальность проявления вполне соответствует начальным этапам формирования сводово-вулканических рифтов. Существование в венде Доуральского океана в пределах рассматриваемой территории, на что указывается в отдельных работах (см. например, Зоненшайн и др., 1984), на наш взгляд, является типичной ситуацией игнорирования пространственной координаты развития рифтогенных структур, так как, в отличие от более южных районов (Центральный Казахстан), в пределах западного склона Южного Урала не существует вендских формаций, которые были бы надежно диагностированы как океанические; отсутствие (или их очень слабая распространенность) кембрийских отложений в пределах региона (за исключением Сакмарской зоны), возможно связано с формированием обширного сводообразного поднятия еще до заложения эмбриональных грабенов, в результате чего они подверглись эррозионному разрушению, в то время как наличие ордовикских терригенных отложений знаменует формирование областей накопления обломочного материала в грабеновых структурах. Аналогичные выводы были сделаны ранее В.Н.Пучковым, согласно материалам которого «.нижнекембрийские известняки Сакмарской зоны можно рассматривать как свидетельство былого существования зачаточного рудиментарного платформенного чехла, возникшего на кадомском складчатом основании и практически уничтоженного эрозией в результате последовавших поднятий, сопровождавших кембрийско-раннеордовикский рифтогенез.» (Пучков, 2000, стр.35); наличие «изолированных» блоков континентальной коры (террейнов) позволяет предполагать, что разрывы сплошности континентальной коры происходили по типу «рассеянного» спрединга, то есть, формировалось несколько субпараллельны рифтовых зон, что также характерно для сводово-вулканических рифтов.
Таким образом, мы можем констатировать, что позднекембрийско-раннеордовикская история развития южноуральского региона представляет собой историю формирования па-леоуральского океана за счет спрединговых процессов наращивания океанической коры, причем на юге территории, в «главной» рифтовой системе, скорость спрединга, а, следовательно, и величина раздвига были больше, чем на современной широте массивов Крака.
На специфическую динамику развития южноуральского региона, а именно асимметричное ее строение в плане («клинообразное»), опосредствовано указывалось уже давно. Так, в частности, в работе С.Н.Краузе и В.А.Маслова (1961) было показано, что трансгрессия моря в области распространения палеозойских отложений западного склона Южного Урала шла с юга на север, что подразумевает специфические динамические условия формирования палеобассейна.
Согласно материалам, приведенным в работе «Формирование земной коры Урала» (1986), датировки кремнистых осадков офиолитов на Урале определяют арениг в качестве нижней возрастной границы новой океанической коры, в то время как на юге, в Казахстане, установлена кембрийская океаническая кора (Пучков, 2000), из чего также следует, что динамика раскрытия глобальной рифтовой системы в пределах Южного Урала характеризовалась различными скоростями раздвига отдельных ее частей по латерали (раскрытие в южной части региона «шло гораздо быстрее»), что, в свою очередь, возможно при раздви-ге с поворотом одной из плит. Причем такая динамика этого процесса, а именно, различные скорости спрединга в различных частях рифтовой системы по латерали, существовала и в более поздние временные отрезки, на что, в частности, указывает В.Н.Пучков, когда пишет о том, что «Основное геодинамическое отличие мугоджарской свиты от баймак-бурибаевской - в большей скорости спрединга при образовании первой из них.» (Пучков, 2000, с. 72).
Впервые смена режима растяжения на режим сжатия в палеозойской истории развития южноуральского региона, вероятнее всего, определяется по появлению островодуж-ных комплексов, которые являются индикаторными для процессов субдукции, а следовательно, и для «смены знака» режима геодинамического развития. По данным Л.П.Зонен-шайна с соавторами, возрастная граница между океаническими и островодужными комплексами проходит на разных уровнях от нижнего силура до середины среднего девона (Зоненшайн и др., 1984), причем авторы, в качестве доказательств, приводят материалы по строению Сакмарской зоны, комплексам, участвующим в сложении зоны Главного Уральского разлома, а также Восточно-Уральского прогиба и др. По мнению В.Н.Пучкова, периферические островодужные комплексы Зауральской (Денисовской) подзоны и предост-роводужные и раннеостроводужные формации Тагильской зоны имеют ордовикский возраст (Пучков, 2000). Принципиальным следует считать то, что уже в среднем (?) ордовике и силуре режим растяжения сменяется на сжатие, но этот процесс охватывает не всю территорию папеоуральского океана, а выражается «фрагментарно» в отдельных его сегментах.
Особое значение в истории развития Урала имеет девонско-каменноугольный этап, так как в это время наиболее четко устанавливается смена знака тектонического режима, происходит общее сокращение океанической коры (рецидивы в виде задугового спрединга, имеющие локальный характер, хотя и играют в общей истории развития важное значение, но не являются принципиальными для обсуждаемых здесь вопросов), активное формирование островодужных комплексов, а в конце этапа и коллизионные процессы (Зоненшайн и др., 1990, Пучков, 1993, Салихов, 1996, Иванов, 1997 и др.). В последнее время в литературе было опубликовано несколько геодинамических схем, показывающих процессы развития палеоуральской зоны именно в этот период, и в которых осуществляются попытки увязать в единую модель формирование зилаирского флиша с эволюцией пород, слагающих хребет
Урал-Тау (см. например, Пучков, 1999, 2000, Мизенс, 1999). При анализе этих моделей хотелось бы отметить несколько интересных, на наш взгляд, моментов, непосредственно касающихся динамических аспектов формирования кракинской зоны:
1) на схеме Г.А.Мизенса присутствует западный океанический бассейн, который мы отождествляем с кракинской зоной, но автор, игнорируя его существование, пишет, что Сакмарская зона и система массивов Крака являются останцами шарьяжа преддуговой ак-реционной призмы, передвинутой на запад из «главного» океанического бассейна (см. Мизенс, 1999, с.63);
2) на схеме В.Н.Пучкова, рассматривающего формирование складчато-надвиговых структур западного фланга уралид в период от среднего девона до раннего карбона, на этапе D3fm-Cit для массивов Крака не существует физического пространства (см. Пучков, 1999, с.68).
На наш взгляд, данные трудности снимаются, если мы будем, учитывая динамические аспекты и, как следствие этого, геометрию раскрытия кракинской зоны, предполагать, что она представляла собой собственную рифтовую (рифтогенную) систему, образующую «рудиментарный» океанический бассейн. Как уже указывалось выше, эта точка зрения не является новой. Тем более, что в последнее время В.А.Масловым с соавторами (1999) были получены интересные материалы по стратиграфии палеозойских пород, распространенных в ее пределах. Ими было установлено, что девонские отложения Кракинской зоны резко отличаются от аналогичных образований Магнитогорской зоны и в то же время обнаруживают определенное сходство с одновозрастными отложениями Медногор-ского района. На основании чего авторы делают вывод о том, что зона Краков в палеозое являлась областью специфического осадконакопления, которое заключалось в ее «изолированном» (по отношению к более восточным областям) развитии. На то, что развитие Кракинской палеозоны, в которую мы объединяем зону, протягивающуюся от Кирябин-ского массива на севере, через Тирлянские массивы, массивы Крака и Медногорско-Сакмарскую зону на юге, характеризовалось специфичным развитием, отличным от «основной» палеоуральской зоны формирования океанической коры, указывают и материалы по масштабности проявления вулканизма по латерали этой зоны и специфика его геохимии (Серавкин, Родичева, 1991, Косарев, 1997).
На основе всего вышеизложенного, нами была предпринята попытка воссоздания истории развития южноуральского сегмента, на основе объединения различных моделей, с привлечением собственных материалов, изложенных выше (см. рис. 6.5). Как справедливо отмечается в работе Г.А.Мизенса (1999) Кордильера Уралтау, возникшая при раскрытии Уральского океана в раннем ордовике, представляла собой микроконтинент, который был отделен от Евро-Американского континента с запада зоной локального спрединга, а с востока «основной зоной», которая представляла собой собственно Палеоуральский океан. Ее формирование в различных видах и под различными названиями («сиалические фрагменты микроконтинентов», «террейны» и др.) предполагается в моделях развития палеозойского Уральского океана, которые были предложены в различное время А.В.Пейве, С.Н.Ивановым, В.Н.Пучковым, А.С.Перфильевым, Л.П.Зоненшайном, И.Б.Серавкиным, В.М.Нечеухиным, Р.Г.Язевой, К.С.Ивановым и другими, хотя в некоторых из этих построений эта зона не фигурирует в виде микроконтинента (см., например Самыгин и др., 1987, Пучков, 1997).
Дальнейшее эволюционное развитие системы, изображенное на серии рис. 5.84, которые построены с использованием материалов различных авторов, привело к формированию современной структуры южноуральского сегмента. Причем, как справедливо отмечается В.М.Нечеухиным, современный Урал представляет собой плитотектоническое сооружение, которое можно отнести к межплитной аккреционно-складчатой системе, включающей ряды структур разной палеогеодинамической и тектонической природы (Нече-ухин, 1997). Анализ полученных материалов показывает, что данная схема развития (если учитывать все динамические аспекты развития системы) практически ни в чем не противоречит геологическим и геофизическим данным ( в частности, материалам, полученным по проекту УРСЕЙС-95).
Рис. 6.5. Идеализированная схема развития геодинамических обстановок западной окраины Уральской палеозоны (с использованием материалов В.Н.Пучкова, 1999, и Г.А.Мизенса, 1999).
Условные обозначения: 1-континентальная кора, 2-океаническая кора (а-в разрезе, б-в плане), 3-океаническая кора «начальных» стадий спрединга, 4-островодужные комплексы, 5-ордовикские вулканоген-но-осадочные рифтогенные отложения, 6-девонские осадочные отложения, 7-отложения зилаирского флиша, 8-отложения аккреционной призмы недифференцированные, 9-метаморфиты высоких давлений - низких температур. ВЕП-Восточно-Европейская платформа, КК-Казахстанский континент, Ир-Ирендыкская дуга, Mi-Магнитогорская среднедевонская дуга, М2-Магнитогорская позднедевонская дуга.
Для целей и задач, которым посвещена данная работа, в этих построениях принципиальное значение, на наш взгляд, имеют два основных и взаимообусловленных момента, первым из которых является то, что динамика развития Уральской палеорифтовой системы (особенно на начальных этапах) аналогична (либо близка) к динамике формирования современных рифтовых систем. Вторым моментом является то, что динамические аспекты развития палеорифтовой системы находят свое отражение в строении геологических комплексов, геохимических особенностях слагающих их пород, их формационной принадлежности и металлогенической специализации.
Так как данный раздел посвящен изучению гипербазитовых комплексов, которые, по нашему мнению, являются индикаторными объектами для воссоздания как общих процессов динамики развития рифтовых структур, так и для реконструкции отдельных (часто специфических) этапов их эволюции, рассмотрим петрогенетические аспекты их формирования в динамических условиях, которые охарактеризованы выше.
Как было показано ранее довольно многочисленными исследованиями (см. начало главы), процессы формирования гипербазитовых массивов лерцолитового и гарцбургитового типов различаются ввиду того, что реализуются в разных геодинамических обста-новках и /или при различных динамических параметрах развития системы (скорости спрединга, в частности). Следовательно, породы, слагающие массивы Крака, Нурали и Миндяк, которые относятся к «подконтинентальным» или «орогенным» лерцолитам (Ферштатер, Беа, 1996), на наш взгляд, характеризуют начальные стадии формирования океанической коры, в отличие от Кемпирсайского массива, формирование пород которого происходило в условиях «зрелой» океанической стадии в южной (в современных координатах) части палеоокеанического бассейна.
Петрографическая и петрогеохимическая специфика гипербазитов лерцолитового типа обусловлена процессами, в которых происходило их формирование. Наиболее детально, на примере изучения уральских гипербазитовых массивов, процессы петрогенезиса ультраба-зитов были, рассмотрены Г.Н.Савельевой (1987). Кроме этого, нами была предпринята попытка характеристики петрологических условий формирования массивов Крака в специфических геодинамических условиях, а именно, на ранних этапах формирования рифтовой системы (Ковалев, 1997 г, Ковалев, Сначев, 1998). Рассмотрим более детально эволюцию начальных этапов формирования рифтовой системы и с этих позиций попытаемся охарактеризовать процессы петрогенезиса, в результате которых были сформированы породы, петро-геохимические особенности которых были охарактеризованы выше.
На рис. 6.6 изображена серия блок-диаграмм, которую можно рассматривать, с одной стороны, как эволюцию во времени фрагмента рифтовой системы, с другой - как развитие отдельной части этой системы в пространстве (по латерали). В первом случае блок-диаграммы от I до IV представляют собой «временные срезы» одного и того же района, а во втором - они представляют серию пространственно разобщенных разрезов через единую зону.
Как было показано выше (см. Главу 1), начальные этапы континентального рифтогенеза характеризуются сводообразованием в области коры и мантии, которое обусловлено действием конвекционных потоков и активизации мантии вследствии общей дегазации и эволюционного развития земли. Эволюция мантийного плюма со специфичными конвективными потоками приводит в дальнейшем к формированию систем разломов, по которым происходит дегазификация мантии, поднятие флюидонасыщенных растворов и под действием этого частичное плавление слабоистощенного мантийного субстрата.
На этом этапе эволюции мантийного вещества, как это было показано во многих работах (Arndt, 1977, Ahem, Turcotte, 1979, Кадик, Френкель, 1980, и др.), частичное плавление субстрата происходит в относительно небольших объемах (1-5%). Причем, жидкая фаза оказывается заключенной в интерстициях между твердыми зернами, соединенными тонкими каналами вдоль пересечения их границ с образованием связной системы межзерновых пор. При этом система в целом ведет себя как твердое тело, а удаление расплава возможно лишь по методу фильтр-прессинга (McKenzie, 1987).
Данная ситуация интересна тем, что при дальнейшем эволюционном развитии процессов, она-характеризует более глубокие горизонты системы и отчасти объясняет «затухание» процесса частичного плавления, следы которого «не ощущаются» либо слабо проявлены в горизонтах шпинелевых лерцолитов массивов Крака и Нурали, в частности. Здесь же следует упомянуть еще о двух моментах, которые оказывают значительное влияние на развитие системы и, как следствие этого, на формирующиеся породы. Первое - это то, что адиабатическое развитие системы в условиях напряженного состояния приводит к возможности твердопластичной деформации вещества с возникновением такого качества как «текучесть», при которой возникают ориентированные текстуры ранних стадий, детальному изучению которых посвящена серия работ Е.А.Денисовой и Г.Н.Савельевой. Вторым моментом является то, что как было установлено исследованиями М.Б.Эпель-баума с соавторами (1982) и И.А.Зотова (1989), для интрателлурических (трансмагматических) флюидов магматический расплав является более «предпочтительной» средой, чем вмещающие породы. Эффективное его удаление (или миграция во вмещающие породы) происходит в коровых условиях на глубинах около 10 км. Таким образом, эта стадия развития системы характеризуется началом частичного плавления вещества во «флюидо-насыщенных» условиях при его способности к твердопластичному течению с образованием ориентированных текстур.
Рис. 6.6. Идеализированные схематические блок-диаграммы начальных этапов развития рифтовой системы в пространстве и/ или времени.
Условные обозначения: 1-сиалическая кора; 2-неистощенная мантия; 3-разуплотненная мантия; 4-частично истощенный мантийный субстрат; 5-«вторичные лерцолиты»; 6-лолосчатый комплекс; 7-жильные и дайко-вые обособления габброидов и пироксенитов различного состава; 8-габброиды; 9-эффузивные породы основного состава; 10-океаническая кора; 11-тектонические нарушения.
Следующие временные этапы (либо пространственные зоны), изображенные на рис. 6.6 (разрезы П, III и отчасти IV), также характеризуются специфическими условиями пет-рогенезиса. Вследствие дальнейшей эволюции системы в режиме растяжения, продолжаются процессы частичного плавления вещества с увеличением доли расплава, приводящие к разделению первоначально гомогенной системы на расплав и рестит. Как было показано исследованиями Д.Уолкера с соавторами, отделение магматической жидкости от твердого рестита характеризуется положительной обратной связью, то есть процесс является саморазвивающимся и протекает с ускорением. Чем больше образуется жидкой фракции, тем стремительнее происходит сепарация расплава, что в конечном итоге приводит к разделению гетерогенной пористой среды на «слой» расплава и «подстилающий слой» твердого рестита (Walker et al., 1978). Здесь же следует отметить важный (для понимания наблюдаемых в реальных массивах взаимоотношений между габброидами и ультрабазитами) результат, который был получен Н.Т.Арндтом при экспериментальных исследованиях плавления ультраосновных пород. В частности, этими исследованиями было установлено, что при нагревании лерцолита разделения жидких и твердых фаз не происходило вплоть до 35%-ного плавления, и лишь когда количество жидкости достигло 55 об.%, часть ее (около 20%) отделилась от кристаллов и скопилась в верхней части ампулы (Arndt, 1977). То есть в реальной обстановке эти результаты можно трактовать так, что лишь часть (около 20%) образующегося расплава представляет собой вещество, «способное» к формированию эффузивной фации, которая будет представлена базальтами различного состава (вернее их состав, в общем виде, будет определяться динамическими условиями формирования рифтовой системы), а значительная его часть остается внутри системы, формируя специфические образования, аналогами которых, по нашему мнению, являются полосчатые серии. .
Здесь необходимо сделать небольшое отступление, позволяющее более полно осветить точку зрения, которой придерживается автор данной работы, на генезис полосчатых комплексов, и которая подразумевает, что эти образования являются неотъемлемой частью петрографической ассоциации пород, слагающих конкретные массивы, что ранее доказывалось в работах Г.Н.Савельевой (1987).
При изучении хромитоносности гипербазитовых массивов, расположенных в зоне Главного Уральского разлома (зона меланжа), нами наблюдались интересные взаимоотношения между гипербазитами и габброидами, которые позволяют с большой долей вероятности говорить о том, что полосчатые серии являются составной частью гипербазитовых массивов, объединенных общим процессом генезиса.
Как видно из рис. 6.7, полосчатые серии довольно широко распространены в зоне Главного Уральского разлома (ГУГра), но так как сами массивы представлены лишь фрагментарно, то и эти серии представляют собой фрагменты зон, наиболее полно сохранившиеся в крупных массивах (Крака, Нурали, Миндяк). Удивляет поразительное сходство этих фрагментов разрезов, которые практически везде представляют собой дуниты, по которым развиты пироксениты (как правило, клинопироксениты) и далее габброиды. Более того, проведенные исследования показывают, что в случае если габброиды являются более поздними образованиями (по сравнению с процессами формирования самих массивов), то они образуют изолированные тела различной формы, которые имеют со вмещающими их ультрабазитами «нормальные» интрузивные контакты без каких-либо намеков на полосчатый комплекс (см. рис. 6.7, С, южная часть схемы) в том виде, в котором он присутствует в других массивах. Причем очень часто и фрагменты полосчатого комплекса и отдельные тела базитов располагаются в непосредственной близости друг от друга, но при этом их нельзя объединить в единий комплекс. И такие ситуации являются скорее правилом, чем исключением. Поэтому мы считаем, что геологические данные противоречат высказываемым точкам зрения о том, что процесс формирования полосчатых серий обусловлен более поздним влиянием габброидной магмы па краевые части гипербазитовых массивов (Смирнов, 1995).
часть месторождения Красовское, С-Мулдашевское месторождение.
Условные обозначения: 1-терригенные и вулканогенные отложения зилаирской'и поляковской свит, 2-известняки ирендыкской свиты, 3-граниты и сиениты, 4-габброиды и породы основного состава нерасчленен-ные, 5-пироксениты, 6-серпентиниты (аподунитовые?), 7-дуниты и гарцбургиты нерасчлененные, 8-тектонические нарушения, 9-месторождения.
Продолжая характеристику петрогенетических процессов, которые реализуются на стадиях, изображенных на рис. 6.6, И, III, следует акцентировать внимание еще на одном моменте, касающемся геологического строения полосчатых серий. Как было показано Г.Н.Савельевой и Е.А.Денисовой (1983) на примере изучения полосчатого комплекса Нуралинского массива, структуры пластических деформаций пород на контактах отдельных серий отличаются определенной дискордантностью, которая заключается в смене полого-залегающих структур течения в лерцолитах на субвертикальное в гарцбургитах и дунитах вблизи субвертикального контакта с породами полосчатой серии. Этот факт был интерпретирован авторами как результат высокоскоростных деформаций горячего рестита в зоне магмовыводящих каналов в поднимающейся мантии (Savelieva, Saveliev, 1992). Не отрицая полученных результатов, хотелось бы отметить, что согласно приведенным выше материалам, на этой стадии развития системы формируются зоны, представленные жидкостной составляющей (расплавом), которая уже способна сформировать «отдельные горизонты», и реститом, находящемся в твердопластичном состоянии. Но так как реологические свойства расплава и твердого тела очень резко различаются между собой, то и наблюдаемая картина дискордантных взаимоотношений между ними является, в принципе, нормальным состоянием среды. Более того, горизонты, в которых доля расплава составляет значительную часть объема вещества (переходные горизонты), также должны реагировать на изменение давления отлично как от «расплавных» горизонтов, так и от твердого субстрата. Таким образом, уже в мантийных условиях формируются специфические взаимоотношения между отдельными типами пород (особенно ярко выраженными в «переходной» зоне), которые могут усложнятся в процессе дальнейшего развития системы.
Вероятнее всего, уже на этих стадиях начинает реализовываться и механизм фазового перехода (Opx+Cpx+AISp —> Ol+PI+CrSp), который приводит к формированию плагиоклаз-содержащих разновидностей лерцолитов, причем его реализация должна иметь «расплывчатые» границы в объеме очага в силу определенной «неравновесности» протекающих процессов ввиду «метастабильного» состояния системы в целом. Следы этих реакций довольно хорошо прослеживаются в конкретных массивах. В частности, Г.Н.Савельевой на массиве Средний Крака описывается увеличение количества и мощности плагиоклазсодержащих лерцолйтовых линз, которые чередуются с деплетированными лерцолитами, гарцбургитами и дунитами, в направлении от шпинелевых лерцолитов к границе с расслоенной серией (Савельева, 1987), что также было подтверждено нами выше, при характеристике пород полосчатого комплекса этого массива. Кроме этого, обособления различной формы (до отдельных монопородных горизонтов), сложенные плагиоклазовыми лерцолитами, которые присутствуют среди их шпинельсодержащих разновидностей, детально описаны на массиве Нурали (Рудник, 1965 и др.).
Таким образом, на этих этапах развития системы петрогенетические особенности формирования пород базитового, базит-гипербазитового и гипербазитового составов во многом зависят от ее состояния и определяются в общих чертах взаимодействием расплава, количество которого, при заданных параметрах, уже способно оказывать значительное влияние на формирующиеся породы, а также образовывать отдельные горизонты или очаги, и рестита. Причем, в этот период эволюционного развития системы уже существует реальная возможность удаления жидкостной составляющей (расплава), формирующего эффузивную фацию базальтоидов, химические составы которых во многом зависят от динамических условий развития рифтовой системы. Излияния базальтоидов на поверхность по тектонически ослабленным зонам приводят к тому, что нарушается закрытость системы и флюидная фаза, совместно с отдельными порциями расплава, достигает поверхности, где и происходит ее разгрузка. Причем, по мере продвижения к поверхности, в коровых условиях, реализуется ее окисление и смена обстановок минералообразования с восстановленных на окисленные. Изменение окислительно-восстановительных условий в дальнейшем характерно и для блоков мантийных пород, представляющих собой фрагменты (блоки) мантийного субстрата, которые в результате коллизионных (и субдукционных?) процессов были перемещены в верхние горизонты коры. Объемы эффузивных пород на этих этапах развития системы, не могут быть слишком большими, которые можно было бы сопоставить с аналогичными образованиями «зрелой» стадии существования океанического бассейна (что и фиксируется в обрамлении массивов Крака, где эффузивные базальты по объему представлены довольно «скромно»), так как процессы плавления субстрата и их масштабность (в силу причин, изложенных выше), при заданных условиях, не могут генерировать крупнообъемных порций раплава. В условиях такой, «полузакрытой» системы сформировавшиеся ультраосновные породы (в случае прекращения или затухания динамических процессов ее развития) будут в значительной степени отличаться от аналогов, которые формируются в условиях «зрелого» спрединга (или «зрелой» стадии развития океанического бассейна по Е.Шредеру, 1979), меньшей истощенностью по ряду некогерентных элементов в силу незавершенности процессов их разделения при минералообразовании и/или неполной удаленности в составе флюидной фазы. В целом они будут близки к образованиям, которые в литературе получили название «подконтинентальных», «корневых зон» или «рифтогенных» гипербазитов, и к которым мы относим породы, слагающие массивы Крака, Нурали и Миндяк, а также серию более мелких тел, расположенных в зоне меланжа ГУГра, в разрезах которых присутствуют фрагменты полосчатых серий.
Специальную проблему составляет вопрос о сохранности офиолитовых комплексов различной формационной принадлежности в складчатых областях вообще и аккреционно-складчатой системе Урала, в частности. На наш вгляд, этот вопрос находит удовлетворительное решение, если его рассматривать в динамике развития. В процессе субдукции и последующей коллизии большая часть океанической коры «зрелого» типа должна поглощаться в зонах Заварицкого-Беньофа, а породы «начальных» стадий рифтогенезаа, причлененные к континентальной окраине (причем, они должны отделяться от последней системой разломов, заложйвшихся на начальных стадиях рифтогенеза под относительно пологими углами, согласно модели Ф.Венинг-Мейнца), оказываются надвинутыми на нее либо включенными в состав аккреционных комплексов. Поэтому комплексы «подконтинентальных» гипербазитов должны довольно часто сохраняться в складчатых образованиях, но только в том случае, если развитие системы в целом прошло через соотвутствующие этапы. Близкая точка зрения была высказана В.Н.Пучковым, который предлагает объединять офиолиты, возникшие на ранней стадии раскрытия океанических структур в особый «маргинальный» тип (Пучков, 2000). Здесь же следует остановиться и еще на одном моменте, и именно, на присутствии в складчатых областях офиолитовых комплексов «зрелой» стадии развития океанических бассейнов, к которым мы относим Кемпирсайский массив. Присутствие и сохранность этих комплексов в складчатых областях также удовлетворительно может быть объяснено с позиций динамики развития конкретной складчатой системы. Теоретически разработанная модель заложёния зоны субдукции и формирование над ней островодужных комплексов подразумевает, что часть океанической коры «зрелого» типа, которая расположена непосредственно над зоной субдукции (но оказывается не затронутой собственными процессами формирования пород островодужных комплексов) и, которую, в общем виде, можно отнести к части фундамента островной дуги, в процессе коллизии и аккреционного скучивания может быть тектонически надвинута на край платформы по пологим поверхностям срыва. В случае значительных размеров и относительной жесткости отдельных «пластин» они могут и не входить (непосредственно) в ассоциацию пород, слагающих аккреционные призмы, а образовывать «пачки» или «пакеты» шарьяжных пластин, надвинутых на отложения континентальной окраины. К косвенным подтверждениям реальности данного механизма можно отнести тот факт, что предельно истощенные ультрамафиты и ассоциированные с ними породы пользуются широким распространением в фундаменте островных дуг («Магматические.», 1988). .
Отдельную, самостоятельную проблему представляет собой поведение рудогенных элементов, генетически связанных с гипербазитами, в процессах петрогенезиса.
Хотя прошло уже около 100 лет с того момента, когда была впервые предложена магматическая модель образования хромитовых месторождений, но и до сегодняшнего дня не существует всеобщепризнанной альтернативной теории, которая бы с такой же полнотой характеризовала большую часть из наблюдаемых на конкретных объектах взаимоотношений между рудными телами (или собственно рудами) и вмещающими их породами. Вместе с тем, по мере более детального изучения хромитовой минерализации и с появлением современных теорий, объясняющих по новому генезис гипербазитов, постепенно накапливалась сумма фактов, которая не укладывалась в рамки магматической теории процесса рудообразования (хотя эти материалы во многих случаях и не отрицали возможность генезиса руд из расплава).
Предлагаемый нами механизм образования хромитовой минерализации, основанный на инконгруэнтном плавлении ортопироксена в зонах тектонической разгрузки давления, сочетает в себе как элементы магматической теории хромитообразования, так и предполагает широкое'участие в рудогенезе метаморфо-метасоматических процессов. Его роль и место органически вписываются в общий процесс петрогенезиса, который охарактеризован выше. Причем, по нашему мнению, действием именно этого механизма обусловлено, с одной стороны, формирование собственных месторождений и рудопроявлений хромитов, с другой -он выступает в роли «спускового механизма» для проявления более масштабных процессов, которые являются ответственными в том числе и за формирование жильных серий.
Интересные данные по определению температур оливин-хромшпинелевого равновесия в породах и рудах ультраосновных массивов Южного Урала, полученные
И.С.Чащухиным с соавторами, показывают, что для хромититов с высокохромистыми хромитами юго-восточной части Кемпирсайского массива температурный интервал их образования колеблется в широких пределах (от 1510 до 740°) с наличием промежуточных значений (Чащухин и др., 1999), которые создают впечатление о том, что процесс формирования этих руд реализовывался в пределах всего интервала при постепенном снижении температуры. В то же время для гарцбургитов центральной и западной зон температурный интервал этого равновесия укладывается в пределы 740-930°, что оказывается близким (по средним значениям) к температурам закрытия этих реакций в мантийных шпинелевых перидотитах в субсолидусной области (801+47°), после отделения от них расплавной составляющей (Базылев, Силантьев, 2000). То есть, эти данные (вкупе с другими, которые приведены выше) свидетельствуют о том, что ни чисто магматическая, ни чисто метаморфо-генно-метасоматическая точки зрения на генезис хромитового оруденения не соответствуют полученным материалам, так как в первом случае нижние температурные пределы оказываются ниже температур закрытия обменных реакций во вмещающих породах уже «за границей» солидуса, что физически невозможно в случае существования рудного расплава; во-втором случае, верхний предел температур образования рудных хромшпинелидов оказывается гораздо выше температур вмещающих пород, что также нереально для метаморфо-метасоматических реакций, так как в этом случае он соответствует ликвидус-ной фазе. В то же время, предлагаемый нами механизм плавления в локальных зонах тектонической' разгрузки снимает эти противоречия и выступает в роли «комбинационного», при реализации которого возможно существование расплава «внутри» твердого тела, вещество которого находится в твердопластичном состоянии. При этом локальные зоны служат в дальнейшем «проводящими каналами» для миграции флюидов, что выражается в большей пбреработанности слагающих их пород метаморфо-метасоматическими процессами, и как следствие этого, большим разнообразием термодинамических параметров, которые фиксируются при непосредственных исследованиях отдельных минералов и их па-рагененетических ассоциаций, слагающих эти тела.
Здесь же следует отметить, что механизм образования хромитовой минерализации, приуроченной к «расслоенному» дунит-гарцбургитовому комплексу (месторождение Б.Башарт, массив Южный Крака и месторождения Главного рудного поля Кемпирсайского массива), должен несколько отличаться от локально проявленного плавления в зонах разгрузки давления. Вернее будет сказать, что механизм плавления в локальных зонах тектонической разгрузки является началом процесса рудообразования или его первой стадией (Ковалев, 2000). Если же породы испытывают длительную нагрузку в режиме сжатия, которая, согласно последним представлениям (см. например, «Магматические.», 1988), приводит к формированию твердофазовой (динамометаморфической, дунит-гарцбургитовой) расслоеннОсти, механизм рудогенеза, вероятнее всего, в первую очередь будет определяться переотложением рудного вещества, опять же в тектонически ослабленных зонах, при главенствующей роли метаморфо-метасоматических процессов, а сами ослабленные зоны будут унаследованы от «первичных» зон локальной разгрузки давления на более ранних (но не обязательно) стадиях эволюции мантийного субстрата. Тектонический режим, при котором будет реализовываться этот механизм формирования оруденения, будет соответствовать эпохе сжатия, а геодинамические обстановки — этапам субдук-ционного и отчасти коллизионного развития палеорифтовой системы.
Другой немаловажной проблемой является вопрос о геохимическом поведении бла-городнометальных элементов в процессе петро- и рудогенезиса. Как было показано А.А.Маракушевым, магматические очаги, возникающие в коре и в мантии, геохимически аномальны. Они характеризуются повышенным содержанием рудных элементов, которые привносятся восходящими флюидными потоками. Благородные металлы обладают переменной валентностью и специфическим поведением, обусловленным конкретными физико-химическими условиями состояния среды, благодаря чему их миграционные формы подвергаются трансформации по мере продвижения к поверхности (Маракушев и др., 1997). Эта трансформация служит основой для развития процессов минералообразования в специфических условиях и является определяющей для формирования определенной геохимической специализации пород и руд отдельных массивов.
Материал, приведенный выше (в соответствующем разделе), показывает, что процессы, которыми определяется поведение и миграционные способности благородноме-тальных элементов, довольно сложны и многообразны. Ю.А.Волченко, В.А.Коротеевым с соавторами было показано, что определенные типы платинометальной специализации гипербазитовых массивов во многом зависят (или определяются) геодинамическими обста-новками формирования этих комплексов (Волченко и др., 1993), что, в свою очередь указывает на специфические условия мантийного петрогенезиса и рудообразования, которые реализуются на различных стадиях эволюции подвижного пояса.
Проведенные нами исследования позволяют предполагать, что возникновение специализации (как пород, так и хромитовых руд), представленной тугоплавкой триадой, происходит при главенствующем действии температуры в процессе частичного плавления и имеет в целом «реститогенную» природу. Воздействие флюидной фазы и/или смена окислительно-восстановительных условий (как петро-, так и рудогенеза) приводит к изменению сооотно-шений между отдельными членами тугоплавкой триады, в результате чего возникают новые связи и новые типы специализации. Как справедливо полагает Ю.А.Волченко с соавторами (1993), формирование данного типа специализации происходит в режиме океанического рифтогенезаа. Но, по нашему мнению, данные условия реализуются и в процессе формирования и/ или преобразования «зрелой» коры океанического типа.
Платиновая специализация имеет в целом «сквозной» характер, так как Pt является наиболее «космополитичным» элементом из всей группы, но тем не менее, ее повышенные количества свидетельствуют об определенной специфике процессов петро-и рудогенеза. В частности, специализация этого типа, присущая породам и рудам массивов Крака, свидетельствует о том, что процессы реститирования пород этих массивов протекали в специфических условиях «начального рифтогенеза» и общее развитие системы характеризовалось чертами, присущими как петрогенезису в условях зрелых океанических бассейнов, так и процессам, которые привели к формированию массивов дунит-клинопироксенит-габбровой формации.
Формирование Pt-Pd и Pd специализаций пород и рудных (хромитовых) объектов, по мнению Ю.А.Волченко с соавторами (1993), происходит на позднеостроводужной и пред-континентальной стадиях развития подвижного пояса, то есть также зависит и определяется специфическими процессами петрогенезиса и рудообразования, присущими этим этапам развития. Материалы, приведенные выше, показывают, что «элементы» этого типа специализации довольно широко распространены в породах массивов Крака, Нурали и отчасти Миндяка. На наш взгляд, данная ситуация еще раз подчеркивает специфику петрогенетиче-ских процессов, при которых были сформированы эти массивы. Их отличительной особенностью является то, что они (ввиду своей «незавершенности» и своеобразия тектонической обстановки проявления) характеризуются чертами, присущими сразу нескольким геодинамическим обстановкам.
Таким, образом, весь материал, который приведен выше, позволяет нам с большой долей вероятности утверждать, что детальное изучение гипербазитовых массивов позволяет с достаточной полнотой воссоздавать не только общий характер геодинамических условий формирования отдельных регионов, но и с большой степенью детальности описывать специфические этапы их эвршоции.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Подводя итог всему вышеизложенному, хотелось бы еще раз обратить внимание на то большое значение, которое играют процессы рифтогенеза в геологической истории развития Земли. Его различные этапы (или стадии) оказываются «зашифрованными» в формирующихся структурно-вещественных комплексах и их металлогенической специализации, детальное изучение которых позволяет воссоздавать геодинамические обстановки и оценивать динамические условия развития рифтовых систем.
Приведенный в работе материал по геологическому строению и геохимической специализации сложнодислоцированных пород, приуроченных к тектоническим зонам, позволил обосновать точку зрения о том, что на начальных этапах развития рифтовой системы, в момент заложения глубинных разломов, породы субстрата подвергаются воздействию мантийных флюидов, что ведет к их преобразованию и формированию в них специфической (ЭПГ-Au) благороднометальной специализации. Показано, что на этом же этапе создаются благоприятные условия для внедрения в верхние горизонты коры недифференцированных расплавов мантийного генезиса, которые уже в коровых условиях формируют специфические дифференцированные тела диабаз-пикритового состава. Временная эволюция этого типа магматизма (R-V) позволяет в первом приближении, характеризовать процессы мантийного петрогенезиса на определенном этапе развития региона.
В работе обосновывается, что дальнейшее развитие процессов континентального рифтогенеза, охарактеризованных на анализе геологических материалов по среднерифей-ской палеорифтогенной структуре, во многом определяется динамическими условиями их формирования. По своей геометрии эта палеоструктура характеризовалась максимальным раздвигом, £осредотеченным в ее центральной части и выклиниванием на флангах. Эти процессы Остались «законсервированы» в геологическом строении структурно-вещественных комплексов и геохимических характеристиках магматических пород, выполняющих эту структуру.
Переход континентального рифтогенеза в океанический, заменующийся формированием океанической коры, фрагментами которой являются ультраосновные массивы офио-литовой ассоциации, является дальнейшим логическим развитием процессов рифтогенеза. На геологических и петрогеохимических материалах по южноуральским гипербазитовым комплексам показано, что отдельные массивы этого региона (Крака, Нурали) несут в себе признаки «рифтогенных офиолитов», образующихся в условиях начального рифтогенезаа. Их металлогения во многом определяется геодинамическими условиями становления. Показано, что своеобразная благороднометальная специализация пород и руд массивов этого типа характеризуется специфическими чертами, которые обусловлены процессами глубинного петро- и рудогенеза, реализующимися на начальных этапах формирования океанической коры («молодая стадия» по Уилсону). На этой же стадии образуются хромито-вые тела, приуроченные к «вторичным» дунитам, генезис которых обусловлен инконгру-энтным плавлением ортопироксена в зонах тектонической разгрузки давления.
На основе полученных материалов предлагается геодинамическая модель развития южноуральского региона, характерной чертой которой является формирование в раннепа-леозойское время нескольких(?) субпараллельных рифтовых систем по типу «рассеянного спрединга», одна из которых преобразуется в «нормальный» океан с корой «зрелого» типа, а западная останавливается в своем развитии на стадии «рудиментарного» океанического бассейна. В силу особенностей геологического строения («причлененности» гипербазито-вых комплексов начальных стадий развития океанических бассейнов к континентальным окраинам), они должны сохраняться в процессе дальнейшего эволюционного развития структуры.
В заключение хотелось бы отметить, что автор отдает себе отчет в том, что многие вопросы, поднятые в работе и предлагаемое решение которых обосновано приведенным фактическим материалом, тем не менее остаются дискуссионными. Как мне представляется, это является нормальным положением развития современной науки и процесса познания законов природы в целом.
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Ковалев, Сергей Григорьевич, Уфа
1. Абдулин А.А., Авдеев А.В., Сеитов Н.С. Тектоника Сакмарской и Орь-Илецкой зон Мугоджар. Алма-Ата.: Наука, 1977. 235 с.
2. Агафонов JI.B., Андреева Г.А. Газы в альпинотипных гипербазитах Анадырско-Корякской складчатой системы // Докл. АН СССР. Т. 210. № 3. 1973.
3. А л ексеев А. А. Магматические комплексы зоны хребта Урал-Тау.М.: Наука, 1976. 170 с.
4. Алексеев А.А. Разновозрастные пикритовые комплексы западного склона Южного Урала (Башкирский мегантиклинорий) // Докл. АН СССР, Т. 248. № 4. 1979. С. 935-940.
5. Алексеев А.А. Металлогения и геотектонические режимы докембрия Южного Урала // Тез. докл. П Всесоюз совещ. по металлогении докембрия / Иркутск: 1981. С. 264-266.
6. Алексеев А.А. Рифейско-вендский магматизм западного склона Южного Урала. М.: Наука, 1984.137 с.
7. Алексеев А.А., Волошин B.JI. Магматизм зоны Урал-Тау // Магматизм и эндогенная металлогения западного склона Южного Урала. Уфа.: Вып. 21. 1973. С. 55-65.
8. Алексеев А.А., Алексеева Г.В., Ковалев С.Г. Кусинско-Копанский расслоенный интрузивный комплекс: новые данные, представления и перспективы // Препринт, Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992.20 с.
9. Алексеев А.А., Алексеева Г.В., Ковалев С.Г. Расслоенные интрузии западного склона Урала. Уфа: Издательство Гилем, 2000. 188 с.
10. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсолидосной перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов: 1 .Срединно-океанические хребты // Петрология, Т. 8, № 3, 2000. С.227-240.
11. Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. 184 с.
12. Байкальский рифт. Новосибирск: Наука, 1975. 130 с.
13. Бакиров А.Г. О происхождении дунитов и хромитов Кемпирсайского гипербазитового массива // Тр. 1-го Уральск, петрограф, совещания, Свердловск: 1961. С. 65-67.
14. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 267 с.
15. Балыки'н П.А., Леснов Ф.П. Строение и генезис Кемпирсайской офиолитовой ассоциации // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Тез. докл. VI Уральск, петрограф, совещ. Екатеринбург.: УрО РАН, Ч. 2. 1997 С. 68-70.
16. Баранов Б.В., Дозорова К.А., Карп Б.Я.,Карнаух В.А. Геометрия раскрытия Курильской котловины //ДАН, 1999, т. 367, № 3. С. 376-379.
17. Барбери Ф., Варе Ж. Афарская зона сочленения рифтов. Континентальные рифты. М.: Мир, 1981. С. 51-62.
18. Бауман Л. Цикличность в тектонике плит и связанные с ней металлогенические процессы. / Тектоника плит и полезные ископаемые // Под ред. А.А.Ковалева, Г.Ользака. М.: МГУ, 1985. С. 21-46.
19. Бачин А.П. Геологическое строение ультрабазитовых массивов Западного Примугод-жарья по • геофизическим данным // Мат-лы совещ. по составлению погнозно-металлогенрч. карт на хромиты. М.: 1971.
20. Бейкер Б.Х., Кроссли Р., Голе Г.Г. Тектоническая и магматическая эволюция южной части Кенийской рифтовой долины / Континентальные рифты // М.: Мир, 1981 С. 31-48.
21. Беккер Ю.Р., Келлер Б.М., Козлов В.И. и др. Стратотипический разрез рифея. // Стратиграфия верхнего протерозоя СССР: (рифей, венд). JL: Наука, 1979. С. 49-60.
22. Бетехтин А.Г. К изучению месторождений хромистого железняка // Зап. Ленигр. Горн. Инст., 1934, № 8.
23. Бетсхтин А.Г. Шорджинский хромитоносный перидотитовый массив (в Закавказье) и генезис месторождений хромистого железняка вообще // Хромиты СССР, Т. 1, М-Л.: Наука, 1937.
24. Бетсхтин А.Г. Халиловское месторождение хромистого железняка на Южном Урале // Хромиты СССР, № 2, М-Л.: 1940.
25. Билибин Ю.А. Вопросы металлогенического развития в геосинклинальных зонах // Изв. АН СССР. Сер. геол. № 4, 1948.
26. Борисенко Л.Ф., Миллер А.Д., Фишер Э.И. О распространенности золота в ультраба-зитах // Геохимия, № 2, 19у2. С. 188-196.
27. Борисов А.А. Растворимость благородных металлов в силикатных расплавах: экспериментальные исследования и космохимические следствия / Автореферат дисс. д.г.-м.н. М:. 2001.44 с.
28. Боуэн Н.Д. Эволюция изверженных пород. М-Л.: ГОНТИ, 1934.
29. Боуэн Н.Д., Таттл О.В. Система Mg0-Si02-H20. // Вопросы физико-химии в минералогии и петрографии. М.: 1950.
30. Бочкарев В.В. Рифейско-ордовикский субщелочной магматизм Урала стадии континентального рифтогенеза //Ежегодник-1998. Екатеринбург.: ИГ и Г УрО РАН. 1999. С.98-101.
31. Булыкин Л.Д. К минералогии и петрологии дунит-клинопироксенитовых комплексов в альлинотипных гипербазитах Урала (на примере Нуралинского массива) / Тр. Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР, 1977, вып. 125. С.58-61.
32. Буряк А.В. Метаморфизм и рудообразование. М.: Недра, 1982. 256 с.
33. Варлаков А.С. Генезис хромитового оруденения в альпинотипных гипербазитах Урала // Петрография ультраосновных и щелочных пород Урала. Тр. Ильмен. Гос. Заповед. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 63-82.
34. Варлаков А.С. Метаморфизм в связи с диабазами в районе Бакальского рудного поля. М.: Недра, 1967. 143 с.
35. Вахрушев В.А., Прокопцев Н.Г. Первично-магматические образования в базальтах океанической коры и во включениях ультраосновных пород // Геол. рудн. м-ний, № 3, 1969. С. 14-25.
36. Велинский В.В. Альпинотипные гипербазиты переходных зон океан-континент. Новосибирск: Наука, 1979.
37. Велинский В.В., Павлов А.Л. Петрологическая интерпретация термодинамической модели процессов метаморфизма серпентинитов // Геохимия, №4, 2000. С. 452-459.
38. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 641-664.
39. Виноградов В.И. Роль осадочного цикла в геохимии изотопов серы. М.: Наука, 1980.191 с.
40. Виноградов А.П., Ярошевский А.А. О физических условиях зонного плавления в оболочках Земли//Геохимия, 1965,№ 7, С. 779-790.
41. Виноградская Г.М. Генезис гранитоидов Златоустовского района на Урале // Труды ВСЕГЕИ. Нов. сер. Т. 96, 1963. С. 34-64.
42. Волченко Ю.А. Парагенезисы платиноидов в хромитовых рудах Урала // Петрология и рудообразование. Свердловск.: УНЦАНСССР. 1986. С.56-63.
43. Волченко Ю.А. Золотоносность габбро-гипербазитовых комплексов Урала // Геология, минералогия и геохимия месторождений золота Урала. Свердловск.: ИГ и Г УрО АН СССР, 1987. С. 34-39.
44. Волченко Ю.А., Малюгин А.А. Минералы системы золото-палладий-ртуть в рудах Урала//Свердловск: 1986. С. 17-18.
45. Волченко Ю.А., Неустроева И.И., Наумова Н.Г., Воронина JI.K. Платиноиды в хро-митоносном разрезе Кемпирсая // Ежегодник-1988. Свердловск: ИГ и Г УрО АН СССР, 1989. С. 94-96.
46. Волченко Ю.А., Неустроева И.И., Вилисов В.А. Платиноидное оруденение краевых полосчатых серий альпинотипных комплексов Урала // Ежегодник-1992. Екатеринбург: ИГ и Г УрО РАН. 1993. С.89-92.
47. Гарань М.И. Протерозой и нижний палеозой Южного Урала // Тр.Горно-геол. ин-та, Вып. 32, 1959. С. 15-32.
48. Гарань М.И. Нижний и средний докембрий. Центральная структурно-формационная зона / Геология СССР // М.: Недра, Т. ХН,Ч.1, Кн.1, 1969. С. 65-117.
49. Гареев Э.З. Типизация черносланцевых отложений стратотипического разреза рифея на основе петрохимических данных // Геохимия, минералогия и литология черных сланцев. Сыктывкар.: 1987. С. 29-30.
50. Генкип А.Д., Евстигнеева T.JI., Вяльсов JI.H., Лапутина И.П., Тронева Н.В. Паоло-вит Pc^Sn - новый минерал из медно-никелевых сульфидных руд // Геология рудных месторождений. 1974. Т. XVI. № 1. С. 98-103.
51. Генкин А.Д., Лапутина И.П., Муравицкая Г.Н. Рутений- и родийсодержащий пентландит показатель гидротермальной мобилизации платиновых металлов // Геология рудных месторождений. 1974. Т. XVI. № 6. С. 102-106.
52. Генкин А.Д., Евстигнеева Т.Л. Рудные месторождения офиолитов Албании: по материалам конференции и экскурсии // Геология рудн. месторожд. 1992, Т.38, № 2, С. 202-208.
53. Годлевский М.Н. Магматические месторождения. // Генезис эндогенных месторождений. М.: Наука, 1968. С. 7-84.
54. Голдин Б.А., Фишман М.В., Давыдов В.П., Калинин Е.П. Вулканические компексы рифея и нижнего палеозоя Севера Урала. Л.: Наука, 1973. 212 с.
55. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли Л.: Недра, 1977. 248 с.
56. Гриненко Л.Н. Источники серы базит-гипербазитовых пород и связанных с ними сульфидных медно-никелевых месторождений. Автореф. дисс. докт. геол.-минер. наук. М.: ГЕОХИРАН, 1986. 37 с.
57. Гриненко Л.Н., Хански Е., Гриненко В.А. Условия образования Cu-Ni месторождения Кейвится, Северная Финляндия. По изотопным данным серы и углерода // Геохимия, № 2, 2003.С. 181-194.
58. Гурович В.Г., Землянухин В.И., Емельяненко Е.П. и др. Геология, петрология и ру-доносность Кондерского массива. М.: Наука, 1994.
59. Денисова Е.А. Внутренняя структура Миндякского ультраосновного массива (Южный Урал) // Докл. АН СССР, 1984, Т. 274, № 2. С. 382-387.
60. Денисова Е.А. Дунит-верлит-клинопироксенитовые серии лерцолитовых массивов Южного Урала // Докл. АН СССР, 1984, Т.277, № 3. С.660-665.
61. Дснисова Е.А. Складчатая структура ультраосновных тектонитов массивов Крака (Южный Урал) // Геотектоника, 1989, № 4. С. 52-62.
62. Денисова Е.А. Строение и деформационные структуры офиолитовых массивов с лер-цолитовым типом разреза //Геотектоника, 1990, № 2. С. 14-27.
63. Дистлер В.В., Гроховская Т.Л., Евстигнеева Т.Л. и др. Петрология сульфидного магматического рудообразования. М.: Наука, 1988. 232 с.
64. Дистлер В.В., Крячко В.В., Юдовская М.А. Условия образования оруденения платиновых металлов в хромитовых рудах Кемпирсайского рудного поля // Геология рудных месторождений, Т.45, № 1, 2003. С. 44-74.
65. Дистлер В.В., Митрофанов Г.Л., Немеров В.К. и др. Форма нахождения металлов платиновой группы и их генезис в золоторудном месторождении Сухой Лог (Россия). // Геология рудных месторождений. 1996. Т.38. № 6. С. 467-484.
66. Дмитриенко Г.Г., Горячева Е.М., Савельева Г.Н. Минералы платиноидов в хромитах массива Нурали (Южный Урал) // Докл. АН СССР, Т. 324, № 2, 1992. С. 403.
67. Добрецов Н.Л. Глобальные петрологические процессы. М.: Недра, 1981, 236 с.
68. Додин Д.А, Чернышев Н.М., Полферов Д.В., Тарновецкий Л.Л. / Платаном еталь-ные месторождения мира // Платинометальные малосульфидные месторождения в ритмично расслоенных комплексах. М.: АО «Геоинформмарк». Т.1. Кн.1, 1994. 279 с.
69. Дунаев В.А., Степанов А.И., Панова М.В. Возраст пород Копанско-Кусинской интрузии и времени их метаморфизма (Южный Урал) /Геолого-радиологическая интерптерация несходящихся значений возраста. М.: Наука, 1973. С. 238-247.
70. Егорова Е.Н. О никеленосности оливина // Зап.Всес. Минерал, общ-ва, LXVII, вып.2, 1938. С.262-272.
71. Ефимов А.А. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов. М.: Наука, 1984.232 с.
72. Ефимов А.А., Ефимова Л.П., Маегов В.И. Тектоника Платиноносного пояса Урала: соотношение вещественных комплексов и механизм формирования структуры // Геотектоника, № 3, 1993. С. 34-46.
73. Жабин А.Г. Рудоподготовительные процессы в черносланцевых осадочных формациях // Отечественная геология, 1997. № 6. С.35-40.
74. Жданов С.Н. Геология и метаморфизм Шумгинско-Кувашской зоны (Южный Урал) / Докембрийско-раннепалеозойская история развития Урала. Свердловск: 1980. С. 52-53.
75. Желобов П.П. Альпинотипные гипербазиты как вероятный источник золота // Советская геология, 1979. № 8. С. 42-49.
76. Желобов П.П. Еще раз о роли альпинотипных гипербазитов в локализации золотого оруденения Урала // Геология, минералогия и геохимия месторождений золота Урала. Свердловск.: ИГ и Г УрО АН СССР, 1987. С. 50-56.
77. Формационная принадлежность и платиноносность габбро-ультрабазитовых комплексов массивов Миндяк и Нурали (Ю.Урал) / Тез. докл. «Познание, освоение и сбережение недр РБ», Уфа: 1995. С. 43.
78. Иванкин П.Ф., Назарова Н.И. Геолого-геохимические закономерности формирования рудного поля золото-углеродистой формации и поисковые критерии // Геохимические методы поисков месторождений полезных ископаемых. М.: Т. 5. 1982. С. 35-40.
79. Иванкин П.Ф., Иншин П.В., Назарова Н.И. Форма переноса и условия отложения золота в «черносланцевых» зонах (в связи с задачами поиска и оценки месторождений) // Тр.ЦНИГРИ. 1984. Вып. 184. С. 71-79.
80. Иванкин П.Ф., Назарова Н.И. Методика изучения рудоносных структур в терриген-ных толщах. М.: Недра, 1988. 254 с.
81. Иванов А.И. К стратиграфии и древнему орогенезу западного склона Южного Урала. // Тр. Баш. геол.управ. 1937. Вып. 7. С. 2-28.
82. Иванов К.С. Главный Уральский глубинный разлом как палеозона субдукции Зава-рицкого Беньофа: тектоника и петрогенезис важнейших породных комплексов // Проблемы петрогецезиса и рудообразования. Екатеринбург.: УрО РАН, 1998. С. 75-78.
83. Иванов К.С. Структурно-тектонические и геодинамические исследования на Урале // 100 лет геологического картографирования на Урале. Екатеринбург.: 1997. С. 124-143.
84. Иванов К.С., Пучков В.Н. Геология Сакмарской зоны Урала // Препринт. Свердловск: 1984. 86 с.
85. Ю4.Иванов К.С., Шмелев В.Р. К вопросу о природе Платиноносного пояса Урала // Еже-годник-1993. Екатеринбург.: ИГ и Г УрО РАН. 1994. С. 17-20.
86. Иванов O.K. Концентрически-зональные пироксенит-дунитовые массивы Урала: минералогия, петрология, генезис. Екатеринбург.: Изд-во Урал. Ун-та, 1997. 448 с. Юб.Иванов С.Н. О байкалидах Урала // ДАН СССР, Т.237, № 5, 1977. С. 1144-1147.
87. Иванов С.Н. О байкалидах Урала и природе метаморфических толщ в обрамлении эвгеосинклиналей // Препринт, Свердловск.: УНЦ АН СССР, 1979. 78 с.
88. Иванов С.Н. Офиолиты на сиалической коре / Эволюция офиолитовых комплексов. Препринт, Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981. С. 72-78.
89. История развития Уральского палеоокеана / Отв. редакторы Л.П.Зоненшайн, В.В.Матвеенков // М.: Ин-т им. Ширшова, АН СССР, 1984. 164 с.
90. Казанцева Т.Т. Аллохтонные структуры и формирование земной коры Урала. М.: Наука. 1987. 158 с.
91. Казьмин В.Г. Структурная эволюция рифтов Красноморско-Аденского региона // Бюл. МОИП, отд. геол., т. 50 (3), 1975. С. 116-128.
92. Камалетдинов М.А. Новые данные о геологическом строении ЮжногоУрала. // ДАН СССР, 1965. Т. 162. №6. С. 1356-1359.
93. Камалетдинов М.А. Покровные структуры Урала. М.: Наука, 1974. 229 с. Пб.Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т. Особенности строения надвигов и шарьяжей Южного Урала// Бюл. МОИП. Отд. геол. 1970. № 4. с. 60-70.
94. П.Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т. Аллохтонные офиолиты Урала. М.: Наука, 1983. 168 с.
95. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т., Казанцев Ю.В. О возрасте гипербазитовых поясов Урала // Тез. докл. Всесоюзн. симпоз. «Эволюция офиолитовых комплексов», Свердловск: 1981. С. 16-18.
96. Карпова О.В. Титаномагнетитовые руды Южного Урала. М.: Наука, 1974. 152 с.
97. Келлер. Б.М. Тектоническая история и формации верхнего докембрия / Итоги науки и техники. Общая геология. М.: Вып. 5, 1973. 120 с.
98. Келлер Б.М., Красилова И.Н. Геохронология позднего докембрия / Итоги науки и техники. Общая геология. М.: Т.2, 1980. С. 58-91.
99. Клочихин А.В., Радченко В.В., Буряченко А.В. Геология и петрохимия гипербази-тов массивов Крака (Южный Урал) // Магматизм и эндогенная металлогения западного склона Южного Урала. Уфа: БФАН СССР, Вып. 21, 1973. С. 129-138.
100. Ковалев С.Г. Петрология и парагенетический анализ пород диабаз-пикритовых и пикритовых интрузий в Тараташском метаморфическом комплексе // Магматические и метасоматические формации Южного Урала. Уфа: 1987. С. 42-47.
101. Ковалев С.Г. К вопросу о дифференциации нижнерифейских диабаз-пикритовых интрузий // Верхний докембрий Южного Урала и востока Русской плиты. Уфа: 1988. С. 61-65.
102. Ковал ев С.Г. О влиянии структурных особенностей элементов расплава на процесс дифференциации // Тез. докл. Всесоюзн. петрологич. Симпозиума. Л.: 1988. С. 142.
103. Ковал ев С.Г. Парагенетический анализ процесса кристаллизации с учетом механизма перераспределения вещества // Тез. докл. П Всесоюз. совещ. «Физико-химическое моделирование в геохимии и петрологии на ЭВМ». Иркутск: 1988. Ч. 1. С. 79.
104. Ковалев С.Г. Дифференцированные диабаз-пикритовые комплексы западного склона Южного Урала / Автореф. канд. дисс. М.: МГУ, 1990. 17 с.
105. Ковалев С.Г. Геохимическая специфика и генезис первичных расплавов дифференцированных тел западного склона Южного Урала // Микроэлементы в магматических, метаморфических и рудных формациях Урала. Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1991. С. 25-31.
106. Ковал ев С.Г. К вопросу о петрогенезисе среднерифейских магматических комплексов Башкирского поднятия // Ежегодник-1993, Инф. мат-лы / Уфа.: УНЦ РАН, 1994. С. 105-107.
107. Ковалев С.Г. Дифференцированные диабаз-пикритовые комплексы западного склона Южного Урала. Уфа: УНЦ РАН, 1996. 99 с.
108. Ковалев С.Г. Распределение золота в дифференцированных диабаз-пикритовых комплексах западного склона Южного Урала // Ежегодник-1997, Информ. мат-лы, Уфа: УНЦ РАН, 1999. .С. 215-220.
109. Ковалев С.Г. Геодинамические аспекты формирования рифтовых и рифтогенных структур // Геологический сборник № 1. Информ. мат-лы. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2000. С. 10-11.
110. Ковалев С.Г. Динамика формирования среднерифейской рифтогенной структуры // Докл. РАН, том 396, №2, 2004. С. 219-222.
111. Ковалев С.Г. Сложнодислоцированные углеродсодержащие породы западного склона Южного Урала // Докл. РАН, том 396, №4, 2004. С.
112. Ковалев С.Г. Геохимия пород полосчатого комплекса массива Средний Крака (Южный Урал) // Геохимия (в печати).
113. КовалеЪ С.Г., Высоцкий И.В. Новый тип оруденения в докембрийских конгломератах западного склона Южного Урала // Докл. РАН, том 395, №4, 2004. С. 503-506.
114. Ковалев С.Г.Высоцкий И.В. Первые находки самородного железа в породах машак-ского комплекса и их петрогенетическое значение // Геологический сборник № 1. Информ. мат-лы. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2000. С. 86-87.
115. Ковал ев С.Г.Высоцкий И.В. Новые данные по магматизму шатакского комплекса // Геологический сборник № 3. Информ. мат-лы. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2003. С. 117-119.
116. Ковалев С.Г., Высоцкий И.В., Сначев В.И, Первая находка самородного олова в углеродистых сланцах западного склона Южного Урала. / Минералогия Урала // Мат-лы 111-го регион, совещания РАН УрО, Ин-т минералогии, Миасс: 1998. Т. 1. С. 142-144.
117. Ковалев С.Г., Высоцкий И.В., Фаткуллин И.Р. Сложнодислоцированные углеродсодержащие толщи западного склона Южного Урала. Уфа: 1999. 119 с.
118. Ковалев С.Г., Мичурин С.В. Геология и геохимическая специализация углеродсодержащих толщ западного склона Южного Урала // Литология и полезные ископаемые (в печати).
119. Ковалев С.Г., Романовская М.А. Геохимические особенности и генезис докембрий-ских дифференцированных силлов западного склона Южного Урала // Бюлл. Моск. Общ-ва испыт. природы. Отд. геол. Т.71, вып. 3, 1996. С. 99-103.
120. Ковалев С.Г., Салихов Д.Н. Полезные ископаемые Республики Башкортостан (хро-митовые руды). Уфа: Издательство Экология, 2000. 207 с.
121. Ковалев С.Г., Салихов Д.Н. Новые данные по геохимии щелочных пород Алатауско-го антиклинория / Геология, полезные ископаемые и проблемы экологии Башкортостана. Том 1. // Мат-лы V Республ. геол. конф. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2003. С. 42-45.
122. Ковалев С.Г., Сначев.В.И., Алексеев А.А. Перспективы алмазоносности западного склона Южного Урала // Препринт. Уфа: УНЦ РАН, 1995. 29 с.
123. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Рыкус М.В. Золотоносность и платиноносность хромитовых руд массиваКрака // Ежегодник-1995, Инф. мат-лы / Уфа: УНЦ РАН, 1996. С. 57-59.
124. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Савельев Д.Е. Перспективы платиноносности рудных формаций башкирской части Южного Урала // Изв. высш. учебн. завед. Горный журнал, 1997. №5-6. С. 34-39.
125. Ковалев С.Г., Сначев В.И. Перспективы платиноносности западного склона Башкирского Урала // Отечественная геология, 1997. № 7. С. 26-30.
126. Ковалев С.Г., Сначев В.И. Гипербазитовые массивы Крака (геология, петрология, металлогения). Уфа.: 1998. 104 с.
127. Ковалев С.Г., Сначев В.И. Тектонические аспекты формирования «вторичных» дунитов и связанного сними оруденения // Известия АН РБ, Отделение наук о Земле и экологии, № 2, 1998. С. 36-43.
128. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Высоцкий И.В., Рыкус М.В. О новом типе благороднометальной минерализации на западном склоне Южного Урала // Руды и металлы, № 6, 1997. С. 27-32. ;
129. Ковал ев С.Г., Сначев В.И., Романовская М.А. Новые геолого-петрогенетические аспекты формирования Кусинско-Копанского комплекса // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4, геология, № 4, 1995. С. 81-85.
130. Ковалев С.Г., Сначев В.И., Савельев Д.Е. Перспективы платиноносности рудных формаций башкирской части Южного Урала // Горный журнал, Изв. высш. учебн. завед. Екатеринбург: № 5-6, 1997. С. 40-45.
131. Ковалев С.Г., Савельев Д.Е., Сначев В.И. Полосчатые комплексы гипербазитовых массивов башкирского Урала // Препринт, Уфа: ИГ УНЦ РАН, 1998. 35 с.
132. Ковалев С.Г., Сначев В.И. Новые данные по геологии Кусинско-Копанского комплекса // Ежегодник-1993, Инф. мат-лы / Уфа.: УНЦ РАН, 1994. С.108-109.
133. Ковалев С.Г., Сначев В.И. Механизм образования вторичных дунитов и связанного с ними оруденения // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Тез. докл. VI Уральск, петрограф, совещ. Екатеринбург.: УрО РАН, Ч. 2. 1997. С. 88-90.
134. Коваленко Н.Л., Мальчиков Г.Д., Кожуховская Г.А. Совместное определение констант акватации и диспропорционирования хлоридных комплексов платины в среде 1М H2S04 при 152° С // Журнал неорганической химии, 1985. Т. 30. Вып. 4. С. 1002-1007.
135. Когарко Л.Н. Отношение Ni / Со индикатор мантийного происхождения магмы // Геохимия, № 10, 1973. С. 1441-1446.
136. Козлов В.И. Верхний рифей и венд Южного Урала. М.: Наука, 1982. 128 с.
137. Козлов В.И. Стратотип рифея Южного Урала // Стратиграфия, литология и геохимия верхнего докембрия Южного Урала и Приуралья. Уфа.: БФ АН СССР, 1986. С. 6-16.
138. Козлов В.И., Краснобаев А.А., Ларионов Н.Н., Маслов А.В. и др. Нижний рифей Южного Урала. М.: Наука, 1989. 208 с.
139. Константинов М.М. Генетические системы золоторудных месторождений // ДАН СССР, 1984. Т. 275. № 3. С. 696-699.
140. Константинов М.М. Золоторудные гиганты мира // Природа, №3, 2000. С. 52-57.
141. Континентальные рифты. М.: Мир, 1981. 483 с.
142. Кориневский В.Г. Геологическая история палеоокеанических бассейнов Южного Урала / Автор, дисс., д.-г.-м.н. (в форме научного доклада) // ГИН АН СССР, Москва, 1989.47 с. .
143. Коротеев В.А. Среднепалеозойский вулканизм в формировании земной коры восточного склона Южного Урала / Автореф. дисс. докт. геол.-минер. наук. Миасс.: 1982. 48 с.
144. Коротеев В.А. Тектоника литосферных плит и проблемы металлогении / Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит. Екатеринбург: УрО РАН, 1996. С. 4-10.
145. Коротеев В.А., Нечеухин В.М. Эволюция геодинамических режимов и рудообразо-вания в геосинклинально-складчатых системах уральского типа // Эволюция рудообразо-вания. М.: ВИЭМС, 1989. С. 127-135.
146. Косарев A.M. Субокеанические базальты на Южном Урале / Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала // Тез. докл.У1 Уральск, петрогр. совещ. Екатеринбург: Ч. 2, 1997. С. 29-30.
147. Котина Р.П., Швецов П.Ф. Формирование автономной рудогенерирующей структуры на стадии метагенеза // ДАН СССР, 1988. Т. 302. № 2. С. 236-239.
148. Кравцова Л.И. Геологическое строение и история формирования Копанского габбро-вого массива на Южном Урале / Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск: Т. 1, 1963. С. 467-480.
149. Кравченко Г.Г. Роль тектоники при кристаллизации хромитовых руд Кемпирсайско-го плутона. М.: Наука, 1969. 216 с.
150. Кравченко Г.Г. Роль структурных критериев при оценке перспектив хромитоносно-сти ультрабазитовых массивов / Хромиты Урала, Казахстана, Сибири и Дальнего Востока. М.: 1974.
151. Кравченко Г.Г. Типы ориентировок такситовых текстур хромитовых месторождений геосинклинальных зон // Геол. рудн. м-ний, T.XIV, № 6, 1972. С.79-86.
152. Краснобаев А.А., Бибикова Е.В., Ронкин Ю.Л., Козлов В.И. Геохронология вулканитов айской свиты и изотопный возраст нижней границы рифея // Изв. РАН. Сер. геол., №6. 1992. С. 25-40.
153. Краснобаев А.А., Бородина Н.С. Геохимические особенности, генезис и возрастная корреляция' рифейских гранитоидов и липаритовых порфиров Златоустовского района (Южный Урал) / Вопросы петрологии гранитоидов Урала. Свердловск: 1970. С. 124-153.
154. Краузе С.Н., Маслов В.А. Ордовик, силур и нижний девон Западного склона Башкирского Урала / Уфа: БФАН СССР, 1961. 94 с.
155. Курбанов Н.К. Условия формирования и закономерности размещения стратиформ-ных колчеданно-полиметаллических месторождений терригенных эвгеосинклиналей. // Автореф. дисс. докт. геол.-минер. наук. М.: 1986. 49 с.
156. Кусков Н.А. О рудоносности Кусинско-Копанской габбровой интрузии / Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск: Т. 1, 1963. С. 449-456.
157. Лазаренков В.Г., Марченко А.Г., Таловина И.В. Геохимия платиновых металлов. СПб: СПб Горный институт. 1996. 93 с.
158. Ларин В.Н. Гипотеза изначально гидридной Земли. 2-е издание, переработ, и дополн. М.: Недра, 1980.216 с.
159. Ле Пишон К., Франшато Ж., Бонин Ж. Тектоника плит. М.: Мир, 1977. 287 с.
160. Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Что такое дунит? // Докл. Акад. Наук, 1928. С. 403-406.
161. Ленных В.И., Петров В.И. Пикриты тараташского комплекса // Труды Ильмен. гос. заповед. Вып. 17. 1978. С. 45-52.
162. Ленных В.И. Геодинамические обстановки докембрия западного склона Урала и их металлогеническое значение // Эволюция металлогении Урала в процессе формирования земной коры. Информ. мат-лы. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. С. 200-202.
163. Летников Ф.А., Савельева В.Б., Аникина Ю.В., Смагунова М.М. Высокоуглеродистые тектониты новый тип концентрирования золота и платины. // ДАН, Т.347, №6, 1996. С. 795-798.
164. Логачев Н.А. Вулканогенные и осадочные формации рифтовых зон Восточной Африки. М.: Наука, 1977. 183.
165. Логинов В.П. Контактовые изменения граувакковых песчаников около ультраосновного массива Южный Крака на Южном Урале // Очерки физ.-хим. петрологии. М.: Изд-во АН СССР. i966. Т.2. С. 116-131.
166. Логинов В.П., Павлов Н.В., Соколов Г.А. Хромитоносность Кемпирсайского ультраосновного массива на Южном Урале // Хромиты СССР, М-Л.: Изд-во АН СССР, 1940.
167. Лодочников В.П. Серпентины и серпентиниты, Ильчирские и другие / Тр. ЦНИГРИ, М.-Л.: Вып. 38, 1936.
168. Лозин Е.В. Тектоника и нефтеносность платформенного Башкортостана / ВНИИО-ЭНГ.М. 1994. Ч. 1,2. 136 с.
169. Лукьянова Л.И., Волынин А.Ф. Сравнительная характеристика пикритовых комплексов Урала в связи с вопросами их генезиса // Записки Всесоюзн. Минерал, общ-ва. Ч. 8. Вып. 5. 1979. С. 570-577. .
170. Лутц Б.Г. Химический состав континентальной коры и верхней мантии Земли. М.: Наука, 1975.167 с.;
171. Магадеев Б.Д. Структурная позиция массивов как показатель их возраста // Вопросы петрологии и металлогении Урала. Тез. докл. IV Урал, петрограф, конф. Свердловск: 1981. С. 17-19.
172. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография / Андреева Е.Д., Баскина В.А., Богатиков О.А. и др. М.: Наука, 4.1, 1983. 367 с.
173. Магматические горные породы / Богатиков О.А., Васильев Ю.Р., Дмитриев Ю.И. и др. М.: Наука, Т.5, 1988. 508 с.
174. Магматические горные породы / Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук A.M. и др. М.: Наука, Т.6, 1987.439 с.
175. Магматические горные породы / Е.А.Андреева, Богатиков О.А., Борсук A.M., Гоныиакова В.И и др. М.: Наука, Т.З, 1985. 487 с.
176. Макеев А.Б. Минералогия альпинотипных ультрабазитов Урала. СПб.: Наука, 1992.197 с.
177. Макушин А.А. Золотоносность докембрнйских формаций Башкирского Урала // Региональная металлогения Урала и связь оруденения с глубинным строением. Информ. мат-лы. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. С.127-129.
178. Малахов А.Е. О генетической природе сульфидной минерализации в хромитовых месторождениях Кемпирсая / Тр. 1-го Уральск, петрограф, совещания, Свердловск: 1961. С.68.
179. Малахов И.А. Петрохимия ультрабазитов Урала. / Тр. Ин-та геологии УФАН СССР, 1966, № 79. 234 с.
180. Малахов И.А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов. М.: Наука, 1983. 223 с.'
181. Малевский А.Ю., Лапутина И.П., Дистлер В.В. Поведете платиновых металлов при кристаллизации пирротина из сульфидного расплава // Геохимия, 1977, № 10. С.1534-1542.
182. Малышев И.И., Пантелеев П.Г., Пэк А.А. Титаномагнетитовые месторождения Урала. Л.: Изд-во АН СССР, 1934. 272 с.
183. Маракушев А.А. Физико-химические условия генерации рудоносных флюидов и проблема источников рудного вещества // Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: 1976. С. 145-164.
184. Маракушев А.А. Петрогенезис и рудообразование (геохимические аспекты). М.: Наука, 1979. 262 с.
185. Маракушев А.А. О генезисе хромитовых руд и вмещающих их гипербазитов // Геология рудн. м-ний, Т. XXII, №1, 1980. С. 3-23.
186. Маракушев А.А., Русинов В.Л., Зотов И.А. и др. Глобальные аспекты эндогенного ру-дообразования // Геология рудных месторождений, 1997. Т. 39. № 6. С. 483-501.
187. Маракушев А.А., Перчук Л.Л. Происхождение и эволюция трансмагматических и метаморфических флюидов / Международный геохимический конгресс. Т. 1. Метаморфизм и метасоматоз. М.: 1972.
188. Марковский Б.А., Ротман В.К. Геология и петрология ультраосновного вулканизма. Л.: Недра, 1981.246 с.
189. Маслов А.В. Рифейские углеродистые отложения Башкирского мегантиклинория // Литология и полезные ископаемые. 1988. № 3. С. 101-109.
190. Маслов А.В. Седиментационные бассейны рифея западного склона Южного Урала (фации, литолого-фациальные комплексы, палеогеография, особенности эволюции). Ав-тореф. дис. докт. геол.-минер. наук, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1997. 54 с.
191. Маслов А.В. Осадочные комплексы в разрезах рифтогенных структур. Екатеринбург: ИгиГ УрО РАН, 1994. 162 с.
192. Маслов А.В., Гареев Э.З., Крупенин М.Т. Осадочные последовательности рифея типовой местности (ретроспективный обзор седиментологических, палеогеографических,литолого-минералогических и петрогеохимических исследований). Уфа: ГП «Принт», 1998.225 с.
193. Маслов А.В., Карстен Л.А. К вопросу о геодинамических обстановках формирования вулканогенно-осадочных ассоциаций нижнего и среднего рифея Южного Урала // Еже-годник-1993, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1994. С. 25-29.
194. Маслов А.В., Крупенин М.Т. Разрезы рифея Башкирского мегантиклинория (западный склон Южного Урала). / Информ. матер-лы. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. 172 с.
195. Маслов В.А., Якупов P.P., Артюшкова О.В., Маврннская Т.М. Новые данные по стратиграфии палеозоя зоны массивов Крака (Южный Урал) // Ежегодник-1997, Инф. мат-лы / Уфа: УНЦ РАН, 1999. С. 29-36.
196. Мизенс Г.А. О геологической истории Южного Урала в девоне // Ежегодник-1998, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1999. С. 62-66.
197. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976. 279 с.
198. Минералогия Урала. Элементы, карбиды, сульфиды. Свердловск: УрО АН СССР, 1990.390 с.
199. Минералы благородных металлов: Справочник / Юшко-Захарова О.Е., Иванов В.В., Соболева Л.Н. и др. М.: Недра, 1986. 272 с.
200. Мирлин Е.Г. Раздвижение литосферцых плит и рифтогенез. М.: Недра, 1985. 249 с.
201. Молошаг В.П., Смирнов С.В. Платиноидная минерализация Нуралинского гиперба-зит-габбрового массива (Южный Урал) // Зап. Всерос. минерал, общ-ва 4.CXXV, № 1, 1996. С. 48-54.
202. Мораховский В.Н. Сдвиги и сдвиговые деформации в земной коре // Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых. М.: Наука, 1991.214 с.
203. Москалева С.В. О генезисе некоторых габбровых и гипербазитовых пород Урала / В кн. Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. М.: 1960. С. 402-405.
204. Москалева С.В. Гипербазитовые формации западного склона Южного Урала // Магматизм и эндогенная металлогения западного склона Южного Урала. Уфа: 1973, Вып.21. С.46-55.
205. Москалева С.В. Гипербазиты и их хромитоносность Л.: Недра, 1974, 279 с.
206. Мурзин В.В., Волченко Ю.А., Молошаг В.П., Имамин Н.А. Типоморфизм золотой минерализации в ультрабазитах Урала // Геология, минералогия и геохимия месторождений золота Урала. Свердловск: ИГ и Г УрО АН СССР, 1987. С. 40-49.
207. Непомнящих А.А. О формах и размерах Кемпирсайского ультраосновного массива // ДАН СССР, 1950. Т.73, № 6. С. 1275-1277.
208. Нестеренко Г.В., Альмухамедов А.И. Геохимия дифференцированных траппов (Сибирская платформа). М.: Наука, 1973. 298 с.
209. Нечеухин В.М. Металлогения складчатых систем с позиций тектоники литосферных плит // Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит. Екатеринбург УрО РАН, 1996. С. 10-24.
210. Павлов Н.В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петро-графическим составом пород ультраосновных интрузивов // Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 103, серия рудных месторождений, № 13. 1949.
211. Павлов Н.В., Григорьева-Чупрынина И.И. Закономерности формирования хромитовых месторождений. М.: Наука, 1973. 199 с.
212. Павлов Н.В., Чупрынина И.И. Состав хромшпинелидов и генетические типы хро-митового оруденения Кемпирсайского плутона // Геология рудных месторождений. 1967. T.IX, № 2. С. 79-93.
213. Павлов Н.В., Соколов Г.А. Некоторые закономерности размещения хромитовых месторождений в Кемпирсайском ультраосновном плутоне, включая скрытые рудные тела // Вопросы изучения и методы поисков скрытого оруденения. Госгеолтехиздат, 1963.
214. Павлов Н.В., Кравченко Г.Г., Чупрынина И.И. Хромиты Кемпирсайского плутона / М.: Наука, 1968. 197 с.
215. Павловский Е.В. Сравнительная тектоника мезозойских структур Восточной Сибири и Великого Рифта Африки и Аравии // Изв. АН СССР. Сер.геол., 1943. № 5.
216. Паланджян С.А. Петрохимические типы перидотитовых комплексов офиолитов в различных геодинамических обстановках / Автореферат докт. дисс. М.: 1991. 48 с.
217. Парначев В.П. Позднедокембрийские вулканогенно-осадочные комплексы Башкирского антиклинория / Доордовикская история Урала. Свердловск: 1980. С. 40-60.
218. Парначев В.П. О формационной принадлежности вулканогенно-осадочных комплексов рифея Башкирского мегантиклинория // Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. Л.: Наука, 1982. С. 96-106.
219. Парначев В.П., Ротарь А.Ф., Ротарь З.М. Среднерифейская вулканогенно-осадочная ассоциация Башкирского мегантиклинория (Южный Урал). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986.105 с.
220. Пацков А.А. К вопросу о геометрии гипербазитовых массивов Крака // Геология, магнетизм горных пород и палеомагнетизм Южного Урала. Уфа: БФАН СССР, 1977. С. 72-84.
221. Пейве А.А. Общая характеристика, классификация и пространсвенное расположение глубинных разломов. Главнейшие типы глубинных разломов // Изв. АН СССР. Сер. геол. №1, 1956. С. 90-105.
222. Пейве А.А. Океаническая кора геологического прошлого // Геотектоника, 1969, № 4. С. 5-23.
223. Пейве А.А. Строение и структурное положение офиолитов Корякского нагорья. М.: Наука, 1973.
224. Перевозчиков Б.В. Закономерности локализации хромитового оруденения в альпи-нотипных гипербазитах (на примере Урала) // Геол. методы поисков, разведки и оценки м-ний тверд, полезн. ископаемых. Обзор. АОЗТ «Геоинформмарк», М.: 1995. 46 с.
225. Перевозчиков Б.В. О возрасте формирования мантийных ультрабазитов Урала // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Тез. докл. VI Уральск, петрограф, совещ. Екатеринбург.: УрО РАН, Ч. 2. 1997 С. 112-114.
226. Перфильев А.С. Формирование земной коры Уральской эвгеосинклинали. М.: Наука, Тр. ГИН; Вып. 328, 1979. 188 с.
227. Перчук Л.Л., Суворова В.А. Термодинамический расчет фугитивности СО и СО2 в области фазового перехода графит-алмаз / Фазовые равновесия и процессы минералооб-разования. М.: Наука, 1972.
228. Петрология сульфидного магматического рудообразования / Дистлер В.В., Гро-ховская Т.Л., Евстигнеева Т.Л. и др. // М.: Наука, 1988. 232 с.
229. Платина России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов / Сборник научных трудов.-М.: «Геоинформмарк», 1994. 248 с.
230. Пронин А.А. Основные черты истории тектонического развития Урала. Варисций-ский цикл. М-Л.: Наука, 1965.
231. Пугин В.А., Хитаров Н.И. Экспериментальная петрология глубинного магматизма. М.: Наука, 1978. 175 с.
232. Пучков В.Н. Тектоническая природа западного склона Урала // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск.: УНЦ АН СССР, 1984. С. 3-9.
233. Пучков В.Н. Палеоокеанические структуры Урала // Геотектоника, №3, 1993. С. 18-33.
234. Пучков В.Н. Новые данные по геологии подкракинских аллохтонных комплексов // Ежегодник-1994, Инф. мат-лы / Уфа.: УНЦ РАН, 1995. С. 3-9.
235. Пучков В.Н. Тектоника Урала. Современные представления // Геотектоника, № 4, 1997. С. 42-61.
236. Пучков В.Н. Особенности позднедевонско-раннекаменноугольной истории Южного Урала (геодинамические аспекты) // Ежегодник-1997, Уфа: 1999. С. 62-75.
237. Пучков В.Н. Палеогёодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.
238. Пушкарев Е.В., Ферштатер Г.Б., Смирнов С.В. О прирроде габброидов и клинопи-роксенитов в офиолитовых массивах Средний Крака и Нуралинский на Южном Урале // Ежегодник-1988, Свердловск: ИГиГ УрО АН СССР, 1989. С. 47-49.
239. Пэк А.А., Пересунько Д.И., Крашин И.И. Разломы и течение гидротермальных растворов // Геология рудных месторождений, 1972. № 1. С. 68-90.
240. Разин Л.В., Боришанская С.С. Минеральные формы нахождения платиновых металлов и золота во вкрапленных рудах месторождения Норильск-1 // Тр.ЦНИГРИ. 1970. Вып. 87. С. 209-237.
241. Ракчеев А.Д., Смирнова Т.А. О зависимости оптических свойств природных хромшпинелидов от их состава // Геология рудных м-ний, T.XIV. № . 1972. С. 31-51.
242. Редкие элементы в формациях изверженных пород. М.: Недра, 1975. 248 с.
243. Рожков И.С. Проблемы геологии золота // Проблемы металлогении Советского Дальнего Востока / М.: Наука, 1967.
244. Романов В.А. Типовые разрезы докембрия Южного Урала. М.: Наука, 1973. 133 с.
245. Ротарь А.Ф. Машакская свита (рифей) на Южном Урале // Сов. геология, № 4, 1974. С. 116-123.
246. Ротарь А.Ф. Машакская свита рифея южного Урала (стратиграфия, формационный состав, тектоническая природа) / Автореф. дисс. . канд. геол.-минер. наук. Свердловск.: 1983.31 с.
247. Ротарь А.Ф., Швецов П.Н. Вулканогенные породы машакской свиты г. Яман-Тау / Магматизм и эндогенная металлогения западного склона Южного Урала. Уфа: 1973. С. 82-89.
248. Рудник Г.Б. Петрогенезис ультраосновных пород Нуралинского массива на Южном Урале / Соотношение магматизма и метаморфизма в генезисе ультрабазитов. М.: Наука, 1965. С.68-100. •
249. Рудные месторождения СССР//Под. ред. акад.В.И.Смирнова. М.: Недра, Т.1,1974.328 с.
250. Руженцев С.В. Краевые офиолитовые аллохтоны (тектоническая природа и структурное положение).// Тр. ГИН АН СССР. Вып. 283. 1976.171 с.
251. Румянцева Н.А. Новые данные по геологии шатакской свиты Южного Урала / Геология и полезные ископаемые Урала. JL: 1960. С. 19-30.
252. Румянцева Н.А., Смирнов Ю.Д. Формационный анализ магматических образований западного склона Урала / Проблемы магматизма западного склона Урала. / Тр. ИГиГ УНЦ АН СССР, Свердловск: Вып. 95, 1972. С. 9-19.
253. Ручкин Г.В., Конкин В.Д., Ручкина Ю.Р., Букинга О.Б., Заири Н.М. Органическое вещество черносланцевых формаций и рудогенез цветных и благородных металлов. / Обзор // МГП «Геоинформмарк», М.: 1992. Вып. 3. 36 с.
254. Рыкус М.В. Золотоносность докембрийских осадочных толщ западного склона Южного Урала.'/ Препринт. Уфа: УНЦ РАН, 1995. 45 с.
255. Рыкус М.В., Андреев Н.И., Муркин В.П., Маслов А.В., Сначев В.И. Углеродистые отложения докембрия Южного Урала. / Препринт. Уфа: УНЦ РАН, 1993. 40 с.
256. Рыкус М.В., Высоцкий И.В., Сначев В.И., Ковалев С.Г. Золотосодержащие формации и перспективфы золотоносности западного склона Южного Урала // Горный журнал, Изв. высш. учебн. завед. Екатеринбург: № 5-6, 1997. С. 26-33.
257. Рыкус М.В., Сначев В.И. Золото западного склона Южного Урала. Уфа: УНЦ РАН, 1999.170 с.
258. Рыкус М.В., Сначев В.И., Ковалев С.Г., Высоцкий И.В. О метаморфогенно-гидротермальном золотооруденении западного склона Южного Урала // Известия АН РБ, Отделение наук о Земле и экологии, № 2, 1998. С. 36-43.
259. Рябов "В.В., Аношин Г.Н. Платина-железометалльное оруденение в интрузивных траппах Сибирской платформы // Геология и геофизика, № 2, Т. 40, 1999. С. 162-174.
260. Рябчиков И.Д., Богатиков О.А. Физико-химические условия генерации и дифференциации карельских коматиитов // Геохимия, № 5, 1984. С. 625-638.
261. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре / Тр. ГИН АН СССР, М.: Наука, вып.404, 1987. 246 с.
262. Савельева Г.Н., Денисова ЕЛ. Структура и петрология ультраосновного массива Нурали на Южном Урале // Геотектоника, № 1, 1983. С. 42-57.
263. Савельева Г.Н., Денисова Е.А. Структура и петрология массива Средний Крака на Южном Урале / Геотектоника, № 4, 1985. С. 53-68.
264. Савельев А.А., Савельева Г.Н. Офиолиты Кемпирсайского массива: основные черты структурной и вещественной эволюции // Геотектоника, № 6, 1990. С. 59-75.
265. Савельева Г.Н., Шараськин А.Я., Савельев А.А. и др. Офиолиты зон сочленения южных уралид, с окраиной Восточно-Европейского континента // Урал: фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии // Труды ГИН РАН, Вып.500. М.: Наука, 1998. С. 105-137.
266. Сазонов В.Н. Хром в гидротермальном процессе. М.: Наука, 1978.
267. О.Сазонов В.Н., Мурзин В.В., Григорьев Н.А., Огородников В.Н., Рябинин В.Ф. Нетрадиционное золотооруденение Урала // Информационные мат-лы, Свердловск: УрО АН СССР, 1991. С. 3-36.
268. ЗП.Салихов Д.Н. Развитие Южного Урала в коллизионную эпоху позднего палеозоя. Уфа: УфНЦ РАН, 1996. 42 с.
269. ЗН.Самыгин С.Г. Дифференцированное смещение оболочек литосферы и эволюция формационных комплексов (Урал) // Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. С. 29-63.
270. Самыгин С.Г., Перфильев А.С., Рихтер А.В. тектоническое скучивание и сейсмо-фокальные зоны в островодужных системах геологического прошлого // Строение сейс-мофокальных зон. М.: Наука, 1987. С. 132-150.
271. Сегалович В.И. О строении Кемпирсайского ультраосновного массива // Докл. АН СССР, 1971, Т. 198, № 1.
272. Семенов И.В., Иванов К.П. Стадии и этапы развития рифтовой системы Урала в венде-раннем палеозое и корреляция сформировавшихся вулканических комплексов // Ежегодник-91. Екатеринбург: ИГ и Г УрО РАН, 1992. С. 26-30.
273. Серавкин И.Б. Вулканизм и колчеданные месторождения Южного Урала. М.: Наука, 1986. 268 с.
274. Серавкин И.Б., Косарев A.M., Салихов Д.Н. Модель формирования палеовулкани-ческих поясов и магматической зональности Южного Урала // Препринт, Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1990.37 с.
275. Серавкин И.Б., Родичева З.И. Химизм вулканитов северной части Сакмарской зоны Урала // Микроэлементы в магматических, метаморфических и рудных формациях Урала. Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1991. С. 49-60.
276. Сергиевский В.М. Магматизм, тектоническое развитие и основные особенности металлогении Урала. JL: 1971. 61 с.
277. Синицын А.В. О распределении микроэлементов в дифференцированной интрузии губы Ивановской // Изв. АН СССР, сер. геол. № 7, 1965. С. 50-64.
278. Смирнов В.И. Зона Беньоффа и магматогенное рудообразование // Геол. рудн. м-ний, № 16,1974.
279. Смирнов С.В., Волченко Ю.А. Первая находка платиноидной минерализации в хромитовых рудах Нуралинского массива на Южном Урале // Ежегодник-1991, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1992. С. 115-117.
280. Смирнов С.В., Молошаг В.П. Первое платино-палладиевое рудопроявление Нуралинского массива // Ежегодник-1992, Екатеринбург: ИГиГУрО РАН, 1992. С. 92-94.
281. Смирнов С.В. Петрология верлит-клиноиироксенит-габбровой ассоциации Нуралинского гипербазитового массива и связанное с ним платиноидное оруденение / Автореферат канд. дисс. Екатеринбург: 1995, 18 с.
282. Смирнов Ю.Д. Докембрийские и палеозойские интрузии западного склона Северного, Среднего и Южного Урала // Тр. ВСЕГЕИ, нов. Сер. Т. 67, 1961.
283. Смирнова Н.П., Альмухамедов А.И. Поведение меди в процессах камерного этапа дифференциации трапповой магмы // Геохимия, № 4, 1968. С. 411-421.
284. Смирнова Т.А., Ильвицкий М.М. О гетерогенности Кемпирсайского масива ультрабазитов / Магматизм, метаморфизм и оруденение в геологической истории Урала // Тез. докл. Ill-го петрограф, совещ. Свердловск: Т.2, 1974.
285. Сначев В.И., Радченко В.В., Ковалев С.Г. Хромитовые руды Республики Башкортостан // Горный журнал, Изв. высш. учебн. завед. Екатеринбург № 5-6, 1997. С. 40-45.
286. Соколов Г.А. Геолого-геохимические исследования хромитоносного массива Южный Крака // Тр. Ломоносовского ин-та АН СССР. Сер. геохим. Вып. 9. 1938. С. 5-64.
287. Соколов Г.А. Основные итоги работ хромитовой группы Южноуральской комплексной экспедиции Академии Наук СССР // Мат-лы по металлогении Южного Урала (железо, никель, хром)./ М.: Изд-во АН СССР, 1941.
288. Соколов Г.А. Хромиты Урала, их состав, условия кристаллизации и закономерности распространения / Тр. ГИН, сер. рудн. м-ний, № 12, вып .97, 1948, 128 с.
289. Ставрогин А.Н. Исследования предельных состояний и деформаций горных пород / Изв. АН СССР. Физика Земли, 1969, № 12. С.3-17.
290. Старков Н.П. Ультраосновные породы Вишерско-Сарановского пояса // Магматические формации, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск: УФАН СССР, Т.2, 1969. С. 56-73. '
291. Стратиграфические схемы Урала (Докембрий, палеозой) / Межвед.Стратигр. Комитет России. Екатеринбург: 1993. 151 схема. Объяснительная записка. 152 с.
292. Стратотип рифея. Стратиграфия. Геохронология. // Тр. ГИН АН СССР, Вып. 377. 1983. 184 с.
293. Строение и развитие Южного Урала с точки зрения литосферных плит. История развития палеоуральского океана / Зоненшайн Л.П., Кориневский В.Г., Казьмин В.Г., и др. М.: АН СССР, Ин-т океанологии, 1984. С. 6-56.
294. Суслова С.Н. К вопросу о номенклатуре и классификации ультраосновных вулканогенных пород // Геол. и геофиз. № 4, 1988. С. 44-52.
295. Тварчелидзе А.Г. Геохимия гидротермально-осадочного сульфидного рудообразования. // Геология рудных месторождений. 1981. Т. XXIII. № 2. С. 3-16.
296. Тварчелидзе А.Г., Ярошевич В.З., Нарозаули И.Г. Генетическая модель Урупского медноколчеданного месторождения. // Геология рудных месторождений. 1979. Т. XXI. № 6. С. 44-58.
297. Тектоника и магматизм Южного Урала. М.: Наука, 1974. 291 с.
298. Тектоника Урала: (Объяснительная записка к Тектонической карте Урала масштаба 1:1000000) И Под ред. А.В.Пейве. М.: Наука, 1977. 120 с.
299. Томашевская И.С. Определение скоростей продольных волн в образцах горных пород при испытаниях на сжатие до разрушения при различном всестороннем давлении / Проблемы механики горных пород. Алма-Ата.: Изд-во АН КазССР, 1966. С.407-412.
300. Томсон И.Н., Сидоров А.А., Полякова О.П., Полохов В.П., Митюшкин Н.Т. Графит-ильменит-сульфидная минерализация в рудных районах Востока СССР. // Геология рудных месторождений. 1984. № 6. С. 19-31.
301. Томсон И.Н., Полякова О.П., Полохов В.П. Графит-ильменитовая минерализация в оловорудных узлах Приморья как индикатор мантийных газовых струй. // Тихоокеанская геол. 1987. №3. С. 108-112.
302. Томсон И.Н., Полякова О.П., Полохов В.П., Нивин В.А. Условия образования эндогенных «черных сланцев» в Приморье. // Геология рудных месторождений. 1993. Т.35. № 4. С. 344-351.
303. Томсон И.Н., Тананаева Г.А. Восстановленная дегазация недр и ее возможная роль в экологических катастрофах. // ДАН, 1994. Т. 337. № 3. С. 368-370.
304. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Краснобаев А.А., Макаров В.А. Геохронология уральского докембрия // Геохимия,. №4, 1970. С. 27-36.
305. Ушаков С.А., Ользак Г. Современное состояние и перспективы развития теории тектоники литосферных плит / Тектоника плит и полезные ископаемые // Под ред. А.А.Ковалева, Г.Ольсзака. М.: Изд-во МГУ, 1985. С. 4-20.
306. Федорова Н.В., Иванов К.С. Глубинная структура и история формирования краевого офиолитового аллохтона Крака на западном склоне Урала // ДАН, 2000.Т. 370. № 6. С. 793-796.
307. Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций М.: Наука, 1987.232 с.
308. Ферштатер Г.Б. Дунит-клинопироксенит-габбровая формация Платиноносного пояса Урала позднеордовикская субплатформенная вулкано-плутоническая ассоциация // Магматические формации в геологической истории и структуре Земли. Свердловск: 1989. С. 56-63.
309. Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимическая типизация Уральских офиолитов // Геохимия, 1996. № 3. С. 195-218.
310. Ферштатер Г.Б., Пушкарев Е.В. Новый тип платиноидной минерализации в офио-литах Урала // Ежегодник-1991, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1992. С. 117-119.
311. Флюиды в магматических процессах. М.: Наука, 1982. 298 с.
312. Флюиды и окислительно-восстановительные реакции в магматических системах
313. Борисов А.А., Жаркова Е.В., Кадик А.А. и др. М.: Наука, 1991. 256 с.
314. Фоминых В.Г., Хвостова В.П. О платиноносности дунитов Урала // ДАН СССР, 1970, Т. 191, №2. С. 443-445.
315. Формирование земной коры Урала / С.Н.Иванов, В.Н.Пучков, К.С.Иванов и др. М.: Наука, 1986. 265 с.
316. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм. М.: Наука, Изд-во МГУ, 1977.266 с.
317. Хаин В.Е. Глубинные разломы: основные признаки, принципы классификации и значение в развитии земной коры (исторический обзор) // Изв. вузов. Геол. и разведка. №3, 1963. С. 13-29.
318. Царицын Е.П. Состав акцессорных и рудных хромшпинелидов в гипербазитах / Генезис ультрабазитов и связанного с ними оруденения. Свердловск: УНЦ АН СССР, вып. 127, 1977. С. 83-95.
319. Царицын Е.П. О вертикальной зональности в гипербазитах Кемпирсайского массива // Мантийные ксенолиты и проблема ультраосновных магм. Новосибирск.: Наука, 1983. С. 186-195.
320. Чащухин И.С., Волченко Ю.А., Уймин С.Г., Неустроева И.И. Новые данные по геологии и. рудоносности северной части Кемпирсайского массива // Ежегодник-1993, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1994. С. 143-146.
321. Чащухин И.С., Уймин С.Г. О редокс-условиях становления ультрамафитов складчатых областей (на примере Урала) // Ежегодник-1996, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1997. С. 86-89.
322. Чащухин И.С., Вотяков C.JL, Уймин С.Г., Быков В.Н. О природе ультрамафитов массивов Крака (Южный Урал) // Ежегодник-1997, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1998. С. 116-121.
323. Чащухин И.С., Вотяков C.JI., Миронов А.Б. и др. Результаты оценки состояния окисленности уральских альпинотипных ультрамафитов по данным ЯГР-спектроскопии // Ежегодник-1998, Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1999. С. 139-143.
324. Шатский Н.С. Принципы стратиграфии позднего докембрия и объем рифейской группы // Стратиграфия позднего докембрия и кембрия. М.: Изд-во АН СССР, 1960. С. 5-15.
325. Швецов П.Н., Козлов В.И. Западноуральская экскурсия (докембрийский магматизм) / Путеводитель геологических экскурсий. Свердловск: 1974. С. 86-100.
326. Швецов П.Н., Краев Ю.П., Шумихин Е.А. и др. Магматические формации Центрально-Уральского поднятия (в пределах Башкирии) / Магматизм, метаморфизм, металлогения западного склона Урала. Уфа.: 1976. С. 23-31.
327. Штейнберг Д.С. О специфике магматизма западного склона Урала / Вулканические образования Урала. Свердловск.: УФАН СССР, 1968. С. 17-24.
328. Штейнберг Д.С. Оклассификации магматитов. М.: Наука, 1985. 160 с.
329. Штейнберг Д.С. Формационное расчленение, генезис и металлогения ультрабазитов // Информ. мат-лы. Свердловск.: УрО АН СССР, 1988. С. 3-10.
330. Штейнберг Д.С., Булыкин Л.Д., Ефимов А.А. и др. Проблемы гипербазитов Урала в связи с его глубинным строением // Общие вопросы магматизма Урала. Свердловск.: УНЦ АН СССР, 1980. С. 40-60.
331. Штейнберг Д.С., Кравцова Л.И., Варлаков А.С. Основные черты геологического строения Кусинской габбровой интрузии и залегающих в ней рудных месторождений / Вопросы геологии Урала. Свердловск: 4.1, 1959. С. 13-40.
332. Штейнберг Д.С., Фоминых В.Г. Титаномагнетиты изверженных пород Урала и связанных с ними титаномагнетитовых месторождений / Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Свердловск: Т.1,1963. С. 513-520.
333. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С. Серпентинизация ультрабазитов. М.: Наука, 1977.312 с.
334. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С., Лагутина М.В. Петрология и история формирования ультраосновных пород Урала // Петрология и рудообразование. Свердловск: УНЦ АН СССР. 1986. С. 17-21.
335. Шульгин М.Ф., Степанов Е.П. Геологическая позиция Кемпирсайского гипербази-тового массива и его хромитоносность // Мат-лы совещ. по составлению прогнозно-металлогенических карт на хромиты. М.: 1971.
336. Щеглов А.Д. Металлогения областей автономной активизации. Л.: Недра, 1968. 179 с.
337. Щека С.А., Моисеенко В.Г. О некоторых закономерностях распределения золота в основных и ультраосновных породах // Изв. ТПИ, Т. 239, 1970. С. 37-38.
338. Щербаков Ю.Г. Распределение и условия концентрации золота в рудных провинциях. М.: Наука, 1967. 268 с.
339. Юдович ЯЗ., Кетрис М.П. Геохимия черных сланцев. JL: Наука, 1988. 271 с.
340. Юдович ЯЗ., Кетрис М.П., Мерц А.В. Геохимия и рудогенез золота в черных сланцах. // Сыктывкар.: Геонаука, 1990. 61 с.
341. Юшкин Н.П., Иванов O.K., Попов В.А. Введение в топоминералогию Урала. М.: 1986.294 с.
342. Юшко-Захарова О.Е. Платиноносность рудных месторождений. М.: Недра, 1975.247 с.
343. Якупов Р.Р, Мавринская Т.М., Абрамова А.Н. Палеонтологическое обоснование схемы стратиграфии палеозоя сеыверной части Зилаирского мегасинклинория. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2002. 160 с.
344. Ahern J.L., Turcotte D.L. Magma migrationbeneath an ocean ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 1979. Vol. 45 N. 2. P. 115-122.
345. Arndt N.T. Ultrabasic magmas and high-degree melting of the mantle // Contrib. Miner. Petrol. 1977, Vol. 64. N. 2. P. 205-221.
346. Arndt N.T. The separation of magmas from partially molten peridotite // Annual Rept. Dir. Geophys. Lab. Carnegie Inst. 1976-1977, Washington, D. C, 1977. P. 424-428.
347. Bonatti E., Ottonello G., Hamlyn P.R. Peridotites from the island of Zabargad (St. John), Red Sea: Petrology and Geochemistry// J. Geophys. Res. B. 1986. Vol. 91, N 1.
348. Berner R.A. Sedimentary pyrite formation. //Americ. J. Sci., 1970, v. 268. № 1.
349. Boudier F., Nicolas A. Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments // Earth and Planet. Sci. Lett. 1985. V. 76. N 1/2. P. 84-92.
350. Boudier F., Nicolas A. Nature of the Moho Transition Zone in the Oman Ophiolite // J. Petrology. 1995. V. 36. P. 777-796.
351. Cabri L.J., Cridde A.J., Laflamme J.H.G. Mineralogical study of complex Pt Fe-Nuggests from Ethiopia // Bull. Miner! 1981. Vol. 104. P. 508-524.
352. Chromium: its physicochemical behavior and petrologic significance // Geochim. Et cos-mochim. Acta. Spec. Issue. 1975. Vol. 39, N 6/7.
353. Dick НЛ.В., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites // Contrib. Mineral. And Petrol. 1984. Vol. 86, N 1.
354. Fominykh V.G., Kvostova V.P. Platinum content of Ural dunites // Dokl. Akad. Nauk SSSR. 1970. 191, pp. 443-445 (in Russian).
355. Gammons C.H., Bloom M.S., Y u Y. Experimental investigation of the hydrothermal geochemistry of Pt and Pd. 1. Solubility of Pt and Pd sulfide minerals in NaCl / H2SO4 solutions at 300° С // Geochim et Cosmochim Acta / 1992. V. 56. P. 3381-3394.
356. Green D.H., Ringwood A.E. Significance of a primitive lunar basaltic composition present in Appolo 15 soils and breccian. Earth Planet // Sci. Letters 19, 1973. 1-8.
357. Henry D.J., Megaris L.G. Application of pyroxene and olivine-spinel geothermometers to spinel peridotites in southwestern Oregon // Amer. J. Sci. A. 1980. Vol. 280, pt 1.
358. KinIoch E.D. Regional trends in the platinum-group minerals of the Critical Zone of the Bushveld Complex, South Afrika // Econ. Geol. 1982. Vol. 77, N 6. P. 815-834.
359. Lorand J.P. Abundance and distribution of Cu-Fe-Ni sulfides, sulfur, copper and platinum-group elements in orogenic-type spinel lherzolite massifs of Ariege (Northeastern Pyrenees, France) // Earth Planet. Sci. 1989. Lett. 93, pp. 50-64.
360. Makovicky M., Makovicky E., Rose-Hansen J. Experimental studies on the solubility and distribution of platinum deposits. Metallogeny of basic and ultrabasic rocks // Proc. Conf. Edinburgh, Scotland 1st. Mining Metallurg. 1985. P. 415-425.
361. MaIich K.N. Distribution of platinum-group elements in Aldan-Shield ultrabasic intrusions // Geokhimiya, 1990, 3, pp. 425-429 (in Russian).
362. MaIpas J. The dinamothermal aureole of the Bay of Islands ophiolite suite // Canad. J. Earth. Sci., 1979. Vol. 16. N. 11.
363. McKenzie D. The compaction of igneous and sedimentary rocks // J. Geol. Soc. 1987. Vol. 144. N2. P. 299-308.
364. Menzies M. Mantle ultramafic xenoliths in alkalite magmas evidence for mantle petrogene-ity modified by magmatic activity // Kimberlites. II: The mantle and crust-mantle relationships. N.Y.: Elsevier, 1984.
365. Nathan H.D., Vankirk C.K. A model of magmatic crystallization // Petrol., 1978. V.19. Pt. 1. P. 66-94.
366. Nicolas A., Jackson E.D. Repatrition en deux provinces des peridotites des chaines alpines logeant la Mediterranee: implications geotectoniques // Schweiz. Mineral, und Petrogr. Mitt.1972.B52.H. 3. S. 479-495.
367. Nicolas A., Poirier J.P. Crystalline plasticity and solid state flow in metamorpic rocks // L., «John Wiley», 1976, 444 p.
368. Oman ophiolite // J. Geophys. Res. 1981. Vol. 80, N 3/4.
369. Ophiolitic belt of the Central Mideterranean (compiled by V. Dietrich) // International Atlas of Ophiolites. Geol Soc. Amer., 1979. MC 33.
370. Prichard E.V., Lord R.A. Platinum and Palladium in the Troodos ophiolite complex // Cyprus. Can. Mineral. 1990. 28, pp. 607-617.
371. Pushkarev E.V., Gulyaeva T.Y., Palgueva G.V.,Petrisheva V.G., Sherstobitova L.A.
372. Dunite of the Uktus massif / In: Geology and Geochemistry, Ural Brach, RAS, YearBook-93, Ekaterinburg, pp. 73-80 (in Russian).
373. Rickard D.T. Limiting conditions for syncedimentary sulfide ore formation. // Econ. Geol.,1973, v. 68, №5.
374. Roddick J., Compston W. Strontium isotope equilibration: a solution to a paradox // Earth Plan. Sci. Lett. 1977. 34. 238-246.
375. Roeder P.I., Campbell I.H., Jamieson H.E. A re-evaluation of the olivine-spinel geother-mometer // Contrib. Mineral, and Petrol. 1979. Vol/ 68, N 3.
376. Roeder P.L., Emslie R.F. Olivine-liquid equilibrium // Contr. Mineral. Petrol. 1970. 29. 275-289.
377. Scarrow J.H., Spadea P., Montero P., et al. Southern Uralian ocean lithosphere: insights from geochemistry and geohronology of garnet amphibole pyroxenites within the Mindyk ophio-lite massif// J.of Conference Abstracts. EUG-10. 1999. V. 4, P. 80.
378. Tethyan ophiolites // Ofioliti. 1980. Vol. l,2.Spec. iss.441 .Ti.stl M. Geochemistry of platinum-group elements of the zoned ultramafic Alto Condoto complex, Northwest Colombia // Econ. Geol. 1994. 89. Pp 158-167.
379. Trommsdorf V., Evans B.W. Progressive metamorphism of antigorite schist in the Bergell tonalite aureole (Italy) // Amer. J. Sci. 1972. Vol. 272, N 4.
380. Trommsdorf V., Evans B.W. Alpine metamorphism of peridotitic rocks // Schweiz. miner, und petrogr. Mitt. 1974. Bd. 54, H. 2/3.
381. Turner J. S., Gustafson L. B. The flow of hot saline solution from the ventsin the sea floor -some implications for exhalative massive sulfide and ofher deposits. // Econ. Geol., 1978, v. 73, № 6.
382. Vogt I. Geology of platinum metals // Econ. Geol. 1927, 22, No 4.
383. WaIker D., Stolper M., Hays F.A. A numerical treatment of melt / solid segregation: size of the eucrite parent body and stability of the terrestrial low-velocity zone // J. Geophys. Res. 1978. Vol. B83. N 12. P. 6005-6013.
384. Wilson J.T. Nature, 1965, 207, 343.
385. Wyllye P.J., Huang W.L., Stern C.R., Maaloe S. Granitic magmas: possible and impossible sources, water contents and crystalization sequences // Canad. J. Earth Sci. 1976. 13, № 8.
386. Zhu L. 'Crustal structure across the San Andreas Fault, southern California from teleseismic converted waves // Earth. Planet. Sci. Lett. 2000. V/ 179. N 3-4. P. 183-190.
-
Ковалев, Сергей Григорьевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Уфа, 2004
-
ВАК 25.00.01
- Кислые вулканические комплексы севера Урала
- История развития и нефтегазоносность авлакогенов Восточно-Европейской платформы
- Рубидий-стронциевый изотопный метод в решении проблем геологии Южного Урала
- Позднепалеозойский рифтогенный бимодальный магматизм Южной Монголии: состав, источники и эволюция расплавов
- Геология машакской свиты Ямантауского антиклинория
