Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геохимия, история формирования и петрогенезис верхисетского гранитоидного батолита, Средний Урал

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Геохимия, история формирования и петрогенезис верхисетского гранитоидного батолита, Средний Урал"

>. РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ ПАУК

5 ^ УРАЛЬСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХИМИИ ИМ. А. Н. ЗАВАРИЦКОГО

На правах рукописи УДК 550.4 + 552.11 (470.5)

ЗИНЬКОВА ЕЛЕНА АЛЕКСАНДРОВНА

/ Л/

т

ГЕОХИМИЯ, ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И ПЕТРОГЕНЕЗИС ВЕРХИСЕТСКОГО ГРАНИТОИДНОГО БАТОЛИТА, СРЕДНИЙ УРАЛ

04.00.08 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

'■ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Екатеринбург 1997

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии им. А. Н. Заварицкого УрО РАН

Научный руководитель : доктор геолого-минералогических наук, профессор Г. Б. Ферштатср

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук,

профессор М. С. Рапопорт (Уралгеолком) доктор геолого-минералогических наук И. Н. Бушляков (ИГГ УрО РАН)

Ведущая организация: Среднеуральская геологоразведочная экспедиция, г. Верхняя Пышма

ОС

Защита диссертации состоится 2УНС$£199/ г. в /V часов

на заседании диссертационного совета Д 002.81.01. в Институте геологии и геохимии

УрО РАН

по адресу: 620219 г. Екатеринбург, пер. Почтовый, 7.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохимии им. А. Н. Заварицкого УрО РАН.

Автореферат разослан С> Л ¿у> /-У-^'^ 2. и

Ученый секретарь совета кандидат геолого-минералогических наук

И. С. Чатцухин

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Крупнейший на Урале Верхисетский гранитоидный массив является классическим примером тоналит-гранодиоритовых формаций окраинно-континентальных областей. Хорошая изученность массива дает возможность более детально рассмотреть вопросы, касающиеся источника, условий и механизма образований таких гранитоидов. Тема является актуальной в свете происхождения тоналит-гранодиоритовых формаций окраинно-континентальных областей.

. Целью и задачами работы было определить последовательность формирования массива, дать петролого-геохимическую характеристику возрастного ряда пород; определить абсолютный возраст каждой из выделенных серий; реставрировать основные условия петрогенезиса гранитоидов Верхисетского батолита.

Научная новизна. В истории формирования Верхисетского батолита выделено два крупных этапа. На протяжении первого Ф3-С1) произошло формирование трех существенно гранодиоритовых серий, петролого-геохимические особешгости которых позволяют связывать их с процессами субдукции. Второй этап, в течение которого произошло образование гранитов аягской серии, относится к ранней перми, когда Урал уже вступил в стадию континентальной коллизии. Разрыв во времени формирования гранодиоритовых серий и гранитов составляет не менее 40 млн. лет.

Показано, что граниты аятской серии отличаются по геохимическим и минералогическим характеристикам от гранитов палеоконтинентальных зон (Мурзинского, Джабыкского и других массивов) и сформировались на ином субстрате, чем последние.

Доказана магматическая природа эпидота в гранитоидах, что является важным доказательством их кристаллизации из богатых водой магм.

Установлена латеральная геохимическая зональность в пределах Верхисетского массива, выраженная в том, что с запада на восток в породах главной интрузивной фазы каждой серии (8102=62,5-67,5 вес. %) возрастают содержания таких редких элементов (РЭ), как Бс, Та, £ РЗЭ, и, ЯЬ, ТЬ, Ьа, Ве, Сг, КЪ, Со, УЬ, Ей, Ва, уменьшаются величины К/ЛЬ, МЬ/Та, Ва/Ьа отношений, увеличивается Ьа/УЬ отношение.

Установлен ряд некогерентиости для накапливающихся редких элементов в гранитоидах Верхисетского массива, который имеет следующий вид: Бс, Та, РЬ, и, Шэ, ТЬ, La. Be, Сг, Ь!Ь, Со, УЬ, Ей, Ва. Элементы расположены по мере убывания степени некогерентности.

Рассмотренная геохимическая зональность Верхисетского батолита является частью общей зональности гранитоидов окраинно-континентальной зоны и,

следовательно, можно говорить об единой зональности на всех уровнях: в рамках одной серии, массива и зоны в целом.

Практическое значение. Установленные геохимические и минералогические характеристики гралитоидов Верхисегского массива могут быть использованы для распознавания геодинамических условий формирования гранитоидов окраинно-коитинентального типа в более сложных и неясных геотектонических обстановках. Магматический эпидот, присутствующий во всех разновидностях пород Верхисетского массива, может быть индикатором Р-Т условий образования пород - в интервале давлений 4-8 кбар, при температуре 600-800°С и содержании воды в расплаве более 4%. Эти данные могут быть использованы при геологическом картировании масштабов 1: 200 ООО, 1: 50 ООО для типизации, фациалыюго и формационного анализа гранитоидов, а также для определения геодинамического режима их формирования.

Основные защищаемые положения.

1. Верхисетский гранитоидный батолит состоит из 4 последовательно внедряющихся серий: тоналит-трондьемитовой таватуйской, низкокалиевой тоналит-гранодиоритовой северской, калий-натриевой тоналит-гранодиоритовой исетской и адамеллит-грапитной аятской, каждая из которых имеет присущие ей петро- и геохимические характеристики, которые сходны с параметрами пород современных и мезозойских активных континентальных окраин.

По результатам изотопного датирования (Rb-Sr и К-Аг- методы) возраст пород трех ранних гранодиоритовых серий не моложе 320 млн. лет. Нижний рубеж времени их формирования определяется тем, что гранодиориты прорывают вулканогенные толщи позднеэйфельского возраста. Эти данные позволяют заключить, что формирование гранодиоритовых серий укладывается во временные рамки поздний девон - ранний карбон. Граниты аятской cepmi имеют возраст: 287 млн лет - порфировидная разновидность и 275-276 млн лет - мелкозернистая, что отвечает первой половине пермского периода.

2. Формирование гранитоидов происходило при общем и водном давлении 4-6 кбар и температуре более 700°, т. с. в условиях мезо- и абиссальной фаций глубинности.

3. В гранодиоритовых сериях (таватуйской, северской, исетской) Верхисетского массива выявлена четкая геохимическая зональность, выраженная в том, что в породах главной интрузивной фазы каждой серии (Si02=62,5-67,5 вес. %) с запада на восток возрастает содержание таких редких элементов (РЭ), как Se, Та, £ РЗЭ, U, Rb, Th, La, Be, Nb, Yb, Eu, Ba, уменьшаются величины K/Rb, N'b/Ta, Ba/La отношений, увеличивается La/Yb отношение.

Эти закономерности проявлены как в рамках отдельной серии, так и по батолиту в

целом.

Выявленная латеральная геохимическая зональность гранитоидов Верхисетского батолита, сходная с таковой в современных островных дугах и в мезозойских окраинно-континентальных образовашшх, - свидетельство образования гранитоидов Верхисетского массива в надсубдукционных условиях.

Фактический материал, положенный в основу работы, был собран в течение полевых сезонов 1989-1994 г.г. В процессе работ было отобрано более 500 проб, изучено такое же количество шлифов, обработано около 300 химических анализов пород и около 70 - минералов. Спектральные химические анализы пород были сделаны в лаборатории ИГГ УрО РАН рентгенофлюоресцснтным методом на СРМ-18 (аналитик В. И. Власоз), анализы Ка20, РеО, п.п.п. были сделаны с использованием стандартных методик (аналитики Г. М. Ятлук, И. И. Неустроева и др.). Микрозондовые определения химического состава около 40 темноцветных минералов были выполнены на приборе .1ХА-5 (операторы В. Г. Гмыра и Л. К. Воронина).

Более 100 анализов пород и 30 - минералов на 40 редких элементов (в т. ч. ЯЬ и Бг) были сделаны методом плазменной спектрометрии ОСР-МБ) в Университете Гранада, Испания под руководством профессора Ф. Беа и П. Монтеро.

Апробация работы. Материалы, связанные с темой диссертации, докладывались на заседании Минералогического общества при Горном Свердловском институте, 1993 г., на симпозиумах по международному проекту "Европроба" (1994-1996 г.), геохимических семинарах лаборатории петрологии магматических формаций, на VI Уральском петрографическом совещании.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 13 работ, в том числе 7 работ в местной печати, 2 статьи в центральной печати и 2 - в международных журналах; 2 работы находятся в печати.

Объем и структура работы. Текст диссертации состоит из введения, б глав, заключения и списка цитируемой литературы (107 названий), включает 71 рисунок, 17 таблиц аналитических данных.

Работа выполнена в лаборатории, петрологии магматических формаций Института геологии и геохимии УрО РАН под руководством доктора геолого-минералогических наук, профессора Г. Б. Ферштатера, которому автор глубоко благодарен за постоянное внимание и неоценимую помощь в работе. Автор благодарен профессору Ф. Беа (Университет, Гранада, Испания) за аналитическую и финансовую поддержку, а также за плодотворное сотрудничество, в результате которого были получены новые данные по гранитоидам Верхисетского батолита, вошедшие в диссертацию.

Автор выражает искреннюю благодарность В. Н. Смирнову за постоянное содействие в изучении Верхисстского массива, за организацию экспедиционных работ и за помощь как при проведении геологических маршрутов, так и в камеральных работах, за постоянные наставления, советы и совместную работу.

Автор также признателен своим коллегам из лаборатории петрологии магматических формаций: Н. С. Бородиной, Е. В. Пушкареву, Т. А. Осиповой, Г. Ю. Шардаковой, В. Г. Крживицкой, Я. Б. Менчинской за неоценимую помощь в обсуждении результатов и за дружеское участие.

Большая помощь была оказана с. н. с. лаборатории региональной геологии В. Р. Шмелевым и коллегами из Средиеуральской экспедиции Уралгеолкома А. В. Коровко, В. В. Ведерниковым и др.

1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА

Всрхисетский массив входит в состав Верхотурско-Верхисетского пояса тоналит-гранодиоритовых массивов, расположенного в окраинно-конгинентальной области северозападного мегаблока (Ферштатер, 1992), которая включает в себя две структурно-формационные зоны (СФЗ) - Петрокаменскую и Адуйскую (Смирнов, Ведерников, 1987).

Главная особенность Петрокаменской зоны, в которой располагается Верхисетский батолит, заключается в том, что внедрению тоналит-гранодиоритовых комплексов здесь предшествовал продолжительный этап базальтоидного магматизма, на протяжении которого произошло формирование мощных вулканогенных и вулканогснно-осадочных толщ, а также комаг.матичных им габбро-гранитоидных массивов.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ВЕРХИСЕТСКОГО МАССИВА

Массив расположен в ядерной части одноименной антиклинали, сложенной вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами силурийско(?) - раннедевонского возраста. Вытянут в субмеридиональном направлении примерно на 80 км при ширине до 30 км, общая площадь около 1800 кв. км. По геофизическим данным предполагается распространение гранитоидов на глубину 9 км до границы, интерпретируемой как поверхность древнего фундамента. Все в совокупности геологические, геофизические и структурные данные по Верхисетскому массиву позволяют оценить его по форме, как батолит.

Контакты с вмещающими породами резко рвущие, местами осложнены зонами дробления и рассланцевания с образованием бластомилоиитов и бластокатаклазитов как по гранитоидам, так и по ороговикованным вмещающим породам. Плоскость контакта, как правило, имеет падение в сторону от массива. Углы падения от 65 до 90°. Обычно наблюдается совпадение элементов залегания плоскости контакта, сланцеватости вмещающих пород и план-параллельных структур в гранитоидах, что создает впечатление общей конкордантности и конформности массива. В эндоконтактовой зоне массива гранитоиды содержат многочисленные ксенолиты ороговикованных и диоритизировашшх пород.

Разновозрастные вулканогенные, вулканогенно-осадочные и интрузивные образования, находящиеся в экзоконтактовой зоне Верхисегского батолита, подверглись контактовому метаморфизму на уровне роговообманково-роговиковой фации. Ширина контактового ореола колеблется от 0,4 до 3 км.

В результате исследований последних лет, в которых участвовал автор, была выявлена сложная история формирования батолита. В его составе автором выделяются следующие серии (в порядке внедрения) : таватуйская тоналит-трондьемитовая, северская низкокалиевая тоналит-гранодиоритовая, исетская калий-натриевая тоналит-гранодиоритовая, аятская адамеллнт-гранитная.

При геологическом картировании масштаба 1:50 ООО (Двоеглазов и др., 1979) в пределах массива выделены шесть соприкасающихся и частично наложенных друг на друга разновозрастных структур изометричной и эллипсовидной формы. Наши исследования показали, что каждая такая структура представляет собой отдельный плутон, сложенный породами какой-либо из выделенных выше серий. С учетом всех имеющихся геологических и геофизических данных на основе структурной схемы массива, составленной Д. А. Двоеглазовым с соавторами, мы выделили в нем следующие плутоны ( см. рис. 1. ) (от ранних к поздним):

1. Таватуйский (таватуйская серия)

1а. Чусовской (таватуйская серия)

2. Северский (северская серия)

2а. Московский (северская серия)

3. Федьковский (сфеновые гранодиориты исетской серии)

4. Калиновский (магнетитовые гранодиориты исетской серии)

5. Исетский (сфеновые и магнетитовые гранодиориты исетской серии)

6. Аятский (порфировидные и равномерномелкозернистые гратшты аятской серии)

7. Сагринский (порфировидные и равномерномелкозернистые граниты аятской серии).

Рис.1. Схематическая геологическая карта Верхисетского батолита (легенда на следующей странице)

Рис.1. Схема составлена по материалам Д. А. Двоеглазова,

Г. Н. Кузовкова, Д. С. Вагшаля, 1972-1979 г. г. и по наблюдениям

автора.

Цифры в квадратах: 1-4 - породы рамы Верхисетского батолита: 1 - серпентиниты, талько-карбонатные, тальковые, талько-тремолито-хлоритовые и хлоритово-актинолитовые породы, дуниты средне-позднедевонской ультрабазитовой формации; 2 - вулканогенные и вулканогенно-осадочиые толщи силурийского (?)-раннедевонского возраста; 3 - среднепозднедевонское габбро габбро-гранитной формации; 4 - плагиогранитоиды среднепозднедевонской габбро-гранитной формации; 5-9 - породы различных серий Верхисетского батолита: 5 - таватуйской, 6 - северской, 7 - исстской, 8 - порфировидные граниты аятской, 9 - равномсрномелкозернистые граниты аятской. Римские цифры в кружках - плутоны Верхисетского батолита:

I - Таватуйский, II - Северский, III - Федьковский, IV - Калиновский, V - Исетский, VI - Аятский, VII - Сагринсюш, 1а - Чусовской,

На - Московский. Черные прямоугольники с римскими цифрами - места отбора проб для изохрон по породам различных серий:1 - таватуйской,

II - северской, III - исетской, IV - аятской.

0.710

0.708

0.70«

0.704

Г = 316 ± ¿млнлп

^Sr/fKSr )0= 0.70435 ±0.00002

скво =1.08

ьл

04 1Л

"Rb/^Sr

1J

0.70« Г

III

0.705 •

I

0.704 -

Т = 320 ± 12 млн.лет I C87S 0.704231

±0.00003 скво =0.75

0.703 L

0.0

0.1

0J OJ

пИАг

0.4

0.706

0.705

и 1

СЛ 0.704 &

0.703,

0.710

и

¡Л

\

0.708

0.7М

0.704

Т=284±17млн.лет

(,Ä7Sr/8<Sr)0= 0.70428 ±0.00006 скво =1.17

0.0

ai

0J 0J ^Rb/^Sr

0.4

Т = 276 ± 5иЛНЛСТ

'{^SrJ^SrXp 0.704371 ±0.00003 скво =1.31 "

0.0

1.5

го

Рис. 2. Rb-Sr изохроны по породам разных серий Верхисетского массива: I - таватуйская серия, II - северская серия, III - исетская серия, IV - аятская серия.

Границы между плутонами резкие, интрузивные и подчеркнуты ориентировкой гнейсовидности и полосчатости пород, расположением шлиров, ксенолитов.

Породы таватуйской тоналит-трондьемитовой серии слагают западную и юго-западную часть массива. Находясь в непосредственном контакте с Серовско-Маукским разломом, ограничивающим массив с запада, гранитоиды сильно деформированны; по мере удаления от разлома в глубь массива следы деформации становятся менее заметными. Для всех пород таватуйской серии характерна гнейсовидность, ориентированная паралелъно западному контакту батолита. Породы претерпели метаморфизм, степень которого соответствует зеленосланцевому, но проявлен он в большей части в приразломной зоне, а при продвижении в глубь массива постепенно исчезает.

КЬ-Бг возраст гранитоидов таватуйской серии ( см. рис. 2.,1 ) - 316 ± 6 млн. л.,

875г/865г = 0,70435 ± 0,000021 (Веа й а1„ 1997; Смирнов и др., 1997а, б) не противоречит геологическим наблюдениям.

Гранитоиды северской серии обнажены в Северских карьерах, в окрестностях поселка Северка, а также в окрестностях станции Палкино. Имеют гнейсовидный облик и следы пластической деформации.

Гранитоиды северской серии насыщены ксенолитами различных по составу пород. Большая часть ксенолитов сосредоточена в полосе шириной до 1,5-2 км., которая повторяет границы южного контура Северского плутона. -Они представлены скарноидами, редкими обломками метапелитов и преобладающими метабазитами, сходными с габброидами среднедевонской петрокаменской серии (Смирнов, Ведерников, 1987).

ЯЬ-Бг возраст гранитоидов северской серии ( см. рис. 2., II ) 284 ± 17 млн. л., 87 86

Бг / Бг = 0,704278 ± 0,000063 не соответствует геологическим данным, свидетельствующим о более древнем возрасте северской серии по сравнению с исетской. Наиболее вероятно, что полученные цифры по породам северской серии отражают влияние на них адамеллит-гранитного плутона центральной части массива, в экзоконтакте которого они расположены.

Гранитоидами калиево-иатриевой нсстской тоналит-гранодиоритовой серия сложены Федьковский, Калиновский и Исетский плутоны, прорванные адамеллитами и гранитами аятской серии, вследствие чего первоначальную форму названных плутонов определить трудно. По-видимому, они представляли собой изометричные в плане тела, о чем можно судить по ориентировке протогнейсовидности гранодиоритов.

Все породы этой серии имеют гнейсовидную текстуру. Следует обратить внимание, что происхождение гнейсовидности представляет собой сложную проблему. В случае таватуйских плагиогранодиоритов, как отмечалось выше, очевидно, что сланцеватость и катаклаз пород обусловлены близостью расположения к Серовско-Маукскому разлому и затухают с удалением от него. На большей же части массива гнейсовидность гранодиоритов всех трех вышеупомянутых серий конформна контактам выделенных плутонов и не подчиняется единому плану, как следовало бы ожидать при региональной деформации. Протоприрода гнейсовидности гранодиоритов подтверждается и петрографическими особенностями пород. Как показано в главах (3.2., 3.3.), породы характеризуются двухэтапной кристаллизацией: первый этап - плагиоклаз и фемические минералы, образующие идиоморфные зерна, параллельные гнейсовидности, и второй -кварц и калишпат, выполняющие интерстиции и не обнаруживающие ориентировки. Естественно предположить, что ориентировка продуктов ранней кристаллизации, а значит и гнейсовидности, связаны с движением вязкой гетерогенной магмы. На эту протогнейсовидность наложены более поздние деформации, с которыми и связана частичная перекристаллизация пород. Таким образом, породы обладают первичной гипидиоморфнозернистой структурой, лишь местами со следами перекристаллизации. Эти факты свидетельствуют о том, что гнейсовидность гранодиоритов имеет преимущественно эндогенное происхождение и обусловлена пластической деформацией при внедрении вязкой гранодиоритовой магмы.

Взаимоотношения с породами ранней серии ясны: гранодиориты исетской серии прорывают граниты северской серии и содержат в себе их ксенолиты. Взаимоотношения с породами более поздней адамеллит-гранитной серии также ясны: граниты средне-крупнозернистые, гнейсовидные, входящие в состав исетской серии, находятся в виде ксенолитов в мусковит-биотитовых порфировидных адамеллитах аятской серии и срезаются их последующей фазой - мусковит-биотитовыми порфировидными гранитами.

Rb-Sr возраст гранитоидов исетской серии ( см. рис. 2.,111) 320 ± 12 млн. л.,

87Sr/86Sr= 0,70423 ± 0,000031.

Породы аятской адамеллит-гранитной серии - самые молодые образования батолита, занимают его центральную часть и представлены мелко-среднезерш1Стыми адамеллитами и гранитами с небольшими телами порфировидных гранитов в центре. Порфировидные граниты представляют более раннюю фазу плутонов.

Rb-Sr возраст аятской серии ( см. рис. 2., IV ) 276 ± 5 млн. л., »

0,70437 ± 0,00003. K-Ar возраст слюд из мелкозернистых гранитов 275-276 млн. л., из порфировидных - 287 млн. л. (Смирнов и др., 1997; Смирнов, Калеганов, 1996).

Суммируя имеющиеся данные по изотопному возрасту пород Верхисетского массива, следует отметить наличие двух дискретных уровней возраста: 316-320 млн. л. (таватуйская и исетская серии) и 284-276 млн.л.(аятская серия).

По-видимому, уровень 316-320 млн. л. близок ко времени формирования гранодиоритов таватуйской, северской и исетской серий (точнее фиксирует их верхнюю возрастную границу), а уровень 284-276 млн. л. - адамеллитов и гранитов аятской серии.

Следует обратить внимание на разрыв (не менее 44 млн. л.) в возрасте формирования большей части гранодиоритов Верхисетского массива, имеющих четкую гнейсовидную текстуру, и адамеллит-гранигной аятской серии.

3. ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ИНТРУЗИВНЫХ СЕРИЙ

3.1.Таватуйская тоиалит-трондьемитовая серия

Главная разновидность пород таватуйской серии - биотит-роговообманковые гнейсовидные плапюгранодиориты, средне-крупнозернистые, с гипидиоморфнозернистой структурой, участками гранобластовой, выполненной кварцем и плагиоклазом. Состоят из плагиоклаза, кварца, роговой обманки, биотита и акцессорных минералов: эпидота, сфена, апатита, рудного минерала.

Плагиограниты слагают тела небольшой мощности, тяготеющие к восточной границе таватуйского плутона. Это светлые мелко-среднезернистые породы с гнейсовидной текстурой. Структура гранитовая, с преобладающим идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к ксеноморфному кварцу. Из цветных минералов присутствуют биотит, эпидот,мусковит.

Все породы таватуйской серии имеют низкое содержание К20( до 1% ), КЬ. низкое отношение К/К;а ( 0,17-0,25); повышенное содержание СаО; более пологие тренды распределения РЗЭ ( см. рис.3.).

Химический состав пород таватуйской серии представлен 11 анализами на главные петрогенные и редкие элементы. На классификационной диаграмме УЪ - А12О3 все породы серии попадают в поле высокоглиноземистых континентальных тоналит-трондьемитовых серий, для которых характерно пониженное содержание ТРЗЭ относительно трондьемитов "океанического типа".

Кривые распределения РЗЭ пород таватуйской серии характеризуются отрицательным наклоном, отсутствием Еи аномалии, более низким Ьа/УЬ отношением относительно пород других серий. По распределению РЗЭ породы таватуйской серии

10

/ср.ЕРЗЭ=107,34 (г/т), Ьа/УЬ=18,93 3ХЧ^/ ср. ЕРЗЭ=82,12 (г/т), Ьа/УЬ=16,86 2 ср. 2РЗЭ=64,7 (г/т), Ьа/УЬ=6,21

А

1_а Се Рг N(1 Эт Ей Сс! ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ 1_и

................12 I '

.'■:"' 1

3

100 =

10 -

ср. 2РЗЭ=70,69 (г/т) Ьа/УЬ=49,10

ср. ЕРЗЭ=55,17 (г/т) Ьа/УЪ=33,61

~3- ср. ХРЗЭ=36,74 (г/т) 1_а/УЪ=10,57

Б

Се Рг N(1 Эт Ей вй ТЬ Бу Но Ег Тт УЬ Ьи

' ' I 3

1

2

Рис.3. Распределение РЗЭ в породах различных серий Верхисетского батолита: А - в гранодиоритах (БЮ2=63-68 вес.%): 1 - таватуйской, 2 - северской, 3 - исетской; Б - в гранитах (5102=70-74 вес.%): 1 - таватуйской, 2 - исетской, 3 - аятской.

наиболее близки к породам трондьемит-топалитовых серий континентальных окраин и континентальных образований.

3.2. Северская низкокалиевая тоналит-гранодиоритовая серия

Главная разновидность пород ссверской серии - биотит-роговообманковые гнейсовидные гранодиориты. Они насыщены густой сетью жильных гранодиоритов, порфировидашх, также гнейсовидпых, но более мелкозернистых, по химическому и минеральному составу - более кремнекислых и лейкократовых. Жилы образуют систему параллельных тел, мощностью от первых сантиметров до нескольких метров как с четкими, так местами и с нерезкими контактами. Вмещающие породы и жилы совместно деформированы и имеют гнейсоввдную текстуру. Среднезернистые и мелкозернистые жильные гранодиориты имеют гипидиоморфнозернистую структуру, в них хорошо сохранилась первичная магматическая зональность плагиоклаза, порфировая структура. Лишь местами под влиянием молодых гранитов аятской серии наблюдаются явления перекристаллизации и катаклаза.

Формирование серии завершается аплитами, среди которых выделяется две генерации. Ранние гранатовые аплиты тесно связаны с мелкозернистыми жильными гранодиоритами и деформированы вместе с ними, а поздние аплиты, по-видимому, принадлежат аятской серии и обладают массивной текстурой.

Граниты в ссверской серии распространены незначительно.

Более высокое содержание К2О ( 1,75-2,65%) в гранодноритах по сравнению с плагиогранодиоритами (до 1,0%), более низкое содержание СаО, а также более высокое Ьа/УЬ отношение в породах ссверской серии по сравнению с таватуйской, присутствие микроклина, мирмекита, повышенное количество акцессорных минералов, отсутствие зеленосланцевого метаморфизма, присущего породам таватуйской тоналит-трондьемитовой серии, все это в совокупности позволило нам выделить северскую малокалисвую тоналит-гранодиоритовую серию из рашшго тоналит-гранодиорит-плагиогранитного комплекса Д. А. Двоеглазова .

3.3. Исетская калий-натриевая тоналит-гранодиоритовая серия

Породы исетской серии наиболее распространены в массиве. На примере этой серии удается продемонстрировать сложность строения Верхисетского батолита, заключающееся в многократном повторении ритмов пород. Типовое строение ритма: тоналит - гранодиорит - гранит - аплитовидный гранит - пегматит. В пределах исетской

серии зафиксированы следующие ритмы ( от раннего к позднему ):сфеновые гранодиориты и адамеллигы; магнетитовые гранодиориты и граниты; жильный ритм, завершающий серию.

Начало каждого ритма фиксируется нарушением гомодромности, когда гранодиориты из последующего ритма прорывают пегматиты и аплитовидные граниты предыдущего.

Главная разновидность пород - гранодиориты - представлены сфеновой и магнетитовой разностью и отвечают первому и второму ритму. Предполагалось (Бородина и др., 1979 ), что их образование связано с разными фазами становления массива: более ранние гранодиориты кристаллизовались в условиях безмагнетитовой феррофации, более поздние - в условиях магнетитовой феррофации. Нашими исследованиями подтверждается, что сфсновые гранодиориты - более рашгае образования. Вышеназванным гранодиоритам всегда сопутствуют тела гранитов небольшой мощности.

Гранодиориты и граниты жильного ритма хорошо обнажены вдоль нового Тагильского тракта, начиная с 36 км. и далее на север-северо-запад. Как правило, это дайки мощностью от первых десятков сантиметров до первых десятков метров. Они более мелкозернистые, чем сфеновые и магнетитовые гранодиориты. Имея свою гнейсовидность, направленную параллельно контактам дайки, ош! рассекают гнейсовидность предыдущих гранодиоритов и содержат в себе их ксенолиты. При приближении к контакту с гранитными плутонами аятской серии сеть жильных пород сгущается и в их составе начинают преобладать пегматиты, аплиты, граниты.

Химический состав пород исетской серии представлен 37 анализами на петрогенные и редкие элементы.

Гранодиориты этой серии относится к металюминиевым породам, а граниты тяготеют к высокоглиноземистым, заметно отличаясь по величине этого индекса от гранитов аятской серии.

Распределение РЗЭ в гранодиоритах выделенных ритмов имеют общие закономерности: отсутствие Ей аномалии, отрицательный наклон распределения кривых, отрицательная корреляция суммы РЗЭ с БЮ2. Тренды распределения РЗЭ пород исетской серии максимально совпадают с полем кривых распределения РЗЭ в гранодиоритах североамериканского батолита Сьерра-Невада, указывая на идентичность распределения РЗЭ в породах исетской серии с мезозойскими окраинно-континентальными образованиями.

Ритмы в рамках серии имеют свои особенности, но их устойчивое пространственное сонахождение друг с другом, повторяемость последовательности их

внедрения в разных частях массива, общность химического и минерального состава - все это позволяет нам обьедитить их в единую серию.

Отношение Ba/La в породах Верхисетского массива, в том числе и в гранодиоритах исетской серии, изменяется в тех же пределах, что и в породах Новобританской островной дуги с удалением от глубоководного трога (Woodhead, Johnson, 1993). Величина Ba/La отношения в гранитоидах Верхисетского массива отвечает островодужным и окрашшо-конгиненталышм образованиям, т. е. надсубдукщклшым, породам.

Таким образом, вышеперечисленные петро- и геохимические характеристики гранитоидов исетской серии позволяют нам отнести ее к андезитоидной тоналит-гранодиоритовой формации, характерной для магматизма активных континентальных окраин.

3.4. Аятская адамеллит-гранитная серия

Породы серии занимают центральную часть батолита. Они представлены адамеллитами и гранитами двух структурных типов: порфировидными и равномерномелкозернистыми.

Главной отличительной чертой пород серии от других образований Верхисетского массива является их недеформированность.

Между разновидностями гранитов серии постоянно наблюдается резкий контакт. Согласно данным ' съемки Д. А. Двоеглазова и др., (Двоеглазов и др., 1979) порфировидные граниты прорывают мелкосреднезернистые граниты. По нашим наблюдениям, порфировидные граниты на контакте с равномерномелкозернистыми гранитами имеют остроугольные ограничения, свидетельствующие о том, что в момент внедрения мелкозернистых гранитов порфировидные были в твердом состоянии. К-Аг возраст слюд (биотита и мусковита) из порфировидных и мелкозернистых гранитов (Смирнов, Калеганов, 1997) указывает па более молодой возраст мелкозернистых гранитов относительно порфировидных.

Формирование массива завершается дайками порфировидных лейкократовых анлитовидных гранитов.

Химический состав пород аятской серии представлеи 20 анализами на петрогенные и редкие элементы.

Граниты аятской серии относятся к высокоглиноземистому типу пород.

Имея сходное распределение РЗЭ с гранитами более ранних серий, граниты аятской серии отличаются от них повышешгой средней величиной суммы РЗЭ и повышенной средней величиной Ьа/УЬ отношения (рис. 3.).

Новые данные позволили несколько уточнить генезис гранитов аятской серии: принимая во внимание наличие разрыва (не менее 44 млн. л.) в возрасте формирования тех и других гранитов, мы предполагаем, что механизм формирования различных гранитов был также различным: ранние граниты, завершающие магматическую эволюцию каждой преимущественно гранодиоритовой серии - это продукты дифференциации гранодиоритовой магмы; граниты аятской серии - результат переплавления предшествующих им существенно гранодноритовых серий.

Несмотря на выше указанные различия, все граниты Верхисетского батолита обладают некоторыми общими геохимическими особенностями, которые отличают их от анатектических гранитов палеоконтинентальной зоны (Ферштатер и др., 1996, Зинькова и др., 1997). В первую очередь, это касается Ва/Ьа отношения, которое в верхисетских гранитах значительно выше, чем в гранитах палеоконтинентальной зоны, и отвечает, как отмечалось, островодужным и окраинно-континентальным, т. е. надсубдукционным породам. Также в них отмечается повышенное Бг/Ш) отношение, пониженные величины Ва/Бг, Ъх/¥Л отношений, пониженное содержание и относительно гранитов Мурзинского массива. Наряду с выше перечисленными геохимическими различиями, во всех гранитах Верхисетского массива отсутствует отрицательная Ей аномалия, которая характерна для всех без исключения анатектических коровых гранитов континентальной зоны, в частности, для Мурзинских и Джабыкских гранитов. Верхисетские граниты, кроме того, заметно отличаются пониженным содержанием фтора ( Бушляков, Холоднов, 1986 ).

Эти отличия несомненно обусловлены разным составом магматического источника гранитов, которым в Верхисетском массиве были гранодиориты, а в палеоконтинентальной зоне в составе субстрата значительную роль играли породы древней континентальной коры (Ферштатер и др., 1994).

3.5. Ксенолиты и автолиты в гранитондах Верхисетского массива.

В гранитоидах северской серии зафиксирована дугообразная полоса пород, обогащенных разнообразными ксенолитами, шириной до 1,5-2,0 км. При детальном изучении ксенолитов выделены следующие группы: пироксен-роговообманковое габбро порфировой структуры; пироксен-роговообманковые кварцевые диориты с микроклином;

роговики пироксеновой фации; роговики роговообманковой фации; скарноиды; метавулканиты; метапелиты; метапироксениты;

Состав автолитов более однороден и варьирует от диоритов до кварцевых диоритов.

Анализ распределения редких элементов в рассматриваемых породах показал, что ксенолиты имеют много сходства по геохимии с габброидами петрокаменской серии и отличаются от автолитов повышенным содержанием Со (при том же Ni) и пониженным Cs, Nb и других литофильных элементов.

4. МАГМАТИЧЕСКИЙ ЭПИДОТ

Для гранитоидов Верхисетского батолита характерно присутствие магматического эпидота. Известно, что этот минерал повсеместно присутствует в гранитоидах окраинно-континентального типа Северной Америки (Zen, Hammarstrom, 1984; Zen, 1985), является индикатором высокого общего давления (4-8 кбар), умеренной температуры (800-600°С) и высокого содержания воды (от 4% до 12%) для гранитоидпой магмы (Nancy, 1983; Jonston, Wyllie, 1988; Dawes, Evans, 1991).

В гранитоидах Верхисетского массива наблюдается две морфологические разновидности магматического эпидота: идиоморфные призматические кристаллы и зерна неправильной формы, как правило содержащие мирмекитоподобные вростки кварца. Обе морфологические разновидности имеют практически одинаковый и устойчивый химический состав. От достоверно вторичного эпидота первичный отличается повышенным содержанием РЗЭ, а также других редких элементов, за исключением Sr.

По данным Брендона и др., (Brandon et al.,1995), резорбированный эпидот в гранитоидных батолитах образуется в результате растворения раннего эпидота во время быстрого подъема гранитоидной магмы. Р-Т условия на уровне становлешш батолитов не соответствуют условиям устойчивости магматического эпидота и он постепенно растворяется, приобретая мирмекитоподобные структуры. Таким образом, наличие резорбированного эпидота с мирмекитоподобной структурой в гранитоидах Верхисетского батолита указывает на формирование гранитоидных расплавов на больших глубинах, чем те, на которых происходит становление массива.

5. ЛАТЕРАЛЬНАЯ ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ВЕРХИСЕТСКОГО

БАТОЛИТА

В первых трех существенно гранодиоритовых сериях (таватуйской, северской, исетской) выявлена четкая геохимическая зональность, выраженная в том, что в породах главной интрузивной фазы каждой серии (Si02=62,5-67,5 вес. %) с запада на восток возрастает содержание таких редких элементов, как Sc, Та, 2 РЗЭ, U, Rb, Th, La, Be, Cr, Nb, Co, Yb, Eu, Ba, уменьшаются величины K/Rb, Nb/Ta, Ba/La отношений, увеличивается La/Yb отношение.

Геохимическая зональность Верхисетского батолита близка к той, что наблюдается в мезозойских и современных активных континентальных окраинах и островных дугах, т.е. в надсубдукционной обстановке. При этом зональность наиболее ярко проявлена для тех элементов, для которых особенно велик вклад субдукции при их накоплении в магматическом источнике (Pears et al. 1995, Karsten et al., 1996).

Примерно такая же картина установлена и для Западной окраины СевероАмериканского континента, где в знаменитых северо-американских батолитах наблюдается повышение концентрации РЭ с запада на восток, т. е. в направлении от Тихого океана в глубь континента.

Для объяснения этой зональности одни исследователи привлекают механизм фракционирования, другие - рост влияния континентальной коры на состав магматического источника, третьи признают комбинированное влияния этих факторов. Поскольку в Верхисетском батолите зональность проявлена в гранодиоритах главной фазы, близких по составу к исходной магме, то это позволяет полагать, что наибольший вклад в латеральную зональность вносит изменение состава субстрата и условий магмогенерации в зоне палеосубдукции, имевшей восточное падение.

Рассмотренная геохимическая зональность Верхисетского батолита является частью общей зональности гранитоидов окраинно-континентальной зоны и следовательно можно говорить об единой зональности на всех уровнях: в рамках одной серии, массива и зоны в целом (см. рис. 4.).

Рис. 4. Изменение концентраций К, Ш), ва и № в гранодиоритах (5102= 65-67%) окраинно-континенталыюй зоны С-3 мегаблока по мере удаления от Серовско-Маукской сугуры в восточном направлении (кружки). Залитыми прямоугольниками

показаны составы четвертичных вулканитов (65%) Зондской дуги, рассчитанные Г. Б. Ферштатером и Ф. Беа по данным Витфорда и др. (Ш^огс! с1 а1., 1979), для расстояний 290, 320 и 350 км от глубоководного желоба. Толстой линией показан тренд гранодиоритов Верхисетского массива.

6. ПЕТРОХИМИЯ И ГЕОХИМИЯ ГРАНИТОИДОВ ВЕРХИСЕТСКОГО МАССИВА

6.1. Петрохииия

В целом гранитоиды массива относятся к ряду нормальных А120з/(Са0Жа20+К20)< 1 или пересыщенных - А1203/(Са0+Ка20+К20)> 1 глиноземом пород (Машаг, РгссоК, 1989). Граниты аятской серии более высокоглиноземистые, чем граниты ранних серий. Эти различия химического состава различных гранитов отображены и в минеральном составе: для аятских гранитов характерно присутствие мусковита в равных количествах с биотитом, тогда как в ранних гранитах главным темноцветным минералом является биотит.

Все серии гранитондов Верхисетского массива относятся к ряду известково-щелочиых пород, находясь на классификационной диаграмме Л. С. Бородина (Бородин, 1987) несколько ниже эталонного известково-щелочного орогенного тренда, что свидетельствует об их пониженной щелочности. Характерной чертой рассматриваемых гранитоидов являются преобладание натрия над калием.

6.2. Геохимия

Породы первых трех существенно гранодиоритовых серий (таватуйской, северской, исетской) обладают общими геохимическими особенностями и концентрации в них некогерентных редких элементов (РЭ) определяются латеральной геохимической зональностью: с запада па восток в гранодиоритах и адамеллитах содержание РЭ увеличивается, причем большинство РЭ обладают единым трендом для всех серий (Ферштатер и др., 1995; Зинькова и др., 1997).

Ва/Ха отношение в породах Верхисетского массива изменяется в тех же пределах, что и в породах Новобританской островной дуги с удалением от глубоководного трога.

Граниты аятской серии отличаются от соответствующих пород ранних серий повышенными содержаниями Ва, 1т, Ш. В их эволюции существенную роль играет фракционирование таких минералов как калиевый полевой шпат и циркон, что находит отражение в изменении знака тренда в координатах БЮг-Ва, БЮг-Ш и БЮг^г.

ЬаСеРгЫсаЗпЕиСсИЬОуНоЕгТтУЪЬи ЬаСеРгНЛЗтЕиСатЬПуНоЕгТтПЛи

сЗ 10

О) о

д ЬаСеРг1«(^шЕиМТЬОуНоЕгТЕй(Ь1<и

К ¡2

100

ЬаСеРгВа&оЕиСаТЬОуНоЕгТтУЪЬи

Ми

-

ЬаСеРгШЗтпЕиСсЛЬПуНоЕгТтУЬЬи •1

ЬаСеРгШБ1пЕиСс1ТЬПуНоЕгТтУЬ1л1 2

Рис. 5. Распределение РЗЭ в минералах из гранитоидов Верхисетского батолита: 1 - северская серия, 2 - исетская серия; крапом показаны ноля слюд преимущественно нз гранитов аятской серии.

.1

Тренды распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в гранодиоритах таватуйской, северской и исетской серий, как говорилось ранее, обладают рядом общих особенностей: отрицательным наклоном, отсутствием Ей аномалии, и в тоже время закономерно изменяются, отражая эволюцию условий магмаобразования. От таватуйских к исетским гранодиоритам растет содержание ЛРЗЭ и соответственно увеличивается La/Yb отношение. Такие же закономерности свойственны и для гранитов таватуйской, исетской и аятской серий (рис. 3.). Выше указанные закономерности распределения РЗЭ отображены и на минеральном уровне: например для роговой обманки, сфена и эпидота из поздней серии (исетской) характерно повышенное содержание ЛРЗЭ, пониженное содержание ТРЗЭ и соответственно более высокое La/Yb отношение относительно одноименных минераллов более ранней серии (северской) (см. рис.5.).

Следует обратить внимание на сходство трендов распределения РЗЭ в верхисетских гранитоидах и в породах североамериканских батолитов, например Сьерра-Невада. Это может служить дополнительным геохимическим критерием окрашшо-континептальных условий образования рассматриваемых пород.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Образование Верхисетского батолита происходило в условиях мезо- и абиссальной фаций глубинности.

Наличие магматического эпидота свидетельствует о кристаллизации пород в интервале давлений 4-8 кбар, при температуре 600-800 °С и содержании воды в расплаве более 4% (Naney, 1983; Crawford, Hollister, 1982; Hopson, 1964; Dietrich, 1961; Cater, 1982; Jonston, Wyllie, 1988; Dawes, Evans, 1991).

Данные по другим минералогическим барометрам и термометрам (Anderson, Smith, 1995; Schmidt, 1992; Vynal et al., 1991) позволяют уточнить эти цифры. Судя по эмпирическому роговообманково-плагиоклазовому барометру (Ферщтатер, 1990), параметры равновесия этих двух минералов отвечают давлению около 5 кбар. Этим же методом автором было установлено, что гранодиориты таватуйской серии образовались при более высоком давлении, чем исетские, соответственно 4-6 и менее 4 кбар. Подобные данные были получены и с привлечением роговообманкового барометра Е -ан - Цена и Хаммастрем (E-an-Zen, Hammarstrom, 1984; Bea et al., 1997). Температура минеральных равновесий, зафиксированных в гранодиоритах, колеблется от 450-500 °С но двуполевошпатовому термометру до 720-740°С по эденит-тремолит-плагиоклазовому термометру (Bea et al., 1997; Holland, Blandy, 1994). Температура 450-500 °C отвечает

условиям отжига в постмагматическую стадию, а температура 720-740°С близка к условиям кристаллизации минералов.

Определение водного давления по содержанию кварца в закономерных кварц-полевошпатовых срастаниях пегматитов дало одинаковые цифры 7-8 кбар для кварц-нлагиоклазовых и кварц-микроклиновых срастаний (Зинькова, 1992). Рнго >Робщ обусловлено автоклавным эффектом при кристаллизации пегматитов.

Суммируя данные по условиям формирования гранитоидов Верхисетского батолита, наличие в них магматического эпидота, присущие гранитоидам Верхисетского массива петро- и геохимические характеристики гранитоидов, сходные с параметрами пород современных и мезозойских активных континентальных окраин, латеральная геохимическая зональность - все это свидетельство образования гранитоидов Верхисетского массива в надсубдукционных условиях. Такое представление о механизме их образования существенно отличается от существовавшего ранее - например И. Н. Бушляков и И. Д. Соболев предполагали, что гранитоиды массива произошли в результате контаминации гранитными анатектическими расплавами более основных по составу вмещающих пород, т. е. в результате гранитизации и магматического замещения.

Выявленная геохимическая специфика гранитов Верхисетского батолита говорит об их резком отличии от анатектических гранитов сиалических блоков (Мурзинско-Адуйский, Джабыкский массивы) и указывает на различные субстраты для гранитов этих двух различных типов. Для более молодых гранитов аятской серии Верхисетского батолита предполагается, что они произошли в результате частичного переилавлепия предшествующих им преимущественно гранодиоритовых серий.

По теме диссертации опубликованы следующие работы автора:

1. О величине водного давления в процессе формирования пегматитов Верхисетского массива // Ежегодник-1991 / Институт геологии и геохимии УрО АН СССР, Екатеринбург. 1992. С. 49-50.

2. О природе гранитов полиформационного Верхисетского массива // Ежегодник-1994 / ИГГ УрО РАН, 1995. С.73-74 (соавтор Г. Б. Фсрштатер).

3. Новые данные о геологическом строении Верхисетского массива // Ежегодник-1993 / ИГГ УрО РАН, 1994. С. 15-16 (соавтор В. Н. Смирнов).

4. О некоторых геохимических различиях серий Верхисетского батолита // Ежегодник-1997 / ИГГ УрО РАН, в печати (соавторы Г. Б. Ферштатер, В. Н. Смирнов).