Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Магматизм и осадконакопление Ордовикско-Силурийского этапа развития Арамильско-Сухтелинской зоны

ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Магматизм и осадконакопление Ордовикско-Силурийского этапа развития Арамильско-Сухтелинской зоны"

на правах рукописи

СНАЧЁВ АЛЕКСАНДР ВЛАДИМИРОВИЧ

МАГМАТИЗМ И ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ ОРДОВИКСКО-СИЛУРИЙСКОГО ЭТАПА РАЗВИТИЯ АРАМИЛЬСКО-СУХТЕЛИНСКОЙ ЗОНЫ

Специальность 25.00.01 - Общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Сыктывкар 2006

Работа выполнена в Институте геологии Уфимского научного центра Российской академии наук

Научный руководитель - доктор геолого-минералогических наук,

профессор, член-корреспондент РАН Виктор Николаевич Пучков, Институт геологии УНЦ РАН, Уфа

Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук,

профессор Лев Васильевич Махлаев, Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар

кандидат геолого-минералогических наук Татьяна Петровна Майорова, Сыктывкарский госуниверситет, Сыктывкар

Ведущая организация - ОАО "Челябинскгеосъемка", Челябинск

Защита состоится 14 февраля 2006 года в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 004.008.02 при Институте геологии Коми научного центра Уральского отделения Российской академии наук по адресу: 167982, ГСП-2, г.Сыктывкар, ул.Первомайская, 54, каб.218

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии Коми научного центра УрО РАН

Автореферат разослан 1{ января 2006 г.

Отзывы в двух экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять на адрес Института геологии, ученому секретарю диссертационного совета Д 004.008.02

Электронная почта: andreicheva@geo.komisc.ru

Факс (8212) 24 53 46

Ученый секретарь диссертационного совета доктор геол.-мин. наук ■

Л.Н.Андреичева

Общая характеристика работы

Актуальность исследований. В настоящее время значительная часть уральских геологов признает наличие на Южном Урале раннепалеозойских палеоокеанических структур, среди которых Арамильско-Сухтелинской зоне, занимающей пограничное положение между Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонами, отводится особое место (рисунок). Вместе с тем, среди исследователей нет единого мнения о размерах и истории развития отдельных его участков. Связано это прежде всего со слабой изученностью рассматриваемой территории, отсутствием необходимого банка петрогеохимических данных по всем разновидностям пород, входящим в состав офиолитового комплекса.

В последнее время в связи с возобновлением геолого-сьемочных работ в пределах серии листов южноуральского региона получен новый фактический материал, который позволил вернуться к рассмотрению проблемы формирования Арамильско-Сухтелинской зоны, уточнить некоторые ранее устоявшиеся положения, касающиеся как отдельных габбро-гипербазитовых массивов и стратиграфических подразделений, так и офиолитовой ассоциации в целом.

Изучение Арамильско-Сухтелинской зоны актуально не только с научной, но и с экономической точек зрения. Известно, что породы альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации перспективны на хромитовое оруденение и элементы группы платины, а углеродистые отложения - на золото, молибден, вольфрам, ванадий, платиноиды и другие элементы.

Цель работы. Главной целью данной работы является реконструкция палеогеодинамических условий формирования Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время. В соответствии с поставленной целью решались следующие задачи:

1. Создание банка петрогеохимической информации по гипербазитам, габброидам, базальтам и углеродистым образованиям и его анализ с целью выяснения генезиса, формационной принадлежности пород и перспектив на оруденение.

2. Сопоставление петрогеохимических особенностей пород различных частей Арамильско-Сухтелинской зоны между собой, с одновозрастными образованиями соседних сгруктурно-формационных зон, а также с таковыми современных геодинамических обстановок.

3. Разработка геодинамический модели формирования Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время.

Научная новизна работы заключается в следующем:

1. Впервые проведено геохимическое изучение всех составляющих офиолитовой ассоциации Арамильско-Сухтелинской зоны, в которую входят гипербазиты, габброиды, базальт я и^тлсродпстыс отложения.

2. Установлена зональнс ггь п^^^^^^ЙЛ^емности гипербазитов и

габброидов в широтном и меридиональном направлениях в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны.

3. Проведена реконструкция палеогеографических и геодинамических условий формирования углеродистых отложений, базальтов, габброидов и гипербазитов. Показана их принадлежность к офиолитам.

4. Обосновано предположение о раннекаменноугольном возрасте Большаковского габброидного массива, показана несостоятельность мнений о его принадлежности к офиолитовой ассоциации и комагматичности базальтам шеметовской толщи.

5. Проведено сопоставление базальтов шеметовской толщи с соответствующими по возрасту и составу породами соседних с востока и запада структурно-формационных зон для выяснения геодинамических условий их формирования.

6. Предложена геодинамическая модель развития Арамильско-Сухтелинской зоны. Показано, что она представляет собой восточный фланг Магнитогорской мегазоны, шарьированный в коллизионную стадию на западный край Восточно-Уральского микроконтинента.

Практическая значимость работы. Результаты исследований по рудоносности магматических и осадочных образований Арамильско-Сухтелинской зоны и Ильменогорского блока вошли составной частью в отчеты Миасского и Пластовского отрядов ОАО "Челябинскгеосъемка" (листы N-41-VII, XIII, новая серия, масштаб 1 200000). Изучение черносланцевых отложений булатовской толщи показало наличие в них промышленно значимых содержаний золота, что указывает на необходимость проведения более детальных поисковых работ в пределах ряда выделенных участков по периферии Лари-нского купола. Соответствующие рекомендации переданы в ОАО "Челябинскгеосъемка" и используются для обоснования его перспектив на благородно-редкомегальное оруденение.

Уточненная интерпретация истории развития Арамильско-Сухтелинской зоны в раннепапеозойское время в качестве восточного фланга Магнитогорской мегазоны позволяет по новому взглянуть на металлогеническую специализацию развитых здесь интрузивных и вулканогенных комплексов пород.

Защищаемые положения:

1. Углеродистые отложения Арамильско-Сухтелинской зоны образовались в глубоководном океаническом бассейне с береговой линией в восточной его части и обладают высокими перспективами на благородно-редкометальное оруденение, что обусловлено как первичной их природой, так и особенностями преобразований на коллизионном этапе.

2. В ультрамафитах проявлена широтная зональность, выраженная в более

сильной степени деплетированносги гипербазитов Миасс-Куликовского

\

(западного) пояса относительно Казбаевского (восточного). В пределах поясов степень истощенности пород растет с севера на юг. Процесс деплетирования гипербазитов связан не только с океанической, но и последующей островодужной стадией развития.

3. Геодинамические условия формирования базальтов шеметовской толщи по комплексу геолого-петрогеохимических данных отвечают океанической обстановке.

4. Территория Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время являлась восточным флангом Магнитогорской, совместно образуя единую океаническую впадину, в пределах которой возникла затем островная дуга. В позднепалеозойское время в результате коллизии она была шарьирована в восточном направлении на западный край Восточно-Уральского микроконтинента

Фактическая основа работы. В основу работы положен фактический материал, собранный автором в ходе полевых работ 1999-2004 годов в составе отряда лаборатории "Рудных месторождений" Института геологии УНЦ РАН при проведении геолого-съёмочных работ в пределах листов N-41-VII и N-41-XIII.

Собственный аналитический материал, полученный в результате исследования углеродистых отложений, базальтов, гипербазитов и габброидов, включает в себя: 225 силикатных и 103 атомно-абсорбционных (Со, Ni, Сг) анализов, выполненных в химических лабораториях ИГ УНЦ РАН (аналитики Ягудина С.А. и Христофорова II Г) и ОАО "Челябинскгеосъемка"; около 150 анализов на 37 элементов-примесей, в том числе РЗЭ, выполненных нейтронно-активационным методом в Испытательном центре "ЦЛАВ" при Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского (Москва, зав. лаб. Колесов Г.М). Тем же методом в ГЕОХИ анализировались 37 образцов слабоизмененных углеродистых отложений на весь спектр благородных элементов. Химико-спектральным методом определялись Pt, Pd, Rh, Ir, Ru, Au, Ag в 27 сульфидизированных и метасоматически измененных углеродистых отложениях (Москва, ИГЕМ, зав. лаб. Дистлер В.В.). Пробирным анализом на Au и Ag исследовались 23 образца сульфидизированных черносланцевых отложений (химическая лаборатория ОАО "Челябинскгеосъемка"). Проведено 27 определений Сорг в углеродистых отложениях количественным химическим анализом (АСИЦ ВИМС, зав. лаб. Кордюков С.В.). Анализ 25 золотин и породообразующих минералов выполнен на растровом сканирующем микроскопе JSM-840 с приставкой "Link" в ИПСМ РАН (г. Уфа). Кроме того, использовано более 300 спектральных анализов (31 элемент) по всей рассматриваемой территории, а также карты литогеохимических аномалий, принадлежащих ОАО "Челябинскгеосъемка" Изготовлено и описано 250 шлифов основных и ультраосновных пород.

Объем и структура работы. Текст диссертационной работы состоит из введения, 9 глав и заключения. Она изложена на 153 страницах и сопровождается

60 иллюстрациями, 7 таблицами и 10 приложениями. Список литературы включает 140 наименований.

Апробация работы. Защищаемые положения диссертационной работы докладывались на Республиканских научно-практических конференциях: "Геологическая служба и горное дело Башкортостана" (г. Уфа, 2000 г.) и "Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана" (г. Уфа, 2005 г.), VII и VIII научных студенческих школах "Металлогения древних и современных океанов" (г. Миасс, 2001, 2002 г г), а также на заседаниях Ученого совета ИГ УНЦ РАН и лаборатории "Рудных месторождений". По теме диссертации опубликовано 10 работ, из них 4 - статьи в сборниках ИГ УНЦ РАН и 1 - в Вестнике МГУ

Благодарности. Работа выполнена в лаборатории "Рудных месторождений" Института геологии УНЦ РАН под руководством член-корр. РАН, доктора геол -мин. наук В Н. Пучкова, которому автор выражает особую признательность. Автор также благодарен за повседневную помощь в работе и ценные советы доктору геол -мин наук В.И Сначеву и кандидату геол -мин наук Д.Е. Савельеву, а также всем сотрудникам лаборатории "Рудных месторождений": кандидатам геол -мин. наук М.В. Рыкусу и Н.Г. Рыкус, научным сотрудникам Е Н. Савельевой, Р.А Насибуллину и лаборантам Е.А. Бажину, Ф.Р Ардисламову и A.A. Шияновой за помощь при проведении полевых работ и в подготовке материала

Содержание работы Глава 1. Геологическая изученность района работ Начало планомерным геолого-съемочным работам в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны было положено в 30-50 г.г. прошлого столетия Г А. Мирлиным, Н.Ф. Мамаевым, Н.С. Симбирцевым. Следующий этап в ее изучении приходится на 60-80 г.г. и связан с именем В.Ф. Турбанова, который заложил основы стратиграфии и тектоники. Современные представления о геологическом строении Арамильско-Сухтелинской зоны сложились в результате последних геолого-съемочных работ масштаба 1:200 000 на листах N-41-VII, XIII, XIX коллективами геологов под руководством В.И. Петрова, A.B. Моисеева, Е.А. Белгородского, A.B. Тевелева.

Параллельно с геолого-съемочными работами на изучаемой площади проводились различные тематические исследования, результаты которых отражены в многочисленных отчетах и публикациях. Связаны они с именами О.В. Артюшковой, , К.С. Иванова, В.А. Коротеева, А.М.Косарева, A.A. Краснобаева, В.А. Маслова, В Н. Пучкова, М С. Рапопорта, М.В. Рыкуса, И.Б. Серавкина, В.И. Сначева, Г Б. Ферштатера, Т.И Фроловой, Р.Г. Язевой Рудоносность района рассмотрена в трудах Е В Антохиной, P.O. Берзона, Н.И. Бородаевского, А.П. Сигова, В.Д. Трофимовой и других исследователей.

Глава 2. Стратиграфия

В пределах Арамильско-Сухтелинской зоны выделены следующие стратиграфические подразделения: саитовская, шеметовская, булатовская, кулуевская, аджатаровская, сухтелинская, краснокаменская, сосновская и биргильдинская толщи (рисунок). Учитывая тот факт, что в данной работе речь идет о раннем этапе развития региона, подробно рассмотрены только шеметовская и булатовская толщи.

Саитовская свита имеет двучленное строение и сложена

амфиболитами; амфиболовыми, биотит-амфиболовыми, гранат-амфиболовыми плагиосланцами. На основании сходства разрезов с саитовской свитой Ильменогорского поднятия возраст ее принят среднерифейским.

Шеметовская толща (02$т), ранее выделялась как токмасская (Турбанов, 1978ф) или болыпаковская (Турбанов и др. 1988ф). В разрезе толщи ведущую роль играют вулканиты основного состава. Преобладают афировые базальты Среди мелкопорфировых разностей доминируют плагиоклазовые порфириты базальтового состава. Пирокластические фации представлены туфами основного состава Осадочные породы, преимущественно фтаниты и яшмоиды, образуют редкие прослои среди вулканитов. Нижняя граница толщи неизвестна. Верхняя -характеризуется согласным переслаиванием базальтов и вулканомиктовых песчаников с углеродисто-кремнистыми сланцами булатовской толщи. По комплексу геолого-геофизических данных ее мощность составляет 1500-2200м. Среднеордовикский возраст шеметовской толщи основан на находках в прослоях яшм конодонтов на соседней с юга Чесменской площади (Тевелев, Кошелева, 2002). Несомненно ордовикская фауна была собрана О.В Артюшковой и Л.З. Аскаровой у г. Шеметовской.

Булатовская толща {¿¡¡Ф/Ы), ранее называемая уштаганской (Турбанов, 1978ф), имеет довольно однородный состав. Это углеродисто-кремнистые и углеродисто-глинисто-кремнистые сланцы. В низах разреза иногда отмечаются единичные прослои туфоалевролитов и базальтов. Нижняя граница булатовской толщи проводится по кровле последней мощной пачки туфогенно-осадочных пород. Мощность булатовской толщи достигает 800-900м. Возраст толщи принят на основании находок К.П. Плюсниным и др. (1965) фауны граптолитов, у д. Булатово, которые позволяют датировать ее как поздний лландовери на границе с венлоком. Позднелландоверийский возраст дали и определения Б.М. Садрисламовым радиолярий близ д. Н. Кумляк. У пос. Мирный В.Н. Пучковым и К С. Ивановым (1989) найдены конодонты, характерные для позднего силура.

Кулуевская толща (Р^км) представлена агломератовыми и лапиллиевыми туфами преимущественно базальтового, андезито-базапьтового состава. Аджатаровская толща (Р^) наращивает вулканогенный разрез кулуевской

толщи, отличается возрастанием доли кислых вулканитов Сухтелинская толша (Дг^/г) сложена туфами, туфогравелитами от базальтового до андезитового состава В составе краснокаменекой толщи (03кг7) преобладают трахибазальты, трахиандезитобазальты, трахидациты и их туфы Сосновская толща (С/м) представлена кремнисто-глинистыми, кварцито-кремнистыми сланцами и известняками. Венчают разрез палеозоя битуминозные и мраморизованные известняки биргильдинской толщи (Сфг).

Глава 3. Интрузивный магматизм На рассматриваемой территории широко развиты интрузивные образования относящиеся к различным возрастным и структурным комплексам (рисунок)

Каганский комплекс (ЕЯ^к) представлен тремолитовыми, тремолит-актинолитовыми и тальк-карбонатными породами, развитыми по гипербазитам Они образуют маломощные линзовидные тела, залегающие согласно с вмещающими кристаллическими сланцами нижнесаитовской подсвиты в обрамлении Ларинского купола Среднерифейский возраст принят условно на основании сопоставления с метаультрабазитами Няшевского и Бараузского массивов Ильменогорского блока.

Куликовский комплекс (<т02к[) включает серпентинитовые массивы, слагающие куликовский, чебаркульский и казбасвский пояса, а также небольшие тела к югу от Большаковского массива Все они относятся к альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации. Ультрамафитовые тела имеют линзообразную форму, падение их преимущественно вертикальное. Кроме серпентинитов, представленных антигоритовыми, реже лизардитовыми разностями, в их составе принимают участие пироксениты, тесно ассоциирующие с габбро, тремолит-антигоритовые породы. Размещение большинства массивов контролируется зонами разломов, исключение составляют небольшие тела южнее Большаковского массива, которые находятся среди вулканитов шеметовской толщи Возраст пород Куликовского комплекса предполагается среднеордовикским, учитывая находки обломков и галек серпентинитов среди осадочных пород шеметовской толщи (02ш) (Моисеев и др, 2002ф), образующей с гипербазитам и, по-видимому, единую офиолитовую ассоциацию.

Краснокаменский комплекс (£й3кг) двухфазный' первая фаза -умереннощелочные габбро, вторая - сиениты, кварцевые монцониты. Образует с отложениями краснокаменской толщи единый комплекс. Неплюевский комплекс (руйз-С/п) представлен массивами имеющими двухфазное строение Первая фаза -диориты и кварцевые диориты, вторая - биотитовые граниты и лейкограниты

Большаковский комплекс (иС/уЬ) объединяет одноименный габбровый массив, а 1акже ряд мелких интрузий, развитых юго-западнее его Ранее он считался геологами-съемщиками комагматом шеметовской толщи и датировался ордовиком В строении Большаковского массива принимают учасгие габброиды от

меланократовых до лейкократовых разностей, встречаются также полосчатые, такситовые, пегматоидные габбро, габбро-нориты, "рудное" (с магнетитом и титаномагнетитом) и оливиновое габбро. К более поздним образованиям можно отнести жильные граниты и гранитные пегматиты. Для южной части массива характерно наличие концентрической зональности. Судя по геофизическим данным, массив разбит на блоки системой дуговых и радиальных разломов. Габброиды Большаковского комплекса по особенностям геологического строения и петрогеохимическому составу резко отличаются от офиолитовых габброидов куликовского комплекса и имеют большое сходство с основными породами габбро-гранитной формации восточной части Магнитогорской мегазоны. Абсолютный возраст габбро, определенный К-Ar методом по породе (Моисеев и др., 2002ф), составляет 342±30 млн. лет. Учитывая этот возраст, а также его близость по комплексу признаков к габбро-гранитной формации, датированной Ю Л. Ронкиным и др. (1997) в Магнитогорской мегазоне, нами он относится к С ¡v.

Степнинский комплекс (yt v, fiP/st). Строение комплекса сложное, многофазное. Первая фаза: монцодиорито-гнейсы и монцодиориты, граносиенито-гнейсы, гнейсо-граниты и гнейсовидные граниты; вторая фаза: крупнозернистые рапакивиобразные биотитовые граниты, средне-крупнозернистые гранодиориты; третья фаза: средне-мелкозернистые биотитовые граниты. Возраст массива был принят нами согласно датировкам, полученным F. Веа и др. (Deformation-driven..., 2005) Rb-Sr изохронным методом (281 ±4 млн. лет) и Pb-Pb изотопным методом по цирконам (283±2 млн. лет). Кацбахский комплекс (урР/к). Массивы имеют идентичное строение массивам Степнинского комплекса. Еланчиковский комплекс (yPie) слагает Первомайский и Ларинский гранитные массивы, залегающие в ядре Ларинского гнейсового купола. Небольшое тело, известное как Приданниковский массив, сложено гнейсовидными гранитоидами и имеет с ними на глубине единые корни.

Глава 4. Тектоника

Арамильско-Сухтелинская зона расположена в пределах восточного склона Южного Урала. С запада по Байрамгуловскому разлому она отделена от Ильмёногорско-Сысертского поднятия и по Петропавловскому - от Уйско-Новооренбургской зоны смятия. На востоке она граничит главным образом с Кочкаро-Адамовской зоной и лишь в северной ее части по Аргаяшскому надвигу с Касаргино-Рефтинской (Петров и др., 2002ф). В плане зона представляет собой узкую, вытянутую в северо-восточном направлении полосу, шириной около 2030 км, ограниченную от других структур зонами смятия. Внутреннее ее строение сложное, она состоит из тектонических пластин, размером от 5 до 15 км в ширину и 10-30 км в длину, контакты между ними местами подчеркнуты небольшими телами серпентинитов.

Большую помощь в понимании тектонического строения Арамильско-Сухтелинской зоны оказала интерпретация геофизических материалов по Троицкому и Верхнеуральскому профилям, пройденным параллельно друг другу на широте примерно 52°. На сейсмическом разрезе по Троицкому профилю глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) (Дружинин и др., 1986ф) прекрасно видно, что в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны проявлены элементы моноклинальной структуры западного падения, а древний фундамент относительно восточной части Восточно-Уральского блока опущен и залегает на глубине 1215 км. Примечательно, что аналогичная картина наблюдается и по поверхности Мохо На всем протяжении от Сугомакско-Кацбахского разлома до Чесмы наблюдается резкий подъем промежуточных границ в земной коре, разграничивающих сейсмоструктурные этажи (Кь К2), а также серия разрывных нарушений крутого западного падения. По мнению В С. Дружинина, Арамильско-Сухтелинская зона является, по-видимому, принадлежностью Магнитогорского мегаблока. Более определенно этот вопрос рассмотрен в статье В.Н. Пучкова и А.Н. Светлаковой (1993), посвященной строению Южного Урала по Троицкому профилю ГСЗ. Авторы отмечают, что Магнитогорская мегазона и западная часть Восточно-Уральской на глубине образуют единую структуру - синформу. В интерпретации геофизических материалов по Верхнеуральскому профилю (Меньшиков и др., 1979ф) наибольший интерес представляет область сочленения Арамильско-Сухтелинской зоны с Восточно-Уральской. Рисунок сейсмических границ, отражающих площадок, тектонических нарушений подобен таковому Троицкого профиля. И что особенно важно, серпентиниты Куликовского гипербазитового массива, обрамляющие в пределах профиля с запада и востока Арамильско-Сухтелинскую зону, соединяются на глубине и трассируют подошву Сухтелинской синформы.

Далее в главе рассмотрены верхнепротерозойский и палеозойский структурные этажи, разрывные нарушения. Анализ имеющегося материала определенно указывает на шарьирование океанических и островодужных формаций Арамильско-Сухтелинской зоны на докембрийский фундамент западного борта Восточно-Уральского микроконтинента. Перемещение палеозойских образований происходило с запада на восток из Магнитогорской мегазоны в период позднепалеозойской коллизии. Таким образом, Арамильско-Сухтелинскую зону можно рассматривать как продолжение Магнитогорской мегазоны, ее восточным флангом.

Глава 5. Рудоиосность магматических и осадочных образований

Среди образований шеметовской и булатовской толщ, а также габбро-гипербазитового комплекса нет крупных рудных объектов. В гипербазитах куликовского комплекса выявлено лишь несколько мелких хромитовых проявлений, три небольших месторождения и около десяти проявлений никеля и кобальта, связанных с нонтронитовой корой выветривания по серпентинитам. В

базальтах шеметовской и углеродисто-кремнистых сланцах булатовской толщ отмечены целый ряд мелких месторождений и проявлений золота, относящихся к золото-сульфидно-кварцевой формации. Приурочено оруденение к кварц-серпентинитовым, кварц-серицит-хлоритовым, хлоритовым метасоматитам, аргиллизитам (Петров и др., 2002ф; Тевелев и др., 2002ф) и представлено золотоносными кварцевыми жилами с вкрапленностью сульфидов. По нашим данным, наибольшей пробностью обладает золото месторождения XVIII партсьезда: Аи - 95,86; Ag - 2,25; В1 - 1,09 %. Заметно больше элементов-примесей обнаружено в золотинах Ходневского проявления: Аи - 88,02; А§ - 8,50; ^ - 2,62; № - 0.24; Си - 0,43, Сг - 0,13%. Следует отметить, что на глубину они практически не изучены и могут представлять значительный интерес.

Углеродистые отложения, как известно, представляют собой весьма благоприятную геохимическую среду для первоначального накопления многих промышленно важных элементов. При определённых условиях, особенно в областях проявления зонального метаморфизма и тектонической активности, углеродистые породы могут концентрировать в себе крупные залежи золота, молибдена, вольфрама, ванадия, платины и других элементов. В пределах Арамильско-Сухтелинской зоны известна лишь серия мелких месторождений и рудопроявлений золота, фосфоритов, редких металлов.

Нами был проведён ряд анализов сульфидизированных черносланцевых отложений Арамильско-Сух1елинской зоны. Все содержания золота явно превышают таковые в обычных (неизменённых) черносланцевых отложениях (среднее содержание составляет 0,027 г/т). А в наиболее обогащенных пиритом интервалах достигают 0,78 г/т. В работах многочисленных исследователей (Коробейников, 1985; Буряк, 1966 и др.) показана приуроченность золотосульфидной минерализации к определённым субфациям зеленосланцевой фации, которую они считают зоной осаждения золота, в то время как более высокотемпературные фации - зонами потенциального выноса. Такая зона с благоприятной обстановкой в пределах фации зелёных сланцев фиксируется в обрамлении Ларинского гнейсового купола. Именно здесь в позднепалеозойское время (Р|) произошло внедрение ряда гранитных массивов, судя по геофизическим данным, образующим на глубине единое крупное тело. Уже первые результаты анализа сульфидизированных углеродсодержащих отложений показали очень высокие его содержания. Так, среднее содержание золота составляет 0,58 г/т, а отдельные определения достигают 3,6 и 4,9 г/т Максимальные значения платины -0,05 г/т, палладия - 0,1 г/т (среднее 0,06 г/т).

Известно, что все платиноидно-золоторудные месторождения в черносланцевых толщах и их метасоматитах отражаются в аномальных геохимических полях элементов-индикаторов (Аи, Р(, Р<1, А£, Аэ, ЭЬ) и элементов-спутников (V, Мо, и др.) (Додин и др., 1995). В ходе проведения

литохимической съемки был получен ряд геохимических аномалий - Ag, А б, Мо, XV, V. Их разбраковка и анализ позволил нам установить, что наиболее перспективной является аномалия, связанная с Масловско-Беловским золоторудным узлом. Для этого района характерно широкое развитие бурожелезняковых образований, связанных с породами булатовской толщи и содержащих повышенные содержания Аи, А§, Ъп, Си, V/, Аз и Мо. Наличие россыпного золота, крупных аномалий вышеуказанных элементов делает этот узел весьма перспективным на выявление редкометального оруденения и золота.

Таким образом, обрамление Ларинского купола, насыщенное магматическими породами, а также в значительной мере представленное углеродистыми отложениями, является первоочередным объектом для проведения поисковых работ на благородно- и редкометальное оруденение. Наиболее перспективным в его пределах следует считать верховье р. Узельганки, где отмечена крупная комплексная аномалия и можно предположить наличие коренных проявлений золота.

Глава 6. Петрогеохимические особенности углеродистых отложений

Углеродистые отложения в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны широко развиты в составе булатовской толщи. Судя по результатам количественного анализа все они относятся к низкоуглеродистому и углеродистому типам (1-6,5% С^). Для определения формационной принадлежности черносланцевых отложений использовалась диаграмма А-в-С (Горбачев, Созинов, 1985). Более 95% анализов углеродистых отложений очень компактно попадают в поле кремнисто-углеродистой формации, что говорит о выдержанности их химического состава на всей рассматриваемой территории. Обратная корреляция между параметрами А и Б, а также С и Б указывает, во-первых, на био-хемогенный и вулканогенный источник кремнезема, но не терригенный его привнос, а во вторых, на независимые источники кремнезема и карбоната Ситуация, при которой наблюдается резкий дефицит СаО и избыток БЮг, присуща для активно прогибающихся дистальных частей бассейнов.

Известно (Горбачев, Созинов, 1985; Турбанов, 1988ф), что основным индикатором удаленности бассейна седиментации от береговой линии является примесь терригенного материала, величину которого можно получить из анализа диаграммы А-Б-С (обратная зависимость от параметра Б) Другим показателем загрязненности осадков терригенной составляющей служит содержание А1203 (прямая зависимость). Интерес представляют не столько абсолютные значения параметров Б и А1г03, сколько их изменение с востока на запад и с севера на юг, что дает возможность оценить долю терригенной примеси в осадках булатовской толщи по всей рассматриваемой площади. Интерпретация материала показывает, что отложения восточного фланга Арамильско-Сухтелинской зоны имеют минимальные значения параметра Б (1499-1527 ед.) и максимальные содержания

А1203 (2,0-3,1%). В осевой и западной ее частях имеем соответственно: 8 - 15421588 ед и 0,79-2,10% АЬОз, а также в - 1513-1565 ед. и 1,57-3,12% А1203, что указывает на относительную мелководность отложений восточного фланга, максимальную их глубоководность в осевой части рассматриваемой структуры и промежуточные значения глубинности для пород западного ее фланга. Для корректного сопоставления параметров Б и А1203 с севера на юг это сделано отдельно по трем выделенным частям площади - восточной, центральной и западной. Общая тенденция хорошо просматривается - к центральной и южной частям структуры доля терригенной составляющей в осадках уменьшается, т.е. глубоководность бассейна седиментации увеличивается.

Для интерпретации состава кремнисто-углеродистых отложений использовались стандартные петрохимические параметры (модули), рассчитываемые по силикатным анализам (Юдович и др., 1986). По значениям гидролизатного и алюмокремниевого модулей (от 0,01 до 0,06) все кремнисто-углеродистые отложения относятся к классу эвсилитов, из них 85% к ультраэвсилитам, и гипоглиноземистым и кремнистым породам, что указывает на незначительный привнос в бассейн осадконакопления продуктов выветривания с континента. Наиболее информативным является отношение гидролизатного и алюмокремниевого модулей. Максимальное отклонение от линии тренда наблюдается для точек составов отложений центральной и южной части зоны, что говорит об увеличении доли вулканического материала в общем объеме примесей с севера на юг. Для 94% кремнисто-углеродистых отложений характерно значение закисного модуля больше единицы (среднее по 72 образцам - 7,1) Это позволяет сделать вывод о дефиците кислорода в придонных водах с резко восстановительной обстановкой (Ефремова. Стафеев, 1985).

Вынесенные на тройную петрохимическую диаграмму Н.П. Семененко (1956) кремнисто-углеродистые сланцы булатовской и базальты шеметовской толщ образуют любопытную картину: базальты шеметовской толщи (подстилающей кремнистые сланцы булатовской толщи) имеют достаточно выдержанный химический состав и образуют на диаграмме компактный рой, совпадающий с расположением большинства образцов сланцев южной части зоны, что говорит об одинаковом соотношении их главных петрогенных окислов. Подобное распределение анализов на диаграмме, совместно со значениями отношения АМ/ГМ, говорит о возрастании с севера на юг в Арамильско-Сухтелинской зоне количества частиц, образованных в результате вулканической деятельности и/или подводного выщелачивания базальтов шеметовской толщи.

Редкоземельные элементы, в целом, не накапливаются в рассматриваемых нами черных сланцах. Можно лишь отметить, что отложения центральной и северной частей Арамильско-Сухтелинской зоны более обогащены РЗЭ относительно южных. Отличительной особенностью черносланцевых отложений

булатовской толщи является низкое содержание элементов-примесей и в первую очередь халькофильной группы (Си, 7.п, РЬ, С<1, 8). Исключение составляют V, Мо и А§, которые очень подвижны в морской воде и способны легко образовывать металло-органические соединения с Сорг, обогащая осадок этими элементами (Юдович, Кетрис, 1994). Несмотря на в целом низкие содержания в рассматриваемых породах Ва и Яг наблюдается устойчивое преобладание первого над вторым (Ва/8г>1), что в комплексе с другими важными показателями, в частности отношением Са0/М£0>1. многочисленными находками радиолярий и отсутствием бентосной фауны, высоким значением закисного модуля (Ре0/Ре20з=5-40), свидетельствует об умеренной солености вод, характерной для глубоководного, открытого морского водоема.

Таким образом, рассмотрев петрогеохимические особенности кремнисто-углеродистых отложений Арамильско-Сухтелинской зоны, можно сделать вывод об образовании их в глубоководном (океаническом) бассейне с некомпенсированным осадконакоплением Основная масса осадка, представленная кремнеземом, отлагалась био-хемогенным путем, что в совокупности с прашически полным отсутствием привноса терригенного материала с континента обеспечило исключительную его химическую "чистоту". Незначительные вариации состава связаны с ассимиляцией частиц, образованных в результате вулканогенной активности и перемыва нижележащих отложений шеметовской толщи Имеющийся материал по ряду выборок, более или менее равномерно покрывающих Арамильско-Сухтелинскую зону, позволил установить увеличение терригенной составляющей и, соответственно, уменьшение глубины восточного фланга бассейна осадконакопления Максимальная величина прогибания отмечена в осевой его части, западный фланг характеризуется промежуточными значениями глубинности Тенденция к некоторому обмелению водоема отмечается для южной и северной его частей относительно центральной

Глава 7. Петрогеохимия габбро-гипербазитовых массивов Арамильско-Сухтелинской зоны

Для понимания истории формирования Арамильско-Сухтелинской зоны большую помощь оказало изучение закономерностей изменения петрогеохимических параметров габброидов и гипербазитов с запада (Миасс-Купиковский пояс) на восток (Казбаевский пояс) (в широтном направлении) и с севера на юг (в меридиональном направлении).

Наиболее информативными характеристиками при сопоставлении гипербазитов являются отношение СаО/А12Оз и распределение редкоземельных элементов (РЗЭ). Кальций-алюминиевое отношение относится к главным петрохимическим критериям деплетированности ультрабазитов. Проведенное сравнение реститовых гипербазитов по отношению Са0/А1203 показало, что ультрабазиты Казбаевского пояса обеднены легкоплавкими петрогенными

компонентами Наиболее же деплетированными являются гипербазиты Миасс-Куликовского пояса. В реститовых гипербазитах Миасс-Куликовского пояса характер распределения РЗЭ близок к умеренно истощенному типу На (Лазько и др, 1993) В тоже время, по уровню концентрации лантаноидов они являются заметно обедненными по сравнению с аналогичными породами Казбаевского пояса. Низкими содержаниями лантаноидов при резком преобладании тяжелых над Легкими отличаются и габброиды рассматриваемого пояса. В ультрамафитах Казбаевского пояса характер распределения РЗЭ наиболее близок к умеренноистощенному типу. Концентрации редкоземельных элементов здесь также низкие, но породы характеризуются довольно высоким отношением вш/УЬ, что отличает их от аналогичных образований Миасс-Куликовского пояса. С ресгитовыми гипербазитами в массивах пояса ассоциируют габбро двух типов: 1) Ьа»8ш«Ьи и 2) Ьа<8ш«Ьи.

Таким образом, для гипербазитов Миасс-Куликовского пояса характерны противоречивые геохимические характеристики: предельная истощенность петрогенными компонентами и относительно слабая степень деплетированности реститовых ультрамафитов легкими РЗЭ, крайне низкие концентрации лантаноидов в габброидах и породах полосчатого комплекса Возможно, в пределах пояса совмещены реликты океанической коры СОХ и фундамента островной дуги. Не вызывает сомнений, что гипербазиты Казбаевского пояса прошли стадию деплетирования в процессе океанического рифтогенеза и сопоставимы с ультраосновными породами срединно-океанических хребтов либо задуговых бассейнов.

На основе результатов петрогеохимических данных нами была предпринята попытка выявить закономерности изменения химического состава габброидов и гипербазитов в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны с севера на юг. Для выявления петрогеохимической зональности наиболее информативными параметрами в гипербазитах оказались №, Сг, f и РЗЭ (Ьа№ 5гпц и Ьиц) С севера на юг в реститовых ультрамафитах происходит постепенное увеличение концентрации хрома, достигающее максимальных значений в серпентинитах Куликовского массива Менее отчетливая картина наблюдается по характеру изменения железистости пород и содержания никеля. Железистость несколько уменьшается с севера на юг, принимая минимальные значения в породах Куликовского массива. Вместе с тем, она повышена в ультраосновных породах Аминевского комплекса Содержание никеля выше всего в реститах северной части зоны, понижается в южном направлении и достигает минимума в Аминевском и Куликовском массивах Содержания редкоземельных элементов в реститах, нормированные к хондриту, принимают минимальные значения на крайнем юге рассматриваемой территории Наибольшие концентрации РЗЭ зафиксированы в ультрамафитах массивов северной части Арамильско-Сухтелинской зоны, в уль граосновных породах средней ее части отмечены промежуточные значения

Таким образом, степень истощенности гипербазитов увеличивается с севера на юг.

Геохимическая зональность габброидного магматизма наиболее отчетливо проявлена по редкоземельным элементам, щелочности, глиноземистости и содержанию хрома, и ТЮ2. С севера на юг в основных породах постепенно понижается содержание щелочей, падает глиноземистость. Напротив, концентрация хрома в этом же направлении неуклонно растет, достигая максимума в Куликовском массиве. Содержание редкоземельных элементов и титана уменьшается от Байрамгуловского массива к Аминевскому, где зафиксированы минимальные значения РЗЭ и ТЮ2, но затем возрастает в габбро Куликовского массива. Габброиды Большаковского комплекса отличаются от габброидов дунит-гарцбургитовой и дунит-пироксенит-габбровой формаций повышенными содержаниями титана, выдержанными содержаниями хрома и значительной дифференциацией содержаний никеля. Распределение редкоземельных элементов в габбро Большаковского массива обнаруживает значительные отличия и от базальтов шеметовской толщи. Для них характерно резкое преобладание легких РЗЭ над тяжелыми при Ьам к 50 и Ьим и 10. Характер нормированной кривой содержаний редкоземельных элементов в габбро Большаковского массива повторяет спектр РЗЭ в габбро и диоритах массивов магнитогорской габбро-гранитной серии (Ферштатер, Беа, 1993).

Глава. 8. Петрогеохимические особенности базальтов

В пределах Арамильско-Сухтелинской зоны ордовикские базальты широко представлены в составе шеметовской и очень незначительно в основании булатовской толщ. В данной главе нами сделана попытка сопоставить их петрогеохимические особенности с надежно датированными ордовиком основными породами соседних структурно-формационных зон - западной части Магнитогорской мегазоны (поляковская свита), Восточно-Уральского поднятия (маячная свита), Восточно-Уральской синформы (саргазинская толща; Кузнецов, 1994; Сначев и др , 1990) и Зауральского поднятия (увельская свита; Мамаев, 1965; Клюжина, 1985; Кориневский, 1980), а также с базальтами современных геодинамических обстановок.

Наиболее информативными петрогенными компонентами для разделения базальтов различных геодинамических обстановок являются ТЮ2, А1203, (а1)', £РеО и щелочи Это подтверждается при построении ряда конкретных диаграмм (~Ма20+К20)-ТЮ2; а1'-ТЮ2; А12Оз-1РеО. Большую помощь при решении данной проблемы оказало изучение в базальтах малых и редкоземельных элементов с последующим вынесением их содержаний на такие диаграммы как ЯЬ-вг, 2г-Т1, №-Сг, порода/хондрит-РЗЭ. Для разделения пород на нормальную, субщелочную и щелочную серии использовалась диаграмма вЮг-ЧЫагО+КгО) В свою очередь базальты нормальной щелочности с помощью диаграммы (Ре0+Ре20з)/М{>0-8Ю2 подразделялись натолеитовые и известково-щелочные.

Рассмотрение перечисленных выше диаграмм позволило установить, что

базальты нижних и верхних частей шеметовской толщ, в общем, характеризуются близким составом. Почти на всех диаграммах они обнаруживают близость с базальтами СОХ. Вместе с тем, в составе вулканитов нижних частей шеметовской толщи проявлены черты траппов и базитов КР. По распределению РЗЭ вулканиты довольно однородны: преобладает тип Ы-МОЯВ. В базальтах верхней части шеметовской толщи наряду с преобладающим типом Ы-МОЯВ развиты породы с преобладанием легких РЗЭ. Более молодые базальты булатовской толщи по распределению РЗЭ сопоставимы с вулканитами океанических островов, т.е. петрогеохимия рассматриваемых базальтов Арамильско-Сухтелинской зоны во времени закономерно изменялась от траппоидов к базальтам СОХ и далее, по мере раскрытия океанической структуры, появляются базальты с геохимическими характеристиками океанических островов.

К рассмотренным выше толщам ближе всего по составу поляковские базальты. На большинстве диаграмм составы их тяготеют к базальтам СОХ, часто в равной степени проявлены черты толеитовых базальтов КР и траппоидов. По распределению РЗЭ большая часть изученных базальтов соответствуют базальтам СОХ: поле составов охватывает весь спектр от 14- до Е-М01Ш. В незначительной части проб отмечается спектр РЗЭ, характерный для базальтов КР, что подтверждают и геологические данные. Вулканиты маячной свиты на большинстве петрохимических диаграмм обнаруживают черты, присущие пикробазальтам траппов (и/или КР), реже - океанических островов Состав РЗЭ соответствует типу >1-М01Ш. В образцах, одновременно обогащенных железом и алюминием, содержание РЗЭ резко повышено при Ьа^ > Ьиц. Геологические данные свидетельствуют о формировании вулканогенных пород свиты в континентальных (мелководных) условиях, что позволяет сопоставлять их с траппами. Базальты увельской свиты на ряде диаграмм (Ыа20+К20)-Т102, А1203-(Ре0+Ре20з), аГ-ТЮ2 достаточно уверенно идентифицируются с вулканитами эпиорогенных континентальных рифтов. Геохимия редких земель также свидетельствует об их формировании в обстановке континентального рифтогенеза Для них характерна высокая степень дифференциации концентраций легких и тяжелых РЗЭ. Нормированные к хондриту содержания лантана (Ьам) составляют 70-200 ед., а значение почти во всех пробах около 10 ед. Этот вывод подтверждается и геологическими данными: ассоциированностью с груботерригенными осадками. Наиболее разнообразна петрохимия базальтов саргазинской толщи. Здесь можно выделить две группы составов пород Для первой (относительно высокотитанистой) свойственны черты базальтов СОХ-КР-траппов-ОО; для второй - ОД-ГЖ. По соотношению суммарного РеО и А12Оз базальты второй группы обнаруживают близость к серии марианит-бонинит ОД-ГЖ. В то же время, распределение РЗЭ в породах саргазинской свиты однозначно соответствует типу М-МОКВ. Они отличаются минимальными содержаниями РЗЭ из всех ордовикских

базальтов восточного склона Южного Урала. При Ьац = 0,3-5 сд., Ьиц = 1-20 ед. Исключение составляют субщелочные и щелочные базальты низов разреза, в которых распределение РЗЭ в точности повторяет таковое увельской свиты.

Таким образом, аналогов шеметовским базальтам в более восточных структурно-формационных зонах восточного склона Южного Урала нет. Ордовикские вулканиты Восточно-Уральского и Зауральского поднятий (маячная и увельская свиты) являются элементами грабеновых комплексов, а Восточно-Уральской синформы (саргазинская толща) - фронтальной части островных дуг. Единственным и близким аналогом шеметовских вулканитов являются базальты поляковской свиты, развитые в западном борту Магнитогорской мегазоны. В тоже время нами отмечается некоторое геохимическое сродство небольшой части шеметовско-булатовских и поляковских вулканитов с траппоидами. Однако, здесь необходимо учесть геологические особенности этих формаций. Это по преимуществу подушечные лавы и яшмоиды, сменяющиеся вверх по разрезу углеродистыми сланцами. Ни грубообломочных толщ, характерных для рифтов в 1

нижней части, ни типичных контрастных и последовательно дифференцированных вулканитов в верхах - не наблюдается. Таким образом, принадлежность этих толщ к океанической стадии развития достаточно очевидна.

Глава 9. Геодинамические условия формирования

Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовнкско-силурнйское время

Основой для геодинамических построений в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны явилось изучение офиолитовой ассоциации, в состав которой входят (снизу вверх): гипербазиты, габброиды, базальты и глубоководные углеродистые отложения. В ультрамафитах отчетливо проявлена широтная зональность. Так, гипербазиты Миасс-Куликовского (западного) пояса имеют более высокую степень истощенности относительно Казбаевского (восточного). В |

меридиональном направлении также отмечена определенная зональность в изменении петрогеохимических особенностей хипербазитов. Она заключается в увеличении степени деплетированности пород с севера на юг. Представленный в работе материал позволяет нам предположить, что ультраосновные породы Арамильско-Сухтелинской структурно-формационной зоны формировались в структуре океанического типа, раскрытие которой происходило последовательно с юга на север. В дальнейшем западнее Миасс-Куликовского пояса (меридиан Аминевского массива) образовывались гипербазиты основания островной дуги, заметно отличающиеся от океанических. В период коллизии ультраосновные породы и серпентиниты по ним представляли собой зону серпентинитового меланжа, по которой выше лежащие вулканогенно-осадочные образования были шарьированы в восточном направлении на западный край Восточно-Уральского поднятия.

В процессе частичного плавления и истощения мантийного вещества в

качестве дифференциатов выплавки образуются габброиды. В целом для рассматриваемой нами структурно-формационной зоны, особенно для северной ее части, характерно развитие габброидов, повторяющих по составу таковые срединно-океанических хребтов. Лишь в пределах западного фланга зоны отмечены габброиды, приближающиеся по петрогеохимическим особенностям к основным породам глубоководных желобов или марианит-бонинитовой серии океанических островных дуг, однако возраст их может быть и девонским.

От габброидов офиолитового типа резко отличаются габброиды Большаковского комплекса. По совокупности геологических, металлогенических и петрогеохимических параметров они сопоставимы с основной составляющей габбро-гранитной формации. Формирование пород Большаковского комплекса происходило в раннекаменноугольное время, по-видимому, в режиме рифта на отмершей островной дуге. Слабое распространение вулканогенных и островодужных формаций в пределах рассматриваемого района связано с последующей его эродированностью, однако признаки наличия зоны субдукции проявляются в особенностях геохимии габбро-гипербазитовых комплексов (высокая деплетированность гипербазитов, сходство части габброидов с марианит-бонинитовыми сериями). Магнитогорская островная дуга, обусловленная заложением в конце раннего девона зоны субдукции, протягивалась, таким образом, на север через Арамильско-Сухтелинскую зону.

Наиболее ранние проявления вулканизма в Арамильско-Сухтелинской зоне по геохимии сходны с рифтогенными и представлены субщелочными и траппоидными образованиями. Однако, с учетом геологических данных, это могли быть красноморские условия (Пучков, 2000) В дальнейшем субщелочной характер эффузивов сменился толеитовым, приближаясь по составу к типу Ы-МОЯВ, что отвечает постепенному расширению рифта и превращению его в субокеанический бассейн, Этап сжатия, начавшийся в позднем эмсе, привел к формированию зоны субдукции с восточном падением и смене океанических базальтов островодужными.

Сопоставление шеметовских базальтов с ордовикскими эффузивными породами более восточных и западных структурно-формационных зон (Магнитогорской, Восточно-Уральской и Зауральской) позволило установить, что аналогов шеметовским базальтам в более восточных зонах восточного склона Южного Урала нет. Единственным и близким аналогом шеметовских вулканитов являются базальты поляковской свиты, развитые в западном борту Магнитогорской мегазоны.

Петрогеохимические особенности кремнисто-углеродистых отложений булатовской толщи,отсутствие в них карбонатного и терригенного материала указывают на формирование базальт-фтанитовой ассоциации в условиях больших глубин в удалении от берега, т.е. в пределах глубоководного океанического

бассейна. Судя по увеличению терригенной составляющей в осадках с запада на восток, береговая линия располагалась в пределах восточного фланга Арамильско-Сухтелинской зоны. Максимальная величина прогибания бассейна отмечается в осевой ее части.

Таким образом, рассмотрение геологических и петрогеохимических особенностей всех составных частей офиолитовой ассоциации (гипербазитов, габброидов, базальтов, углеродистых отложений) позволило сделать главный вывод представленной работы - Арамильско-Сухтелинская зона в ордовикско-силурийское время являлась восточным флангом Магнитогорской мегазоны, совместно образуя единый активно развивающийся бассейн океанического типа. Магнитогорская мегазона в своем развитии прошла стадии континентального рифтогенеза, океанического спрединга, островодужную, коллизионную. Начало палеозойскому циклу развития было положено в кембро-раннеордовикское время, когда образовалась сложная южноуральская система рифтовых зон, в пределах которых накапливались грабеновые формации. В Магнитогорской мегазоне наиболее ранние проявления вулканизма представлены субщелочными и траппоидными вулканитами поляковской (на западе) и шеметовской (на востоке) толщ без типичных для рифтовых формаций грубообломочных отложений Восточнее, в пределах Восточно-Уральского поднятия, ордовикские вулканиты могут рассматриваться в качестве составных частей типичных грабеновых комплексов Так. среди терригенно-обломочных образований маячной свиты отмечены маломощные пикритобазальты трапповой формации, в более северных участках (самарская толща) - незначительные по мощности субщелочные и толеитовые вулканиты. На Зауральском поднятии в раннем-среднем ордовике происходило излияние щелочных и субщелочных базальтов и накопление грубообломочных толщ (увельская свита). Показательна и эволюция состава вулканитов саргазинской толши, развитой в пределах Восточно-Уральской синформы. Инициальные субщелочные базальты субконтинентальной стадии (без осадочных грабеновых фаций) последовательно и довольно быстро сменяются здесь вначале относительно высокотитанистыми толеитами, а затем мощной толщей низкотитанистых толеитов фронтальной части островной дуги, что знаменует смену режима растяжения - сжатием на рубеже среднего и верхнего ордовика

Перерастание континентального рифтогенеза в спрединг океанической коры произошло в Магнитогорской мегазоне в конце раннего - начале среднего ордовика В это время на базит-гипербазитовом основании формируются глубоководные подушечные базальты толеитовой серии, а затем углеродистые отложения. На рубеже раннего силура и среднего девона (эмс) растяжение сменилось сжатием, что привело к формированию здесь зоны субдукции с восточным падением и преимущественно известково-щелочных базальтов

островодужного типа Большая часть ордовикских образований была поглощена зоной субдукции: базальты поляковской свиты сохранились фрагментарно лишь в крайней западной части Магнитогорской мегазоны в виде блоков среди серпентинитового меланжа Океанические базальты восточного ее фланга (шеметовская толща) в результате коллизии были шарьированы в восточном направлении на западный край Восточно-Уральского микроконтинента.

Заключение

Основные выводы, вытекающие из приведенного в данной работе материала, следующие:

1. Интерпретация геофизических исследований по Верхнеуральскому и Троицкому профилям позволяет рассматривать Арамильско-Сухтелинскую зону как восточное продолжение Магнитогорской мегазоны, восточным ее флангом.

2. Углеродистые отложения булатовской толщи относятся к кремнисто-углеродистой формации и характеризуются очень незначительной примесью терригенного и карбонатного материала, что указывает на их накопление в пределах глубоководного открытого морского бассейна. Максимальная его глубина отмечена в осевой части, минимальная - восточной.

3. В ультрамафитах Арамильско-Сухтелинской зоны отчетливо проявлена широтная зональность, выраженная в более сильной степени деплетированности гипербазитов Миасс-Куликовского (западного) пояса относительно Казбаевского (восточного). В пределах Миасс-Куликовского пояса совмещены, по-видимому, реликты океанической коры СОХ и основания островной дуги, гипербазиты Казбаевского пояса прошли стадию деплетирования в процессе океанического рифтогенеза и сопоставимы с ультраосновными породами СОХ либо задуговых бассейнов.

4 Наименьшей степенью деплетирования характеризуются ультрабазиты северной части зоны. С севера на юг степень истощенности пород закономерно увеличивается

5. Габброиды северной части зоны по химическому составу близки к габброидам, развитым в срединно-океанических хребтах. В области сочленения Арамильско-Сухтелинской зоны с Магнитогорской в ассоциации с альпинотипными гипербазитами развиты крайне низкотитанистые габброиды. Они заметно отличаются от габброидов СОХ и приближаются по составу к габбро, драгированным в глубоководных желобах, и к вулканитам серии марианит-бонинит океанических островных дуг и глубоководных желобов.

6 Габброиды Большаковского комплекса резко отличаются от габброидов офиолитового типа, развитых в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны. Они не являются комагматами базальтов шеметовской толщи, как это предполагалось ранее, а сопоставимы с породами Магнитогорской габбро-гранитной формации Образование габброидов Большаковского комплекса, вероятнее всего, связано с

проявлением в пределах рассматриваемой структуры магматизма в режиме рифта на отмершей островной дуге.

7 Состав базальтов Арамильско-Сухтелинской зоны во времени закономерно менялся от траппоидов низов шеметовской толщи к базальтам СОХ ее верхов. В дальнейшем (нижняя часть булатовской толщи), по мере раскрытия океанической структуры, появляются базальты с геохимическими характеристиками океанических островов.

8. Аналогов шеметовским базальтам в более восточных структурно-формационных зонах восточного склона Южного Урала нет Ордовикские вулканиты Восточно-Уральского и Зауральского поднятий (маячная и увельская свиты) являются элементами грабеновых комплексов, а Восточно-Уральской синформы (саргазинская толща) - фронтальной части островных дуг. Единственным и близким аналогом шеметовских вулканитов являются базальты поляковской свиты, развитые в западном борту Магнитогорской мегазоны.

9. Территория Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время являлась восточным флангом Магнитогорской, совместно образуя единую океаническую впадину. В раннем девоне (эмсе) растяжение сменилось сжатием, что привело к формированию здесь зоны субдукции с восточным падением и преимущественно известково-щелочных базальтов островодужного типа. В дальнейшем большая часть ордовикских образований была поглощена в зоне субдукции: базальты поляковской свиты сохранились фрагментарно лишь в крайней западной части Магнитогорской мегазоны в виде блоков среди серпентинитового меланжа. Океанические базальты восточного ее фланга (шеметовская толща) в результате коллизии были шарьированы в восточном направлении на западный край Восточно-Уральского микроконтинента.

Список работ, опубликованных по теме диссертации:

1. Золото в дислоцированных углеродистых толщах папеоконтинентального сектора Южного Урала// Геологическая служба и горное дело Башкортостана на рубеже веков. Материалы Республиканской научно-практической конференции. Уфа: Tay, 2000. С. 179-191 (В соавторстве с Рыкусом M В , Сначевым В.И.).

2. Условия формирования углеродистых отложений Восточно-Уральского поднятия // Металлогения древних и современных океанов-2001. История месторождений и эволюция рудообразования. Миасс: Геотур, 2001. С. 292-295.

3. Условия формирования углеродистых отложений Ильменогорско-Сысертской и Арамильско-Сухтелинской зон // Металлогения древних и современных океанов-2002. Формирование и освоение месторождений в офиолитовых зонах. Миасс: ИМин УрО РАН, 2002. С. 263-267.

4. Благородные металлы в углеродистых отложениях южной части Арамильско-Сухтелинской зоны // Геологический сборник №3 / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2003. С. 180-185. (В соавторстве с Рыкусом М.В., Сначевым В.И.).

5. Благородные металлы в углеродистых отложениях обрамления Ларинского купола (Арамильско-Сухтелинская зона Ю.Урала) // Геологический сборник №4 / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2004. С. 154-160.

6 Геолого-геохимическая зональность базит-гипербазитового магматизма Южного Урала Вестник МГУ, 2006, Xsl. С 25-31 (В соавторстве с Савельевым Д Е, Сначевым В.И., Романовской М.А.)

7. Габбро-гипербазитовые массивы Арамильско-Сухтелинской зоны /Южный Урал/' петрогеохимия и геодинамика // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана. Уфа, ИГ УНЦ РАН, 2005. С 112-115. (В соавторстве с Савельевым Д.Е., Пучковым В.Н., Сначевым В.И..).

8 Особенности формирования базальтов восточного склона Южного Урала в раннепалеозойское время // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана. Уфа, ИГ УНЦ РАН, 2005 С. 108-112. (В соавторстве с Савельевым Д.Е., Пучковым В.Н., Сначевым В.И.).

9. Петрогеохимические и геодинамические особенности формирования габбро-гипербазитовых массивов Арамильско-Сухтелинской зоны /Южный Урал/ // Геологический сборник №5 / ИГ УНЦ РАН. Уфа 2005. (в печати). (В соавторстве с Савельевым Д.Е., Пучковым В.Н., Сначевым В.И.).

10. Петрогеохимические и геодинамические особенности формирования O-S] базальтов восточного склона Южного Урала // Геологический сборник №5 / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2005. (в печати). (В соавторстве с Савельевым Д.Е., Пучковым В.Н., Сначевым В.И.).

Схематическая геологическая карта Арамильско-Сухтелинской зоны. Составлена по материалам Петрова и др., 2002ф; Моисеева и др., 2002ф; Тевелева и др., 2002ф (с изменениями автора).

Условные обозначения: Толщи: 1 - Саитовская, 2 -Шеметовская, 3 - Булатовская, 4 -Кулуевская, 5 - Аджатаровская, 6 -Сухтелинская, 7 - Краснокаменская, 8 -Биргильдинская, 9 - Сосновская.

Интрузивные комплексы: 10 -Еланчиковский; 11-12 - Кацбахский; 13-16 - Степнинский; 17 -Большаковский; 18-19 - Неплюевский; 20-21 - Краснокаменский; 22-24 -Куликовский: 22 - Казбаевский пояс, 23

- Чебаркулъский пояс, 24 - Куликовский пояс, 25 - Каганский.

Цифрами в кружочках показаны массивы: 1 - Байрамгуловский, 2 -Кулуевский, 3 - Куйсаринский, 4 -Сагитовский, 5 - Травниковский, 6 -Чебаркульский, 7 - Казбаевский, 8 -Пустозеровский, 9 - Камбулатовский, 10 - Ключевской, 11 - Калиновский, 12

- Куртмакский, 13 - Карагалинский, 14

- Ларинская группа тел, 15 -Ларинский, 16 - Первомайский, 17 -Краснокаменский, 18 - Соколовский, 19

- Большаковский, 20 -Приданниковский, 21 - Кумлякский, 22

- Беловская группа тел, 23 -Кукушкинский, 24 - Уйский, 25 -Вандышевский, 26 - Аминевский, 27 -Магадеевская группа тел, 28 -Бирюковский, 29 - Степнинский, 30 -Куликовский

Сначёв Александр Владимирович

МАГМАТИЗМ И ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ ОРДОВИКСКО-СИЛУРИЙСКОГО ЭТАПА РАЗВИТИЯ АРАМИЛЬСКО-СУХТЕЛИНСКОЙ ЗОНЫ

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Лицензия на издательскую деятельность ЛР№ 021319 от 05.01.99 г.

Подписано в печать 27.12.2005 г. Бумага офсетная. Формат 60x84/16. Гарнитура Times. Отпечатано на ризографе. Усл. печ. л. 1,38. Уч.-изд. л. 1,53. Тираж 100 экз. Заказ 952.

Редакционно-издательский центр Башкирского государственного университета 450074, РБ, г. Уфа, ул. Фрунзе, 32.

Отпечатано на множительном участке Башкирского государственного университета 450074, РБ, г. Уфа, ул. Фрунзе, 32.

ч#

4

i

í

! t

)

I" -42 7

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Сначев, Александр Владимирович

Введение.

Глава 1. Геологическая изученность района работ

1.1. Геологосъемочные работы

1.2. Тематические работы

Глава 2. Стратиграфия

2.1. Саитовская свита (R2?st)

2.2. Шеметовская толща (02sm).

2.3. Булатовская толща (Si-DtbF)

2.4. Кулуевская толща (D/.2kv)

2.5. Аджатаровская толща (D2ag)

2.6. Сухтелинская толща (D2.3sh)

2.7. Краснокаменская толща (\D3kr)

2.8. Сосновская толща (Cjss)

2.9. Биргильдииская толща (Сфг)

Глава 3. Магматизм

3.1. Каганский комплекс (R2?k).

3.2. Куликовский комплекс (02)

3.3. Краснокаменский комплекс (JD3kr)

3.4. Неплюевский комплекс (D3-C/n)

3.5. Большаковский комплекс (C/vb)

3.6. Степнинский комплекс (P/st)

3.7. Кацбахский комплекс {Р]к).

3.8. Еланчиковский комплекс (Pie)

Глава 4. Тектоника

Глава 5. Рудоиосность магматических и осадочных образований

5.1. Гипсрбазиты Куликовского комплекса

5.2. Базальты шеметовской толщи

5.3. Углеродистые отложения булатовской толщи

Глава 6. Петрогеохимические особенности углеродистых отложений

Глава 7. Петрогеохимия габбро-гипербазитовых массивов Арамильско

Сухтелинской зоны.

7.1. Геолого-петрографические особенности массивов

7.2. Закономерности петрогеохимических особенностей пород в широтном направлении

7.3. Изменение петрохимических особенностей пород в меридиональном направлении

Глава. 8. Петрогеохимические особенности базальтов Арамильеко-Сухгелинской зоны

Глава 9. Геодинамические условия формирования Арамильеко-Сухтелипской зоны п ордовик-силурийское время

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Магматизм и осадконакопление Ордовикско-Силурийского этапа развития Арамильско-Сухтелинской зоны"

Актуальность исследований. В настоящее время значительная часть уральских геологов признает наличие на Южном Урале раннепалеозойских палеоокеани-ческих структур, среди которых Арамильско-Сухтелинской зоне, занимающей пограничное положение между Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонами, отводится особое место (рисунок). Вместе с тем, среди исследователей нет единого мнения о размерах и истории развития отдельных его участков. Связано это прежде всего со слабой изученностью рассматриваемой территории, отсутствием необходимого банка петрогеохимических данных по всем разновидностям пород, входящим в состав офиолитового комплекса.

В последнее время в связи с возобновлением геолого-съемочных работ в пределах серии листов южноуральского региона получен новый фактический материал, который позволил вернуться к рассмотрению проблемы формирования Арамильско-Сухтелинской зоны, уточнить некоторые ранее устоявшиеся положения, касающиеся как отдельных габбро-гипербазитовых массивов и стратиграфических подразделений, так и офиолитовой ассоциации в целом.

Изучение Арамильско-Сухтелинской зоны актуально не только с научной, но и с экономической точек зрения. Известно, что породы альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации перспективны на хромитовое оруденение и элементы группы платины, а углеродистые - золото, молибден, вольфрам, ванадий, платиноиды и другие элементы.

Цель настоящей работы. Главной целью данной работы является реконструкция палеогеодииамических условий формирования Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время. В соответствии с поставленной целыо решались следующие задачи:

1. Создание банка петрогеохимической информации по гипербазитам, габброи-дам, базальтам и углеродистым образованиям и его анализ с целыо выяснения генезиса, формационной принадлежности и перспектив на оруденение.

2. Сопоставление петрогеохимических особенностей пород различных частей Арамильско-Сухтелинской зоны между собой, с одновозрастными образованиями соседних структурпо-формационных зон, а также с таковыми современных геодинамических обстановок.

3. Разработка геодинамический модели формирования Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время.

Фактическая основа работы. В основу работы положен фактический материал, собранный автором в ходе полевых работ 1999-2004 годов в составе отряда лаборатории "Рудных месторождений" Института геологии УНЦ РАН при проведении геолого-съёмочных работ в пределах листов N-41-VII и N-41-XIII.

Собственный аналитический материал, полученный в результате исследования углеродистых отложений, базальтов, гипербазитов и габброидов, включает в себя: 225 силикатных и 103 атомно-абсорбционных (Со, Ni, Сг) анализов, выполненных в химических лабораториях ИГ УНЦ РАН (аналитики Ягудина С.А. и Христофоро-ваН.Г.) и ОАО "Челябиискгеосъемка"; около 150 анализов на 37 элементов-примесей, в том числе РЗЭ, выполненных нейтроиио-активационным методом в Испытательном центре "ЦЛАВ" при Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского (Москва, зав. лаб. Колесов Г.М.). Тем же методом в ГЕОХИ анализировались 37 образцов слабоизмененпых углеродистых отложений на весь спектр благородных элементов. Химико-спектральным методом определялись Pt, Pd, Rh, Ir, Ru, Au, Ag в 27 сульфидизированных и метасоматически измененных углеродистых отложениях (Москва, ИГПМ, зав. лаб. Дистлер В.В.). Пробирным анализом на Au и Ag исследовались 23 образца сульфидизированных черносланцевых отложений (химическая лаборатория ОАО "Челябиискгеосъемка"). Проведено 27 определений Сорг в углеродистых отложениях количественным химическим анализом (АСИЦ ВИМС, зав. лаб. Кордюков С.В.). Анализ 25 золотин и породообразующих минералов выполнен на растровом сканирующем микроскопе JSM-840 с приставкой "Link" в ИПСМ РАМ (г. Уфа). Кроме того, использовано более 300 спектральных анализов (31 элемент) по всей рассматриваемой территории, а также карты литогеохимических аномалий, принадлежащих ОАО "Челябиискгеосъемка". Изготовлено и описано 250 шлифов основных и ультраосновных пород.

Научная новизна представленной работы заключается в следующем:

1. Впервые проведено геохимическое изучение всех составляющих офиолито-вой ассоциации Арамильско-Сухтелинской зоны, в который входят гипербазиты, габброиды, базальты и углеродистые отложения.

2. Установлена зональность по степени истощенности гипербазитов и габброи-дов в широтном и меридиональном направлениях в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны.

3. Проведена реконструкция палеогеографических и геодинамических условий формирования углеродистых отложений, базальтов, габброидов и гипербазитов. Показана их принадлежность к офиолитам.

4. Обосновано предположение о рапнекаменноуголыюм возрасте Большаков-ского габброидного массива, показана несостоятельность мнений о его принадлежности к офиолитовой ассоциации и комагматичности базальтам шеметовской толщи.

5. Проведено сопоставление базальтов шеметовской толщи с соответствующими по возрасту и составу породами соседних с востока и запада структурпо-формационных зон, для выяснения геодинамических условий их формирования.

6. Предложена геодинамическая модель развития Арамильско-Сухтелинской зоны. Показано, что она представляет собой восточный фланг Магнитогорской мега-зоны, шарьированный в коллизионную стадию на западный край Восточно-Уральского микрокоптинента.

Практическая значимость работы: Результаты исследований по рудопосно-сти магматических и осадочных образований Арамильско-Сухтелинской зоны и Иль-меногорского блока вошли составной частью в отчеты Миасского и Пластовского отрядов ОАО "Челябинскгеосъемка" (листы N-41-VII, XIII, новая серия, масштаб 1:200000). Изучение черносланцевых отложений булатовской толщи показало наличие в иих промышленно значимых содержаний золота, что указывает на необходимость проведения более детальных поисковых работ в пределах ряда выделенных участков по периферии Ларинского купола. Соответствующие рекомендации переданы в ОАО "Челябинскгеосъемка" и используются для обоснования его перспектив па благородно-редкометальное оруденепие.

Уточненная интерпретация истории развития Арамильско-Сухтелинской зоны в раппепалеозойское время в качестве восточного фланга Магнитогорской мегазоны позволяет по новому взглянуть на металлогеническую специализацию развитых здесь интрузивных и вулканогенных комплексов пород.

Защищаемые положения:

1. Углеродистые отложения Арамильско-Сухтелинской зоны образовались в глубоководном океаническом бассейне с береговой линией в восточной его части и обладают высокими перспективами на благородпо-редкометальное оруденение, что обусловлено как первичной их природой, так и особенностями преобразований на коллизионном этапе.

2. В ультрамафитах проявлена широтная зональность, выраженная в более сильной степени деплетированности гипербазитов Миасс-Куликовского (западного) пояса относительно Казбаевского (восточного). В пределах поясов степень истощенности пород растет с севера на юг. Процесс деплетирования гипербазитов связан не только с океанической, но и последующей островодужпой стадией развития.

3. Геодинамическне условия формирования базальтов шеметовской толщи по комплексу геолого-петрогеохимических данных отвечают океанической обстановке.

4. Территория Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время являлась восточным флангом Магнитогорской, совместно образуя единую океаническую впадину, в пределах которой возникла затем островная дуга. В позднепале-озойское время в результате коллизии она была шарьирована в восточном направлении на западный край Восточно-Уральского микроконтинента.

Объем и структура работы. Текст диссертационной работы состоит из введения, 9 глав и заключения. Она изложена на 153 страницах и сопровождается 60 иллюстрациями, 7 таблицами и 10 приложениями. Список литературы включает 140 наименований. >

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Сначев, Александр Владимирович

Основные выводы, вытекающие из приведенного в данной работе материала, следующие:

1. Интерпретация геофизических исследований по Верхпеуральскому и Троицкому профилям позволяет рассматривать Арамильско-Сухтелинскую зону как восточное продолжение Магнитогорской мегазоны, восточным ее флангом.

2. Обрамление Ларинского купола, насыщенное магматическими породами различного состава и возраста, а также в значительной мере представленное углеродистыми отложениями, является первоочередным объектом для проведения поисковых работ на благородно- и редкометальное оруденеиие.

3. Углеродистые отложения булатовской толщи относятся к кремнисто-углеродистой формации и характеризуются очень незначительной примесыо терри-геппого и карбонатного материала, что указывает на их накопление в пределах глубоководного открытого морского бассейна. Максимальная его глубина отмечена в осевой части, минимальная - восточной.

4. Метагипербазигы Ларинской группы тел по типу распределения всего спектра редкоземельных элементов, повторяющего хоидритовый, близки таковым Няшев-ского и Бараусского массивов. По-видимому, Ларипский купол является южным продолжением Ильменогорского блока и образует.с ним единую субмеридиональную структуру.

5. В ультрамафитах Арамильско-Сухтелинской зоны отчетливо проявлена широтная зональность, выраженная в более сильной степени деплетировапности гипер-базитов Миасс-Куликовского (западного) пояса относительно Казбаевского (восточного). В пределах Миасс-Куликовского пояса совмещены, по-видимому, реликты океанической коры СОХ и основания островной дуги, гипербазиты Казбаевского пояса прошли стадию деплетирования в процессе океанического рифтогенеза и сопоставимы с ультраосповпыми породами СОХ либо задуговых бассейнов.

6. Наименьшей степенью деплетирования характеризуются ультрабазиты северной части зоны. С севера на юг степень истощенности пород закономерно увеличивается.

7. Габброиды северной части зоны по химическому составу близки к габброи-дам, развитым в средипно-океанических хребтах. В области сочленения Арамильско-Сухтелинской зоны с Магнитогорской в ассоциации с альпинотипными гипербазита-ми развиты крайне пизкотитапистые габброиды. Они заметно отличаются от габброидов СОХ и приближаются по составу к габбро, драгированным в глубоководных желобах, и к вулканитам серии марианит-бонинит океанических островных дуг и глубоководных желобов.

У 23

8. По ряду геолого-петрографических, петро- и геохимических признаков габброиды Большаковского комплекса резко отличаются от габброидов офиолитового типа, развитых в пределах Арамильско-Сухтелинской зоны. Они не являются комагма-тами базальтов шемстовской толщи, как это предполагалось ранее, а сопоставимы с породами Магнитогорской габбро-гранитной формации. Образование габброидов Большаковского комплекса, вероятнее всего, связано с проявлением в пределах рассматриваемой структуры магматизма в режиме рифта на отмершей островной дуге.

9. Состав базальтов Арамильско-Сухтелинской зоны во времени закономерно менялся от траппоидов низов шеметовекой толщи к базальтам СОХ верхов шеметов-ской толщ. В дальнейшем (нижняя часть булатовской толщи), по мере раскрытия океанической структуры, появляются базальты с геохимическими характеристиками океанических островов.

10. Аналогов шеметовским базальтам в более восточных структурно-формационных зонах восточного склона Южного Урала нет. Ордовикские вулканиты Восточно-Уральского и Зауральского поднятий (маячная и увельская свиты) являются элементами грабеновых комплексов, а Восточно-Уральской синформы (саргазин-ская толща) - фронтальной части островных дуг. Единственным и близким аналогом шеметовских вулканитов являются базальты поляковской свиты, развитые в западном борту Магнитогорской мегазопы.

11. Территория Арамильско-Сухтелинской зоны в ордовикско-силурийское время являлась восточным флангом Магнитогорской, совместно образуя единую океаническую впадину. В раннем девоне (эмсе) растяжение сменилось сжатием, что привело к формированию здесь зоны субдукции с восточным падением и преимущественно известково-щелочных базальтов островодужного типа. В дальнейшем, большая часть ордовикских образований была поглощена в зоне субдукции: базальты поляковской свиты сохранились фрагментарно лишь в крайней западной части Магнитогорской мегазоны в виде блоков среди серпентинитового меланжа. Океанические базальты восточного ее фланга (шеметовская толща) в результате косой коллизии были шарьированы в восточном направлении на западный край Восточно-Уральского микроконтинепта.

Заключение

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Сначев, Александр Владимирович, Уфа

1. Опубликованная

2. Анцыгин Н.Я. Раниеордовикские трилобиты из разреза горы Маячной в Бре-динском районе / Докембрий и нижний палеозой Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР. 1978. с. 30-38.

3. Буряк В.А. Генетические особенности золото-сульфидной минерализации центральной части Ленской золотоносной провинции //Вопросы генезиса и закономерности размещения золотого оруденения Дальнего Востока. М.:Наука. 1966. С. 66-100

4. Вассоевич Н.Б., Корнилова Н.Н., Чернышов В.В. О содержании углеродистого органического вещества в континентальном секторе осадочной оболочки Земли // Вестник МГУ. Геология, 1973, №1. С.8-23.

5. Вертикальная аккреция земной коры. Факторы и механизмы /отв.ред. Леонов М.Г. М.: Наука, 2002. 462 с.

6. Вещественный состав третьего слоя океанической коры Северной Атлантики (40-510 с.ш.) /Силантьев С.А., Базылев Б.А., Клитгорд К.Д. и др. Геохимия, 1992, № 12, с. 1415-1435.

7. Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных горных пород // Геохимия. 1962. № 7.

8. Волохин Ю.П., Михайлов М.А. Источники кремнезема кремнистых пород восточной части Монголо-Охотской складчатой области// Геохимия и минералогия осадочных комплексов Дальнего востока. Владивосток. 1979. С. 21-42.

9. Волченко Ю.А., Коротеев В.А. Платинометальное оруденение палеоострово-дужпых комплексов Урала: платипоносные и палладиеносные пояса //Металлогения и геодинамика. Екатеринбург. 2000. с. 94-98

10. Вулканизм Южного Урала /И.Б. Серавкип, A.M. Косарев, Д.Н. Салихов и др. М.: Наука, 1992. 197 с.

11. Геология дна Филиппинского моря / под. ред. А.В. Пейве. М.: Наука, 1980. 262 с.

12. Геохимия магматических пород океана и зон сочленения океан-континент /Зопеншайп Л.П. и др. Новосибирск: Наука, 1984. 185 с.

13. Горбачев О.В., Созинов Н.А. Некоторые петрохимические и геохимические аспекты типизации углеродистых отложений докембрия. В кн.: Проблемы осадочной геологии докембрия. Выпуск 10. М., Наука, 1985.

14. Додин Д.А., Чернышов Н.М., Яцкевич Б.А. и др. Состояние и проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов (Результаты и направления исследований но программе "Платина России") // Платина России.М.: АОЗТ "Геоинформ-марк", 1995.-С. 7-48.

15. Дружинин B.C., Кощубин С.Н. Строение Южного Урала по Троицкому профилю ГСЗ // Советская геология, № 7, 1986, с. 24-31.

16. Ефремова С.В., Стафеев КГ. Петрохимические методы исследования горных пород. Справочное пособие. М.: Недра, 1985. - 512 с.

17. Знаменский С.Е. Позднеордовикско-раинесилурийский вулкапо-интрузивный комплекс северной части Магнитогорского мегасинклинория и связанное с ним ору-денение (Южный Урал). Препринт. Уфа, 1994. 20 с.

18. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд. лет) и строение Урала. Дисс. .д-ра геол.-мин. наук. Екатеринбург, 1998. 252 с.

19. Интерпретация геохимических данных /под. ред. Е.В.Склярова. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.

20. Кетрис М.П. Пегрохимическая характеристика терригенных пород// Ежегодник-1974 Института геол. Коми фил. АН СССР.-М.: ВИНИТИ. 1976. С. 32-38.

21. Киоо/сина M.J1. Палеогеография Урала в ордовикском периоде. М.: Наука, 1985. 189 с.

22. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.

23. Кориневский В.Г. Новые данные по стратиграфии и вулканизму позднего ордовика Южного Урала / Доордовикская история Урала. Свердловск. УНЦ РАН СССР. 1980. с. 54-59.

24. Коробейников А.Ф. Особенности распределения золота в породах черносланце-вых формаций, Геохимия № 12, 1985 г., с. 1747-1757.

25. Коротеев В.А., Кабанов Б.Л. Палеозойский вулканизм Восточно-Уральского поднятия на Южном Урале // Вулканические образования Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1978, с. 106-115.

26. Косарев A.M., Лазаренко Ю.С. Восточно-Уральский палеовулканический пояс: Препринт. Уфа: БНЦ УрО АН СССР. 1991.

27. Краснобаев А.А., Нечеухин В.М., Давыдов В А. и др. Цирконовая геохронология и проблема террейпов Уральской аккреционно-складчатой системы. Уральский минералогический сборник, 1998, № 8. Миасс. С. 196-206.

28. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск, 1985. 198 с.

29. Лазько Е.Е., Шарков Е.В., Богатиков О.А. Мантийные субстраты, их геохимическая типизация и роль в образовании подкоровых магм /Геохимия, 1993, №2. с. 165189.

30. Лутц Б.Г. Геохимия океанического и континентального магматизма. М.: Недра 1980. 247 с.т

31. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография. Ч. 1./ под. ред. О.А. Богатикова. М.: Наука, 1983/366 с.

32. Магматические горные породы. Основные породы, /под. ред. Шаркова Е.В./. М.: Наука 1985.488 с.

33. Магматические горные породы. Т.5. Ультраосновные горные породы /под ред. Шаркова Е.В./. М.: Наука, 1988. 508 с.

34. Мамаев Н.Ф. Геологическое строение и история развития восточного склона Южного Урала. Свердловск: УрО АН СССР, Тр. ИГ, вып. 73, 1965. 169 с.

35. Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия палеозойских образований Уча-линского района Башкирии. Уфа, ИГ УНЦ РАН, 2000, 140 с.

36. Мылановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра. 1976. 217 с.

37. Ордовикские отложения Южного Урала // Маслов В.А., Артюшкова О.В., Мав-ринская Т.М., Якупов P.P. / Палеогеография веида-раннего палеозоя северной Евразии. Екатериибарг: УрО РАН, 1998. С.67-74.

38. Пейве А.В. Океаническая кора геологического прошлого // Геотектоника. 1969, №6, С. 3-23.

39. Первые результаты ревизии, стратиграфии поляковской свиты по конодонтам // Иванов К.С., Пучков В.Н., Наседкина В.А., Пелевин И.А. / Ежегодник-1988, ИГГ УрО РАН. Свердловск, 1989. с. 12-13.

40. Петров Б.В., Макрыггиш В.А. Геохимия регионального метаморфизма и ультраметаморфизма. Новосибирск, 1975. 342 с.

41. Петрогеохимические и геодинамические особенности формирования 0-S| базальтов восточного склона Южного Урала // Савельев Д.Е., Сиачев А.В., Пучков В.Н., Сначев В.И. / Геологический сборник №5, ИГ УНЦ РАН. Уфа. 20056. (в печати).

42. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей /отв.ред. О.А. Богатиков. М.: Наука, 1987. 336 с.

43. Петрохимические методы исследования горных пород. М.: Наука. 1975.

44. Петрохимия магматических формаций. Справочное пособие /Орлов Д.М., Лип-пер Г.Н., Орлова М.П., Смелова Л.В. Л.: Недра, 1991. 299 с.

45. Плюснин К.П., Плюснина А,А., Зенков И.И. Новые данные о граптолитовых сланцах восточного склона Южного Урала // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1965. №11. С. 121-123

46. Происхождение вулканических серий островных дуг /Т.И. Фролова, И.А. Бурпкова, А.В. Гущин и др. М.: Недра, 1985. 275 с.к?

47. Пучков В. Н., Иванов К. С. К стратиграфии черносланцевых толщ на востоке Урала. Ежегодник-1988 ИГиГ УФ АН СССР, Свердловск, 1989 с. 4-7.

48. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа, 2000. 145 с.

49. Пучков В.Н., Светлакова А.Н. Строение Южного Урала по Троицкому профилю ГСЗ//ДАН СССР, 1993, т. 333, №3, с. 348-351.

50. Разрез палеозойской океанической коры в южных Мугоджарах: реконструкция спрединга и палеорельефа / Зопеншайн Л.П., Корипевский В.Г., Матвиепков В.В., Хайн В.В. // Геотектоника. 1985, №3. С. 5-20.

51. Рссстр хромитовых месторождений в альпинотиппых гипербазитах Урала, /под. ред. Персвозчикова Б.В./. Пермь, КамНИИКИГС, 2000, 474 с.

52. Ронкии Ю.Л., Pereira A., Jlenuxutia О.П. Sm-Nd систематика Магнитогорской группы массивов // Грапитоидные вулкано-плутонические ассоциации: Тез. докл./ Всеросс. Совещ. Сыктывкар: ИГ КНЦ РАН, . 1997. С. 41-42.

53. Рыкус М.В., Сначев В.И. Особенности палеозойского углеродистого осадкона-копления Сысертско-Ильменогорской зоны Южного Урала. В кн.: Осадочные бассейны: Закономерности строения и эволюции, минерагения. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. С. 112-114.

54. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Романовская М.А. Новые данные по геохимии полосчатого комплекса массива Средний Крака (Южный Урал) П Вестник МГУ. 2000, №6.

55. Савельев Д.Е., Сначев В.И. Размещение базит-гипербазитовых комплексов Южного Урала // Геологический сборник, 2003, №3, Уфа, ИГ УНЦ РАН, с. 162-167

56. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Романовская М.А. Петрогеохимическая зональность габбро-гипербазитовых массивов 10. Урала / Вестник МГУ, сер. геол., 2005, №6, с. 96-101.

57. Савельев Д.Е., Сначев В.И., Романовская М.А., Сначев А.В. Геолого-гсохимическая зональность базит-гипербазитового магматизма Южного Урала. Вестник МГУ, 2006, №1. С. 25-31

58. Савельев Д.Е., Сначев А.В., Пучков В.Н., Сначев В.И. Особенности формирования базальтов восточного склона Южного Урала в раннепалеозойское время // Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана. Уфа, ИГ УНЦ РАН, 2005. С. 108-112.

59. Савельева Г.Н. Габбро-гипербазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука. 1987.

60. Салихов Д.Н. Составы базальтов кембрия, ордовика и раннего силура на Южном Урале /Геологический сборник №4. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2004. с. 106-122.

61. Семененко Н.П., Головко Н.И., Жуков Г.В., Ладнева В.Д., Макухина А.А. Петрография железисто-кремнистых формаций Украинской ССР. Киев, Изд-во АН УССР, 1956.

62. Семенов И.В. Состав РЗЭ в палсоокеапичсских базальтах Урала и океанских толеитах как индикатор глубин парциального плавления в верхней мантии. Препринт. Свердловск: УрО РАН СССР, 1990.

63. Серавкин И.Б. Тектопо-магматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса Геотектоника, 1997, № 1, с. 32-47.

64. Силантьев С.А. Условия формирования плутонического комплекса Средиино-Атлантического хребта, 13-17° с.ш. /Петрология, 1998, т.6, №4, с.381-421.

65. Сиачев А.В. Условия формирования углеродистых отложений Восточно-Уральского поднятия // Металлогения древних и современных океанов-2001. История месторождений и эволюция рудообразования. Миаее: Геотур, 2001. С. 292-295.

66. Сиачев А.В., Рыкус М.В., Сиачев В.И. Благородные металлы в углеродистых отложениях южной части Арамильско-Сухтелинской зоны // Геологический сборник №3 / ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2003. С. 180-185.

67. Сначев А.В. Благородные металлы в углеродистых отложениях обрамления Ларииского купола (Арамильско-Сухтелииская зона Ю.Урала) // Геологический сборник №4/ИГ УНЦ РАН. Уфа. 2004. С. 154-160.

68. Сначев В.И., Мавринская Т.М. Некоторые проблемы стратиграфии Полетаев-ской площади / Ежегодник 1994. Уфа, ИГ УНЦ РАН. 1995. с. 33-34.

69. Созинов Н.А., Горбачев О.В. Углеродистые формации и их эволюция в истории Земли. Эволюция осадочного рудообразования в истории Земли. М., Наука, 1984.

70. Созинов Н.А., Горбачев О.В., Чистякова Н.Н. и др. Углеродисто-фосфатные конкреции в докембрии и фаперозое (сходство и различия) // Конкреции докембрия. Л., 1989. С. 51-59.

71. Страхов Н.М. Гидродинамический механизм распределения Copr, SiC>2 и СаСОз в океаническом осадконакоплении. Литология И полезные ископаемые, 1978, №1.

72. Строение зоны разлома Зеленого мыса: Центральная Атлантика /10.М. Пущаровский, А.А. Пейве, Ю.Н. Разницып и др. М.: Наука, 1989. 199 с.

73. Таловипа И.В., Лазаренков В.Г. Распределение и генезис платиноидов в никелевых рудах Сахаринского и Елизаветинского месторождений, Урал // Литология и полезные ископаемые. 2001. №2. С. 134-141.

74. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-уральское поднятие и Зауралье) / Труды лаборатории складчатых поясов. МГУ, 2002, 120 с.

75. Тектоника Урала: Объяснительная записка к тектонической карте М 1: 1000000 /А.В. Пейве, С.I I. Иванов, В.М. Нечеухин и др. М.: Наука, 1977. 120 с.

76. Тимофеев П.П., Холодов В.Н., Хворова И.В. Эволюция процессов осадконакоп-ления на континентах и в океанах// Литология и полезные ископаемые 1983. №5. С. 323.

77. Толеитовые базальты Красного моря //Альмухамедов А.И., Жюто Т., Матвееп-ков В.В. и др./ Геохимия магматических пород океана и зон сочленения океан-континент. Новосибирск: Наука, 1984. с.41-59.

78. Фериипатер Г.Б., Беа Ф. Геохимическая типизация Уральских офиолитов //Геохимия. 1996, №3. с. 195-218.

79. Фериипатер Г.Б., Беа Ф. Геохимические особенности уральских гранитоидов, производных разных по составу магм // Геохимия, № 1 1, 1993. С. 1579-1599.

80. Фролова Т.Н., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М.: МГУ, 1997. 320 с.

81. Хворова И.В. Кремненаконление в геосинклинальных областях прошлого. В кн.: Осадкопакопление и полезные ископаемые вулканически областей прошлого, т.1. Москва, Наука, 1968.

82. Хворова И.В., ЛисицинаН.А., Богданов Ю.А. Осадки рифтовой зоны хр. Рей-кьянес (58° с.ш.) Литология и полезные ископаемые, 1985, №3.

83. Холодов В.И. Осадочный рудогепез и металлогения ванадия. М.: Наука, 1973,275 с.

84. Чеспоков С.В. Проблема ильменогорских гнейсов /Ильменогорский комплекс магматических и метаморфических пород. Труды Ильменского государственного заповедника. Вып IX. Т.1. Свердловск. УФА11 СССР. 1971.

85. Чехович П.А., Живкович А.Е. Редкоземельные элементы в пелагических известняках как индикаторы налеотектонической обстановки (нижнесергеевский меланж, Средний Урал)// ДАН СССР. 1991. Т. 316. №3. С. 693-697.

86. Шаякубов Т.Н. Золоторудное месторождение Муруптау, Ташкент, 1998, 539 с.

87. Эвгеосинклипальные габбро-гранитоидные серии / Г.Б. Ферштатер, JI.B. Малахова, Н.С. Бородина и др. М.: Наука, 1984. 264 с.

88. Юдович Я.Э., Беляев А.А., Кетрис М.П. Геохимия и рудогеиез черных сланцев Пай-Хоя. СПб.: Наука, 1998. - 366с.

89. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Химическая классификация осадочных горных пород. Сыктывкар: Коми фил. АН СССР, 1986, 34 с. (Сер. препр. "Науч. докл.". Вып. 148).

90. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимия черных сланцев, Ленинград, Наука, 1988, 271 стр.

91. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Элементы-примеси в черных сланцах. Екатеринбург, 1994, 304 с.

92. Юдович Я.Э., Кетрис M.II., Шулепова А.П., Лавренко Н.С. Геохимическая диагностика вулканогенного материала в чернослапцсвых отложениях Лемвинской зоны Урала//Геохимия. 1986. № 10.С. 1464-1476.

93. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования) Ек., 1998. 203 с. (УРО РАН).

94. Arc-Continent Collision in the Southern Urals: Petrogenetic Aspects of the Forearc-Arc Complex. / P. Spadea, M.D. Antonio, A. Kosarev et al. /American Geophysical Union. Washington, DC, 2002, c. 101-134.

95. Boyion, W. V., Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies, in Rare Earth Element Geochemistry, pp. 63-114, Elsevier, Amsterdam et al., 1984.

96. Deformation-driven differentiation of granitic magma: The Stcpninsk pluton of the Uralides, Russia / F. Bea, G.B. Fershtater, P. Montero et al / Lithos. 2005. V.81. P. 209-233.

97. Haskin M.A., Haskin L.A. Rare earth in European shales: a redetermination. //Science. 1966. V.154. P. 507-509.

98. Sun, S. S., Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle, Geochim. Cosmochim. Acta, 46, 179-192, 1982.

99. Бабкин В.В., Шалагинов Э.В., и др. Отчет о результатах геологического доизу-чения Арсинской площади в масштабе 1:50 ООО (N-40-84-r и N-41-73-B). УГУ. Ч., 1976.

100. Бердюгип Ю.П., Малолетко И.Г., Денисов В.Г. и др. (ред. Соболев И.Д.). Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 ООО, лист N-41-X1X. Объяснительная записка. Уралгеология, Св., 1986.

101. Долгова О. Я. Палеонтолого-стратиграфическое изучение типовых разрезов пограничных отложений докембрия и нижнего палеозоя в Сысертско-Ильменогорской структурпо-формациоипой зоне. Т. 1 и 2. Тер "Чел. ТФГП". 1988.

102. Долгова О. Я., Eoiiko И. И. Отчет по теме: " Биостратиграфическое и литологи-ческое изучение разрезов фосфоритоносных отложений верхнего докембрия нижнего палеозоя района Ильменских - Вишневых гор за 1982-1986 гг. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1986.

103. Дружинин B.C., Кощубин С.Н. и др. Сейсмический разрез земной коры и верхней мантии по Троицкому профилю. Баженовская ГГП, ПГО "Уралгеология". Челябинск, 1986.

104. Кораблев ГГи др. Отчет по теме: Сопоставление комплекта карт М 1:500000 на территории Челябинской области в связи с задачами Геолкарты 200 (новая серия). Миасс, 1999, 209 стр.

105. Левин В. Я., Панков Ю. Д. Геология, стратиграфия и поиски редких металлов южной и средней частей Восточного склона Ильменских гор. Предварительный отчет. Миасский район Челябинской области. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1962.

106. Левин В.Я., Жилин И.В. Сводный отчет о геологосъемочных работах масштаба 1:10000, проведенных Ильменогорским ГСО на территории Ильменского государственного заповедника им. В.И. Ленина в 1958-1963 г.г. Т. 1-5. ТФ "Чел. ТФГИ". 1964.

107. Мамаев Н. Ф., Захаренкова В. Ф. Геологическая, карта Урала, масштаба 1:100000, лис™ N 41-37 (южная половина) и N 41-49. Отчет о работах Миасской по-исково-сьемочной партии за 1953-54 г.г. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1954.

108. Мамаев Н.Ф. Геологическая карта Урала масштаба 1:100000, листы N 41-26 и N 41-38. Отчет о работе Миасской геологосъемочной партии за 1952-1953 г.г. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1953.

109. Мирлин Г. А. Очерк геологического строения юго-восточной части Миасского и северо-западной части Кочкарского районов на'восточном склоне Урала. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1935. .

110. Ненахов М.Е., Смирнова Е.А. Отчет Шуртандинскоп поисково-съемочной партии за 1953 г. УГУ, Свердловск, 1953.

111. Овчинников Л. Н., Степанов А. И., Краснобаев А. А. и др. Обзор данных по абсолютному возрасту геологических образований Урала. В сб.: Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Тр. II УПС, I. Свердловск: УФАН СССР, 1969. С. 173-204.

112. Олерский П.К., Олерская Р.С. Отчет Еланской геолого-поисковой партии за 1953 г. о результатах поисково-ревизионных работ полиметаллических руд в Миас-ском и Чебаркульском районах Челябинской области. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1954.

113. Плюснин К.П. Структурно-тектоническая карта Урала масштаба 1:1000 ООО (Объяснительная записка). 1994. ФГУ «ЧелТФГИ».

114. Роненсон Б. М., Левин В. Я. Палингенно-метасоматические образования северной части ильменогорского щелочного комплекса. В сб.: Щелочные породы и гранитоиды Южного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, Тр. ИГЗ, вып. XXIV. 1979. С. 3-30.

115. Роненсон Б. М., Утенков В. А., Иванов Б. Н. Геологическое строение и история формирования щелочного комплекса Ильменских гор. Т. 1-4. Фонды ИГЗ. 1980.

116. Симбирцев Н. С. Геологическая карта Урала масштаба 1:50 000, листы N 41-37-Г (вост.пол.), N 41-38-В и N 41-38-Г (западная половина). Отчет о геолого-съемочных работах в Чебаркульском районе Челябинской области. Т. 1. ТФ "Чел. ТФГИ". 1948.

117. Тевелев A.M., Кошелева И.А. и• др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000, серия Южноуральская, лист N-41-XIX. Объяснительная записка. 2002. ФГУ «ЧелТФГИ».

118. Турбанов В. Ф. Изучение структурно-геологических и металлогенических особенностей чернослапцевой формации Арамильско-Сухтелинского и Сысертско-Ильменогорского мегаптиклинория. Т. 1 и 2. ТФ "ЧелТФГИ". 1988.fib

119. Турбанов В. Ф., Панков Ю. Д., Парашина Т. Н. Геологическая карта Урала масштаба 1:50000, листы N-41-37-B, Г. Отчет о работах Кундравинского ГСО, проведенных в Чебаркульском районе Челябинской обл. в 1964-66 г.г. Т. 1 и 2. ТФ "Чел. ТФГИ". 1966.

120. Турбанов В.Ф.,'Панков ЮД. и др. Отчет о результатах геологосъемочных ра-ботпа площади планшетов N-41-49-A, N-41-61-А, проведенных Кумлякским ГСО в Уйском и Пластовском районах Челябинской области. 1975.ФГУ «ЧелТФГИ».

121. Турбанов В.Ф. и др. Геологическая карта Урала масштаба 1:50000, листы N-41-49-А и В (Отчет Булатовского геологосъемочного отряда о работах, прведенных в Чебаркульском и Уйском районах Челябинской области в 1967-69 г.г) ЧГРЭ, Челябинск, 1969.

122. Фролова Т.Н., Рудник Г.Б. Отчет о геологосъемочных и картосоставительских работах масштаба 1:5000 листов N-40-48-B, N-40-48-T, N-40-60-B. Миасский район Челябинской области и Учалииский район БАССР. Миасская договорная партия, Москва, 1963.

123. Черменинов Б.А., Черменинова И.В. Геологическая карта Урала масштаба 1:50 000. Планшеты N-41-61-В, N-41-73-A. УГУ. Св., 1954.

124. Шагина Р.Н., Батанин А.И. и др. Геологическая карта масштаба 1: 50 000. Листы N-41-74-A и В, N-41-85-B и Г, N-41-86-A (Отчет Чесменского геологосъемочного отряда о результатах геологосъемочных работах за 1958-65 г.г.). УГУ. Ч., 1965.

125. Шалагинов Э.В. Геологическое доизучение Неплюевской площади в М 1:200000 листов N-41-XXV (зап. часть) и N-41-XXXI (сев.-заи. часть) ТФ "ЧелТФ-ГИ", 1988.

126. Щулькин Е.П., Кузнецов Н.С. и др. Отчет о результатах геологической съемки масштаба 1:50 000 листов N-41-51-A; 62-Б,Г; 63-А-а,в; 74-Б-а,б. Уралгеология. Ч., 1986.

127. Мс-5 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Маслово 89,50 0,11 4,09 0,50 - 2,00 0.50 0,08 0,48 0,01 - - 2,26 99,53 1427,37 0,053

128. Н-04 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 94,16 0,05 1,50 0,50 0,98 0,60 0.98 0,25 0,03 0,18 - - 0,83 99,09 1529,34 0,022

129. Н-05 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 92,00 0,04 3,70 1,20 0,57 0,20 0,01 1,25 0,13 1,02 - - 0,72 100,04 1481,07 0,054

130. Н-07 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 94,00 0,02 1,80 1,00 0,57 0,40 0,01 1,00 0,05 0,27 - - 0,52 99,63 1544,68 0,030

131. Н-24 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 96,23 0,01 0,43 1,00 0,57 0,20 0,57 0,25 0,13 0,13 - - 0,80 99,85 1584,23 0,015

132. Н-25 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 90,00 0,09 3,83 0,80 0,57 0,80 0,57 1,25 0,13 0,22 - - 0,80 99,49 1451,17 0,052

133. Ник-01/2 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 96,10 0,04 0,40 0,60 - 0,40 0,10 0,02 0,15 0,01 - - 1,28 99,10 1615,91 0,011

134. Ник-03 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 98,10 0,02 0,15 0,30 - 0,20 0,10 0,01 0,02 0,00 - - 0,10 99,00 1641,33 0,005

135. Ник-08 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 95,00 0,06 1,20 0,60 - 0,10 0,20 0,20 0,14 0,01 - - 1,60 99,12 1600,02 0,020

136. Ник-10/6 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 94,60 0,06 0,40 0,10 - 0,60 0,18 0,08 0,15 0,22 - - 2,94 99,33 1610,59 0,006

137. Ник-12/2 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 97,00 0,05 0,60 0,40 - 0,40 0,10 0,03 - -

138. Ник-13 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 97,00 0,10 0,60 0,50 - 0,40 0,20 0,06 0,10 0,01 - - 0,40 99,37 1609,12 0,012

139. Ник-2/1 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 96,00 0,02 0,60 0,30 - 0,40 0,28 0,05 0,15 0,00 - - 1,90 99,70 1611,17 0,010

140. Ник-4/3 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 95,00 0,08 0,30 0,30 - 0,60 0,10 0,06 0,14 0,04 - - 2,70 99,28 1614,85 0,007

141. Ник-7/1 09 Юг I сланец углеродисто-кремнистый Никольское 97,75 0,03 0,30 0,30 - 0,30 0,20 0,06 0,02 0,00 - - 0,20 99,20 1628,65 0,006

142. Пл-5400-1 09 Юг I алевролит углеродистый Никольское 87,04 0,19 4,01 0,76 0,58 0,01 0,32 1,00 0,20 1,18 0,90 0,03 3,22 99,43 1433,72 0,064

143. Пл 5401 09 Юг i сланец углеродисто- серицит- кремнистый Никольское 87,70 0,38 6,48 0,61 0,38 0,01 0,72 0,36 0,20 1,75 0,57 - 0,03 3,36 102,54 1379,86 0,09

144. Мс-11 10 Юг i сланец углеродистый Маслово 93,15 0,04 0,80 0,60 - 0,40 0,08 0,03 0,14 0,01 - - 3,74 98,99 1604,20 0,015

145. Мс-8/1 10 Юг i сланец углеродистый Маслово 95,60 0,06 0,88 0,60 - 0,60 0,08 0,08 0,15 0,01 - - 1,40 99,38 1593,97 0,016

146. Пл-257 10 Юг V сланец углеродистый Лесное 92,28 0,15 3,00 0,23 0,70 0,01 0,18 0,29 0,21 0,83 0,27 0,03 2,38 100,55 1523,84 0,044

147. Пл-923-1 10 Юг I сланец Углеродсодержа-щий Приданниково 94,42 0,04 1,12 0,01 0,39 0,01 0,16 0,14 0,16 0,36 0,02 - 2,64 99,47 1605,46 0,017

148. Б-62 11 Юг II сланец кремнисто-углеродистый Булатово 94,05 0,10 1,27 0,20 1,33 0,07 0,51 0,40 0,22 0,39 0,04 - 0,86 99,44 1554,52 0!031

149. Пл-905-1 12 Центр Ill сланец углеродистый Восточный 86,84 0,13 2,48 0,03 0,64 0,01 0,36 2,02 •0,05 0,84 0,03 - 0,03 5,82 99,28 -1472,71 0,038

150. Пл-905-2 12 Центр III сланец углеродистый Восточный 91,62 0,11 2,10 0,26 0,35 0,02 0,64 0,36 0,10 0,05 0,15 0,03 4,56 100,35 1546,03 0,031

151. Пл-905-3 12 Центр III сланец углеродсодержа-щий Восточный 94,28 0,07 1,58 0,09 0,53 0,24 0,48 0,29 0,05 0,58 0,00 - 2,30 100,49 1564,91 0,024

152. Пл-2715 13 Юг V алевролит углеродисто-кварцевый Степнинский 87,96 0,19 3,97 0,65 0,43 0,01 1,00 0,84 0,22 1,25 0,03 0,02 3,50 100,07 1430,88 0,060

153. Пл-9057-1 13 Юг V кварцит углеродистый Кумляк 93,70 0,06 1,20 0,50 i.oq 0,02 0,50 0,14 0,08 0,35 0,0 f 0,02 2,60 100,24 1567,37 0,030

154. Пл-185 14 Юг V кварцит графитистый Магадеево 87,80 0,24 2,69 0,08 1,21 0,01 0,40 0,86 0,30 1,27 0,14 0,05 3,69 98,74 1483,08 0,048

155. Пл-5092 14 Юг V кварцит графитистый, плойчатый Кумляк 94,40 0,06 1,16 0,14 0,36 0,01 0,61 0,42 0,12 0,55 0,05 0,05 0,40 98,33 1569,41 0,018

156. Пл-907-1 15 Юг II сланец Угперодсодержа-щий Заозерный 97,32 0,03 0,50 0,09 0,36 0,02 0,12 0,50 0,04 0,14 0,28 - 0,92 100,32 1612,70 0,010

157. Пл-914-1 15 Юг II сланец Углеродсодержа-щий Токмакский 92,78 0,12 2,22 0,21 0,35 0,01 0,06 0,07 1,01 0,77 0,02 - 2,52 100,14 1556,04 0,031

158. Ми-98-56 05 Центр III сланец кремнисто-углеродистый Ступино 8,15 16,50 1,95 7,47 2,01 0,28 1,70 0,20 0,93 0,17 0,34 0,04 0,17 0,02

159. Ми-98-60 05 Центр III сланец кремнисто-углеродистый Половинка 8,14 16,00 1,79 7,00 1,77 0,11 2,20 0,34 2,00 0,45 1,30 0,20 1,11 ■ 0,18

160. Пл 5/1 12 Центр III сланец углеродсодержащий Восточный 11,7 23,0 2,81 11,6 3,2 0,34 4,0 0,57 3,09 0,65 1,72 0,24 1,23 0,19

161. Пл 5/2 12 Центр III сланец углеродсодержащий Восточный 10,1 26,5 3,85 20,0 6,56 0,94 8,7 1,2 6,41 1,29 3,28 0,44 1,98 0,31образцов Выборка Полоса Пластина Порода Разновидность Привязка La Се Рг Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

162. Мс-5 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Маслово 4,02 7,90 0,82 3,10 0,74 0,03 1,08 0,18 1,19 0,30 0,90 0,15 0,91 0,17

163. Н-11 09 Юг 1 сланец Светло-серый Никольское 3,11 5,72 0,62 2,31 0,57 0,09 0,67 0,11 0,59 0,13 0,34 0,05 0,28 0,05

164. Н-24 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 9.27 19,10 2,29 9,48 2,55 0,70 2,77 0,37 1,82 0,36 0,85 0.11 0,51 0,07

165. Н-25 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 11.10 19,00 2,03 7,12 1,71 0,32 2,25 0,35 2,10 0,45 1,30 0,20 1,12 0,18

166. Н-4 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 5,76 11,70 1,41 5,66 1,51 0,48 1,59 0,22 1,21 0,24 0,63 0,09 0,44 0,07

167. Н-5 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 13.00 22,80 2,43 8,90 2,17 0,12 2,24 0,30 1,60 0,33 0,79 0,11 0,51 0,08

168. Н-7 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 5,48 11,40 1,43 5,90 1,59 0,13 1,90 0,28 1,58 0,34 0,88 0,13 0,64 0,10

169. Н-9 • 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 9.30 16,90 1,87 6,78 1,63 0,09 1,85 0,27 1,47 0,31 0,78 0,11 0,55 0,09

170. Ник-1/2 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 2.61 6,40 0,91 4,43 1,39 0,07 1,92 0,29 1,72 0,38 1,07 0,16 0,86 0,14

171. Ник-10/6 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 7,58 14,90 1,60 6,32 1,59 0,30 1,96 0,29 1,70 0,37 1,02 0,15 0,80 0,13

172. Ник-12/1 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 0,69 i,5q 0,22 0,98 0,32 0,07 0,41 0,06 0,36 0,08 0,22 0,03 0,17 0,03

173. Ник-12/2 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 1,21 2,48 0,37 1,25 0,37 0,03 0,43 0,06 0,35 0,07 0,18 0,03 0,14 0,02

174. Ник-13 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 0,66 1,61 0,23 1,16 0,40 0,03 0,63 0,11 0,69 0,17 0,50 0,08 0,48 0,09

175. Ник-2/1 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 2,30 5,35 0,73 3,42 1,04 0,07 1,36 0,21 1,20 0,27 0,72 0,11 0,56 0,09

176. Ник-3 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 1,19 2,54 0,33 1,51 0,45 0,11 0,62 0,10 0,55 0,13 0,34 0,05 0,28 0,05

177. Ник-4/3 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 2,36 6,03 0,91 4,73 1,62 0,24 2,20 0,33 1,87 0,42 1,13 0,17 0,91 0,15

178. Ник-7/1 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 3,38 6,98 0,85 3,70 1,06 0,01 1,32 0,19 1,05 0,22 0,57 0,08 0,43 0,06

179. Ник-8 09 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Никольское 1,82 3,68 0,46 1,92 0,51 0,07 0,66 0,10 0,59 0,13 0,35 0,05 0,29 0,05

180. Мс-11 10 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Маслово 2,20 5,98 0,95 5,22 1,92 0,05 2,55 0,37 2,13 0,45 1,22 ' 0,18 0,93 0,15

181. Мс-8/1 10 Юг 1 сланец кремнисто-углеродистый Маслово 3,74 10,40 1,63 8,90 3,18 0,04 3,00 0,37 1,77 0,33 0,72 0,09 0,40 0,05

182. Пл 3632 11 Юг алевролит кремнистый, углеродсо-цержащий Булатово 0,9 2,97 0,57 3,73 1,68 0,59 2,0 0,27 1,46 0,29 0,7 0,093 0,45 0,065

183. Пл 3633 11 Юг II алевролит углеродсодержащий Булатово 0,98 2,26 0,32 1,51 0,48 0,1 0,65 0,11 0,59 0,13 0,36 0,053 0,29 0,049

184. Пл 3377-1 14 Юг V кварцит углеродсодержащий Магадеево 0,52 1,49 0,24 1,37 0,53 0,079 0,68 0,1 0,53 0,11 0,27 0,038 0,19 0,03

185. Пл 3404-1 14 Юг V кварцит углеродсодержащий Магадеево 3,69 8,42 1,06 4,5| 1,26 0,0971 1,96 0,34 2,23 0,53 1,61 0,27 1,62 0,29

186. Пл 5092 14 Юг V кварцит рафитистый, ллойчатый Гусары 0,71 1,62 0,22 1,02 0,33 0,03 0,51 0,091 0,6 0,16 0,49 0,081 0,51 0,095

187. Химический состав гипербазитов Арамильско-Сухтелинской зоны1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 139075 9070 9049 9163 9164 9101 9060 9186-1 9186 7360 7359 9088 9096

188. Si02 40,72 41,08 41,71 41,80 42,85 42,00 42,68 40,80 37,32 38,90 41,92 39,95 41,01

189. ТЮ2 0,03 <0,01 0,02 0,01 0,01 <0,01 <0,01 0,08 0,02 0,21 0,02 <0,01 <0,01

190. А120з 1,06 0,91 0,94 0,70 0,58 0,59 0,55 3,30 0,50 4,91 0,72 0,82 0,64

191. Fe203 5,03 4,22 4,24 2,87 2,35 3,74 3,40 6,23 9,83 6,64 3,69 7,18 5,38

192. FeO 3,06 2,85 2,50 3,92 4,32 3,63 3,13 3,46 1,85 4,05 4,05 0,78 2,20

193. MnO 0,12 0,08 0,06 0,09 0,02 0,07 0,05 0,10 0,09 0,09 0,06 0,09 0,12

194. MgO 37,67 37,88 38,08 37,16 36,55 37,67 37,57 32,61 36,06 32,82 37,07 37,07 38,08

195. CaO <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 2,94 0,59 0,59 <0,01 <0,01 <0,01

196. Na20 0,25 0,25 0,26 0,07 0,08 0,24 0,24 0,11 0,07 0,13 0,10 0,24 0,26

197. K20 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,04 0,04 0,04 0,04 0,05 0,05

198. P2O5 0,005 0,005 0,009 0,005 0,005 0,005 0,005 0,005 0,209 0,031 0,084 0,005 0,005

199. ППП 11,02 11,58 11,50 11,96 11,36 11,36 11,38 9,34 12,06 10,14 11,50 12,76 11,78сумма 99,64 99,50 100,05 99,17 98,82 99,84 99,48 99,42 99,41 99,13 99,81 99,60 100,06

200. Cr 2491 2053 2579 1341 2217 1669 1669 1423 3832 2053 2053 2596 1960

201. Ni 1729 1965 2043 2515 2279 1650 1257 1179 1336 1729 1729 4670 1573

202. Co 94 87 71 63 102 79 87 134 71 71 . 71 163 1201. Продолжение приложения 314 15 16.• 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 279057-1 9084 Лр-4/1 Лр-6/1 Мс-14/1 Мс-15/2 Ам-8 Ам-16 Пл-12/20 Пл-12/22 Пл-12/19 Ам-34 Мг-2/1 Кул-1/1

203. Si02 41,51 43,45 43,5 45,7 41,6 42 39,5 36 40,4 41,38 38,94 40,75 40,3 37,0

204. Ti02 0,01 <0,01 0,06 0,06 0,11 0,1 0,1 0,06 0,13 0,07 0,03 •0,11 0,06 0,06

205. Al203 0,64 0,54 1,8 1,1 2,6 2,1 0,6 1,1 4,65 0,98 1,57 1,1 1,2 1,08

206. Fe203 4,27 1,85 7,3 6,3 8,5 8,5 14 14,5 4,73 8,08 9,85 9,3 6,8 10,0

207. FeO 3,13 5,05 - - - - 4,54 2,8 3,48 - -

208. MnO 0,07 0,09 0,05 0,06 0,13 0,02 0,09 0,1 0,13 0,19 0,15 0,08 0,05 0,09

209. MgO 37,67 37,07 35,8 33,6 36 36 35,2 36,4 33,41 34,06 35,24 37,0 38,4 38,0

210. CaO 0,05 <0,01 0,5 0,5 0,28 0,42 0,5 0,5 1,64 2,14 0,05 1,0 0,56 1,0

211. Na20 0,26 0,22 0,2 0,2 0,2 0,2 0,12 0,12 0,41 0,49 0,06 0,12 0,3 0,12

212. K20 0,05 0,05 0,1 0,05 0,03 0,03 0,05 0,05 0,08 0,08 0,07 0,05 0,03 0,06

213. P205 0,005 0,005 сл. сл. 0,01 сл. сл. сл. 0,027 0,009 0,005 0,01 0,02 0,01

214. ППП 11,86 11,56 10,36 11,72 10,44 10 9,76 11,24 10,3 9,42 10,82 9,68 11,88 12,6сумма 99,96 100,42 99,67 99,29 99,9 99,37 99,92 100,1 100,5 99,7 100.21 99,2 99,6 100,02

215. Cr 2913 1543 2405 1879 1470 1300 1130 1670 2457 2016 2129 1773 1600 2350

216. Ni 4510 1967 1350 940 1840 1510 1140 830 990 450 760 835 1045 1060

217. Co 151 110 92 78 78 54 85 57 96 98 134 78 71 85

218. Химический состав пироксенитов и габброидов Арамильско-Сухтелинской зоны1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 149162 9046 9162-1 367-2 9101-1 7358 7361 9186-3 Пл-12/б П л-12/8 Пл-12/18 Ам-15/2 Пл-12/1 Пл-12/3

219. Si02 46,48 45,48 46,16 63,64 48,04 46,02 49,54 51,26 53,58 50,56 48,02 44,00 54,02 52,16тю2 0,19 0,56 0,14 0,52 1,15 0,11 0,87 0,36 0,07 0,19 0,1 0,11 0,29 0,3

220. АЬОз 4,20 12,84 14,80 16,00 15,79 21,30 14,58 17,07 2,77 4,99 1,28 16,9 17,45 11,06

221. Fe203 3,17 4,22 1,30 1,77 3,07 1,44 3,22 2,05 2,21 1,54 4,37 9 1,8 2,16

222. FeO 4,12 7,83 3,20 4,06 7,54 2,91 7,40 3,41 6,03 6,16 3,34 3,61 5,4

223. MnO 0,15 0,20 0,08 0,09 0,17 0,06 0,11 0,06 0,12 0,19 0,2 0,12 0,1 0,16

224. MgO 27,54 10,61 12,45 2,50 7,54 8,50 8,50 6,88 21,22 18,95 26,06 13,0 6,25 12,71

225. CaO 6,41 15,17 13,70 4,83 11,09 14,73 10,90 14,73 10,95 13,36 10,28 12,5 8,93 10,33

226. Na20 0,10 0,97 1,62 5,00 4,00 1,87 2,46 2,75 0,4 0,64 0,36 1,54 4,9 2,7

227. K20 0,04 0,25 0,70 0,63 0,16 0,09 0,14 0,10 0,05 0,12 0,08 0,1 0,12 0,14

228. P205 0,005 0,031 0,005 0,179 0,080 0,005 0,021 0,056 0,03 0,009 0,005 0,053 0,027ппп 6,38 1,80 5,24 1,42 1,76 2,50 1,86 2,10 2,42 2,36 5,36 2,48 1,9 1,86сумма 98,78 100,05 99,39 100,64 100,44 99,53 99,60 100,83 99,85 99,06 99,45 99,75 99,42 99,01

229. Cr 3729 113 181 74 - 116 119 1398 978 2102 600 230 464

230. Ni 300 150 200 490 - 310 220 70 180 930 160 470 147

231. Co 60 30 41 38 - • 31 33 48 46 50 64 25 431. Продолжение приложения 415 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28

232. Пл-12/1 1 Пл-12/13 Пл-12/17 Ам-32/2 Ам-31/1 Мг-5/1 Мг-5/2 Кд-4/1 Кул-7/1 Кул-5/1 Кул-8 Пл-8/3 Пл-8/5 Пл-8/1

233. Si02 48,68 49,38 49,2 49,5 45,8 52,6 40,0 42,8 55,4 46,5 55,0 45,98 50,66 51,2тю2 0,1 0,14 0,13 0,11 0,11 0,57 0,4 0,53 0,06 0,45 0,29 1,82 1,58 2,5

234. АЬОз 14,25 15,0 16,28 11,0 12,8 11,21 10,0 16,0 1,0 14,0 17,0 16,86 17,65 19,61

235. Fe203 2,18 2,65 2,87 7,3 6,8 10,5 13,8 8,7 9,3 9,3 10,0 •4,62 2,3 1,73

236. FeO 3,61 3,97 4,17 - - - - - - - 6,43 6,6 5,53

237. MnO 0,14 0,11 0,11 0,12 0,07 0,17 0,18 0,14 0,12 0,15 0,05 0,17 0,17 0,11

238. MgO 12,1 10,49 10,49 16,4 12,4 12,0 18,8 11,0 7,8 12,0 15,4 6,85 5,4 3,24

239. CaO 14,69 13,54 12,96 13,63 18,17 11,36 15,8 15,62 9,94 14,2 0,59 10,36 8,93 10,08

240. Na20 1,38 1,52 1,56 0,6 2,5 1,35 0,54 2,6 2,38 1,68 0,07 3,63 3,85 3,75

241. K;0 0,08 0,12 0 12 0,08 0,06 0,28 0,08 0,07 0,63 0,5 0,09 0,4 0,49 0,48

242. P205 0,011 0,04 0,01 0,01 0,01 0,08 0,01 0,02 0,03 - . - .ппп 1,94 2,8 2,06 0,7 1,74 0,08 0,41 1,76 11,38 0,72 0,52 0,98 0,26 0,6сумма 99,16 99,77 99,96 99,45 100,46 100,2 100,02 99,24 98,01 99,53 99,01 98,1 97,89 98,83

243. Cr 299 320 345 743 277 462 510 316 1502 670 750 93 60 13

244. Ni 300 216 306 42 175 55 82 '91 1325 190 140 230 80 30

245. Co 42 27 32 57 50 50 64 50 78 57 64 30 20 19