Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Магматизм Восточно-Уральской мегазоны Южного Урала и геодинамические условия ее формирования

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Магматизм Восточно-Уральской мегазоны Южного Урала и геодинамические условия ее формирования"

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ КМ. М.В.ЛОМОНОСОВА ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

На правах рукописи УДК 551.21(22)+551.24.01

СНАЧЕВ ВЛАДИМИР ИВАНОВИЧ

МАГМАТИЗМ ВОСТОЧНО-УРАЛЬСКОЙ МЕГАЗОНЫ ШНОГО УРМА ' И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ЕЕ ФОРМИРОВАНИЯ

Специальность 04.00.01 - общая и региональная

геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических; наук

Москва - 1993 г;

Работа выполнена в Институте геологии Башкирского научного центра Российской Академии наук.

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор Н.А.Божко (Геологический факультет МГУ)

доктор гэолого-шнвраюгтвских наук, * профессор Т.И.Фролова (Геологический — факультет МГУ)

доктор геолого-минералогических наук, црофессор В.А.Прокин (Институт геологии и геохимии УрО РАН)

■ Ведущая организация: Производственное объединение "Башкиргео-логия".

Защита диссертации состоится " <?~fjf 1993 г. в 14 час. 30 мин. на заседании специализированного совета Д.053.05.25 по общей и региональной геологии и геотектонике при Московском государственном университете им. М.В-.Ломоносова: 119899, г.Москва, В-234, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет (зона "А", 4-ый этаж, аудитория 415).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Геологического

факультета ГЛГУ (зона "А", 6-й этаж). , .

Автореферат разослан О п _1993: р.

Ученый секретарь специализированного совета доктор геолого-минералогических наук

профессор А.Г.Рябухин

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. По рассматриваемой' территории, в которую входят Восточно-Уральское поднятие, одноименный прогиб и Зауральское поднятие, у исследователей нет общепринятой концепция развития. Более того, за последнее десятилетие выявилось несоответствие ряда ранее установленных: положений полученному суровому и научно-исследовательскому материалу. В частности, пересмотрен в сторону удревления возраст гранитно-мигматитовых куполов и пород их обрамления, поставлены вопросы о правомерности названия "Восточно-Уральский прогиб" и о западной границе Зауральского поднятия, по-новому трактуется история развития Восточно-Уральской мегазоны, а вместе с ней и металлогения (Сначев и др.,1990). В этой связи автором диссертации принята новая модель тектонического районирования мегазоны. Предлагается Восточно-Уральское и Зауральское (в новом понимании) поднятия, являющиеся гозднедокембрийским основанием и плечвми раннепалеозойской рлфтовой системы, назвать соответственно' Западным и Восточным поднятиями, а сам рифт - Центральным- (рис. 1,2). В составе Центральной рифтовой системы выделить: западный ее фланг (Восточно-Уральский прогиб), осевую часть, расположенную между Челябинским и Восточным грабенами, и восточный фланг (Новонико-лаевско-Тарутинская. СФЗ).

Различное строение кристаллического фундамента в пределах перечисленных структурно-формационных зон Восточно-Уральской мегазоны обусловило большое разнообразие слагающих ее магматических пород, что представляет собой прекрасный объект для изучения связи особенностей развитых здесь интрузивных и вулканогенных формаций с мощностью земной коры, ее зрелостью, принадлежностью определенным этапам единого эволюционного процесса, с геодинамическими условиями их образования. Недостаток информации по комплексной петро-геохимической характеристике магматических пород Восточно-Уральской мегазоны, столь необходимой для геодинамических построений, в значительной. мера восполнен в данной работе, что позволило приблизиться к пони-, манию затронутых в ней проблем. '

, Цель и задачи исследований. Целью настоящей работы является оценка той роли, которую сыграли в длительной истории развития Восточно-Уральской мегазоны магматические породы, создание геодашами-ческой модели ее формирования. Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи: выяснение условий становления гранитоидных массивов, восстановление геодинамической обстановки

процесса гранитообразования, оценка его взаимосвязи с вулканическими сериями пород, комплексная характеристика геохимических особенностей магматических пород, уточнение формационного и фациального расчленения гранитоидных массивов, выяснение локальных закономерностей проявления магматизма; обоснование варианта геодинамических построений, соответствующего современным представлениям об истории развития Южного Урала, расчет динамики кристаллизации и миграции тепловых полей гранитоидных массивов,.оценка потенциальной рудонос-ности их обрамления.

Фактическая основа работы. Защищаемые в диссертации положения основаны на личных материалах, собранных при тесном сотрудничестве ■ с геологами Челябинской геолого-разведочной экспедиции, проводившей доисково-съемочные работы в пределах Восточно-Уральской мегазоны. •

Исходные - данные, на которые опираются вывода, включают: около 700 нейтронно-активационных анализов малых элементов (ИЯФ АН УзССР, г. Ташкент) пород, рудных и нерудных минералов, включая циркон и апатит; порядка 600 рентгено-флюоресцентных анализов гранитовдов и вулканитов (ИГ БНЦ УрО РАН); 100 собственных и более 500 сторонних силикатных анализов пород, биотитов, амфиболов (ЦКЛ ПГО "Башкиргео-логия" и ПГО "Уралгеология"); 90 рентгено-спектральных микрозондо-вых анализов гранатов, ставролитов, апатита, циркона и рудных минералов, исследование их зональности ("Джойл", ИСМ РАН .г.Уфа); 140 анализов на ЭПР AI и Mn-центров соответственно в кварце и кальците (РЭ-1306, каф. минералогии МГУ); 120 атомно-абсорбционных анализов пород (ИГ БНЦ УрО РАН ); 90 анализов на золото и серебро монофракций гшрита, магнетита, биотита (1Щ ПГО "Башкиргеология"). Кроме того, проведены исследования расплавных и газово-жидких включений в кварце большинства представленных на рассматриваемой территории -гранитовдов, распределения элементов между сосуществующий парами минералов (кальцит-доломит, гранат-биотит, гранат-ставролит, пирит-сфалерит и т.д.); сделано 15 определений абсолютного возраста кислых интрузий калий-аргоновым, изохронным рубидий-отронциевым, уран-торий-свинцовым методами, лампроитов - изохронным рубидий-стронциевым и галенитов - свинец-свинцовым методами (ИГиГ УрО РАН, ИГ БНЦ УрО РАН, ГЕОХИ). При проведении математического моделирования на ЭВМ (ВЦ геологического факультета МГУ) динамики кристаллизации и развития тепловых полей 15 гранитоидных массивов использовано 15 собственных (ИГ БНЦ УрО РАН) и 150 принадлежащих ЧГРЭ ПГО "Урал-геология" данных, по тепловым свойствам пород обрамления интрузий.

Научная новизна. Впервые в пределах Западного поднятия устано-

влэны рифей-вендские гранитоидные массивы, принадлежащие мигматито-вой формации и фиксирующие собой центральные части купольных структур; обоснованы верхнедокембрийский возраст обрамляющих гранитоидные массивы пород, грабеновая обстановка их формирования; доказано образование ордовикских терригенных пород, за счет размыва гранитои-дов мигматитовой формации; дана комплексная геохимическая характеристика магматических пород рассматриваемой территории, обоснована ' геоданамическая обстановка их формирования.

Предложена' новая геоданамическая модель развития Восточно-Уральской мегазоны. Показано, что в раннепалеозойское время в ее центральной части заложилась континентальная рифтовая система, плечами и основанием которой слукили гранитно-метаморфические образования Западного и Восточного поднятий. В дальнейшем Центральная рифтовая система прошла следующие стадии: островодукную, активной континентальной окраины, коллизионную и платформенной активизации. В соответствии с данной моделью казсдая из последовательно сменяющих' друг друга структур Восточно-Уральской мегазоны характеризуется определенным набором рудных формаций.

Впервые для Урала рассчитан тепловой балланс становления ряда гранитридных интрузий. Оценена длительность их кристаллизации, выделены перспективные участки на поиски орудвнения.

Практическая ценность. Материалы автора по формационному расчленению гранитоидов, эволюции магматизма вошли составной частью в окончательные отчеты Челябинской ГРЭ по Увельской, Кочкарской и По-летаевской площадям, использовались и используются геологами ДГО "Уралгеология" и "Бвшкиргеология" при поисково-съемочных работах. Новое понимание истории формирования Восточно-Уральской мегазоны, как длительно развивающегося континентального рифта, вносит вклад не только в пересмотр геодинамики региона, но и всей ее металлогении. Непосредственный выход на прогнозно-металлогеническую оценку территории имеет и выполненное автором математическое моделирование на ЭВМ процесса становления гранитоидшх массивов; Все это нашло свое отражение в 10 практических рекомендациях, переданных в заинтересованные организации. .. «

Апробация работы и публикации. Основные положения диссертации опубликованы в шести монографиях: "Магматизм Восточно-Уральского пояса Южного Урала", 1990 (совместно с Е.П.Щулькиным, В.П.Муркшшм, Н.С.Кузнецовым); "Тепловой режим становления гранитбидных массивов", 1989 (совместно с Ю.И.Деминым, М.А.Романовской, В.Е.Щулькк-ным); "Вулканизм Южного Урала", 1992 (.совместно с И.Б.Серавкинш и

др.); "Вулканогенная металлогения Южного Урала" (совместно с И.Б.Се-равкиным и др., в печати), "Ме дно-колче данные местороздения",1985, 1992 (1,111 том, коллектив соавторов), в 51 печатной работе, в фондовых отчетах и докладывались на III Всесоюзном совещании (Самарканд, 1982), Свердловской областной научно-практической конференции (Свердловск, 1986), конференции "Метаморфогенная металлогения Урала" (Свердловск, 1988), Всесоюзном петрологическом симпозиуме (Ленинград, 1988), Всесоюзной тектонической школе (Свердловск, 1989), II Всесоюзном совещании "Докембрий в фанерозойских складчатых областях" (Фрунзе, 1989), симпозиуме "Магматические формации в геологической структуре и история Земли" (Свердловск, 1989), Всесоюзном совещании "Эволюция докембрийской литосферы" (Ленинград,1991), II Уральском металлогеническом совещании "Геодинамика и металлогения Урала" (Свердловск, 1991) и т.д.

Объем работы. Текст диссертации состоит из введения, трех частей, включающих 8 глав, и заключения, содержащего основные вывода и практические рекомендации. Общий объем 412 страниц, из них 295 машинописного текста. Работа иллюстрирована 68 рисунками и 39 таблицами. Список литературы содержит 199 наименований.

Основные защищаемые положения:

1. На Западном поднятии установлены рифей-вендские вулканоген-но-осадочные образования, накапливавшиеся в грабеновой геодинамической обстановке и метаморфизованные в период становления мигматито-, вых куполов в условиях эшдот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций.

2. Гранитоиды мигматитовой формации Западного поднятая фиксируют собой ядра куполов, сформированных в верхнем рифее-венде за счет пород сланцевого комплекса. Более молодые палеозойские формации гранитоидного магматизма образовывались в рифтогенной, окракн-но-коятшентальной и коллизионной геодинамической обстановках.

3. Развитие Восточно-Уральской мегазоны в раннепалеозойское время происходило в условиях континентального рифигенеза на утоненном и подробленном гранито-гнейсовом основании,, широко представленном на Западном и Восточном поднятиях. Магматизм в ее пределах проявился в редуцированном виде синхронно с Магнитогорской геосинклинальной системой.

4. Какдая из последовательно сменяющих друг друга структур Восточно-Уральской мегазоны характеризуется набором рудных формаций, соответствующих различным геодинамическим обстановкам. Размещение рудных объектов, "связанных со становлением гранитоидных интрузий,

обусловлено тепловым режимом последних и контролируется зонами изотермической стабилизации.

Автор благодарен Е.Е.Милановскому, И.Б.Серавкину, Г.Ф.Яковлеву, В.Н.Пучкозу, Ю.И.Демину, Г.П.Кузнецову, В.Г.Тихомирову, Л.И.Филатовой, Г.Б.Ферштатеру, О.А.Мазаровичу, оказавшим большую помощь на разных ступенях подготовки работы. Автор признателен также сотрудникам Пластовского, Полетаевского, Увельского, Саткинского отрядов ЧГРЭ ПГО "Уралгеология" за обсуждение в ней дискуссионных мест. Написание диссертации было бы невозможно без аналитического материала, выполненного П.И.Рачевым, Р.Н.Салиховой, М.А.Романовской, Д.Г.Кощугом, Б.Г.Мингалеевым, М.М.Кинзикеевым. Перечисленным товарищам автор выражает ,самую искреннюю благодарность.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В "Части-!", основанной преимущественно на компилятивном материале, рассмотрены некоторые проблемы формирования магматических пород Восточно-Уральской мегазоны Южного Урала. В частности, описаны основные особенности эволюции эффузивного магматизма, дана схема формационного и фациального расчленения гранитоидов, приведен геохимический состав магматических пород различных геодинамических об-становок.

Часть II. Основные закономерности развития магматизма Восточно-Уральской мегазоны Южного Урала

Первое защищаемое положение:

На Западном поднятии установлены рифей-вендские вулканогенно-осадочные образования, накапливавшиеся в грабеновой геодинамической обстановке и метаморфизованные в период становления МИГМаТИТОВЫХ КУПОЛОВ В условиях 8ПИ-дот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций. •

Глава I. Особенности строения и позднедокембрийский вулканизм Западного поднятия.

Геологическое отроение Кочкарской площади

В изучении геологического строения Кочкарской площади принимали участие Д.С.Штвйнбврг, И.В.Леншх, Г.А.Кейльман, Б.К.Львов, В.Б. Болтнров и многие другие. Вопрос о возрасте отложений Западного поднятия дискутируется давно и в 60-60-е годы после известных работ Н.Ф.Мамаева (1960,1.96?) казалось утвердится наконец докембрийский его вариант. Однако, прямых и достаточно веских доказательств этому не оказалось. Это позволило затем на долгие 30 лет забыть данные построения и вернуться к ним лишь после геолого-съемочных работ в конце 80-х годов' (Сначев и др.,1990).

В состав метаморфического комплекса Кочкарской площади входят

семь толщ:

Еремкинская толща (И1_2) расположена в основании разреза (нижняя ее граница не известна) и слагает крылья Борисовской, Варламов-ской и Санарской куполовидных структур, встречаясь в виде реликтов и "останцов" внутри последних. Толща имеет двучленное строение. Нижняя подтолща сложена преимущественно кристаллическими парасланца-ми, плагио- и двуполевошпатовкш гнейсами в различной степени миг-матизированными. В верхней ее части появляйся- прослои графитистых кварцитов и мраморов, являющиеся хорошими маркерами. В' основании верхней подтолщи залегают мэтавулканиты основного, состава, выше по разрезу сменяющиеся кристаллическими плагиослакцами. Для подавляющего большинства пород толщи характерными являются: слоисто-сланце-вде текстуры и бластические структуры; тонкое переслаивание различных литологических их разностей , типичное для осадочной природа ; проявления ритмичности, особенно в верхней части обеих подтолщ, где присутствуют углистые прослои;непрерывность разреза толщи. На диаграммах А.А.Предовского (1970) ялагиосланцн попадают в поля аркозов, граувакк, гидрослюдастых глин.Радиологические исследования цирконов иокно-изотопнкм методом (Львов,1989г.) из кристаллических сланцев и гнейсов еремкинской толщи показали, чт£> значения "древнего" этапа метаморфизма колеблются в пределах 1328-1350млн.ле-т. Эти данные, первичный состав толщи,свидетельствующие о граОеновой геодинамической обстановке ее накопления, геохимическое сходство метабази-тов с машакскими вулканитами и мраморов-с карбонатами суранской свиты Башкирского антжлинория", б чем будет сказано в соответствующем разделе; находки обломков пород, метаморфизованных в условиях емфиболитовой фации, в составе терригенных образований маячной свиты, надежно датированной ншсним-средним ордовиком (Геология..., 1969), а также фаунистически охарактеризованной толщи венда; перекрытие плагиосланцев еремкинской толщи песчаниками и гравелитами ордовикской кукуикинской толщи (Сначев и др.,1989).позволяют датировать ее нишим-средяим рифе ем. Мощность толщи-2 км.

Кучинская толща (Нд) слагает модные пачки мраморов в пределах Чуксинской, Светлинской и Андрее-Вльавской грабен-синклинальных структур. Контакты толщи обычно тектонические. Наиболее ранними тектоническими. дислокациями в мраморах являются средаерифейские (Шш-сшт,1982). Определения РТ-условий метаморфизма мраморов близки к параметрам преобразования вмещающих сланцев.. Учитывая перечисленные данные¿положение в разрезе, а также близость геохимии ку-чшзскях. мраморов' карбонатам реветской подсвиты авзянской свиты (см.

раздел "Геохимические...") возраст толщи предположительно определен как средний рифей. Мощность ее - 700-900 м.

Благодатская толща (Нг_3) представлена интенсивно катаклазиро-ванными породами, сложенными в различных соотношениях диопсидом, амфиболом, полевым шпатом и карбонатом. Развита толща локально и образует изолированные тектонические блоки. Ее формирование происходило .по-видимому, в период начальных этапов роста мигматитовых куполов (этап плагиомигматизации) под влиянием тектонических и обвально-оползневых процессов.Подобные порода могут быть диагностированы как гравитационные .и тектоногравитационные мтсститы (Леонов, 1981). Не исключено, что благодатская толща при более детальном исследовании может оказаться древней (докембрийской) олистостромой.

Светлинская толща (йд) развита в западном крыле антикданория и в пределах Андрее-Юльевского и Чукотского участков. Залегает она на мраморах кучинской толщи с некоторым угловым и азимутальным несогласием. Контакт тектонический, надвигового характера. В зоне контакта установлены брекчии и милониты. В состав толщи еходят дв^ пачки пород. Нижняя, существенно терригенная пачка состоит из песчаников, гравелитов, алевролитов, углисто-глинисто-кремнистых по-' род, превращенных последующими процессами в кварциты, кварц-слвдистые сланцы, иногда с гранатом, ставролитом, кордиеритом и силлиманитом. Верхняя терригенная пачка представлена преимущественно биотитовыми,- карбонаг-биотитовыми плагиосланцами. Для всей толщи характерна ярко выраженная слоистость, реликты псаммитовых, алевритовых и шлитовых структур. Разновидности. шгагиосланцев соответствуют грауваккам, полимиктам и гидрослвдистым глинам. Положение в разрезе, геохимические особенности мраморов, находки докембрийских микрофоссилий (Муркин и др. ,1989) позволяют предполагать верхне'ри-фейский возраст отложений. Мощность толщи - 250-1000 м.

Александровская толща (V) прослеживается в западной части площади, в зоне сочленения Кочкарского антиклинория с- Арамильско-Сухтелинским синклинорием. В составе толщи принимают участие регионально метаморфизованные осадочные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы. Преобладают биотитовые, карбонат-биотитовые, двус-ладяные и углисто-графитистые сланцы. -Количество последних увеличивается вверх по разрезу. Вулканогенные образования приурочены к средней части толщи. В эффузивной фации среди метавулканитов преобладают субщелочные метабазальты, субщелочные метапикритобазальты и риолиты. Имеющийся минералого-петрографический, геохимический материал позволяет отнести их к континентальным рифтовым образованиям,

завершакщим, по-видимому, вендский тектоно-магматический цикл'. Вендский возраст пород, слагающих александровскую толщу, определяется находками в нижней ее части сильно измененных верхнепротерозойских микрофоссилий (Муркин и др.,1989), сходством геохимических особенностей метавулканитов александровской толщи с трахибазальтами ар-шинской свиты, резко повышенной фосфатоносностыо (Ра05 до 2%) кварцитов в верхах толщи. Мощность ее около 1,5 км.

Кукуикинская толща (0) представлена, в.основном, терригенными отложениями. Породы кукушкинской толщи ложатся с явным стратиграфическим несогласием на ерешашские,. кучинские, александровские образования, а также гранитоида борисовского комплекса. В составе толщи преобладают гравелиты, песчаники, алевропесчаники, алевролиты и пелиты, являющиеся преимущественно продуктами размыва гранитоидов борисовского комплекса (Сначев и др.,1990). Гравелиты, среди которых отмечены обломки мигматитов, встречаются в нижней части разреза, пелиты - в верхней. Возраст толщи определен как ордовикский, на основании находок в ней микрофоссилий (Магматизм...,1990), а такав сопоставления" с аналогичными породами соседних площадей (Белгородский,1983).

Карбонатная толща (01т-п) развита в пределах Андрее-Шьевского участка в виде полосы мраморизованных известняков с обилием остатков фауны вдзе-намюрского ярусов, образующих мульдообразную синклинальную структуру. Здесь же установлено развитие карбонатного меланжа, сложенного мраморами кучинской толщи, в которых зажаты (закатаны) хаотично расположенные глыбы и крупные блоки нижнекаменноугольных мраморизованных известняков карбонатной тощи.

Условия метаморфизма пород сланцевого комплекса

Процессы метаморфизма проявлены во многих толщах Кочкарской толщи, начиная от наиболее древней еремкинской до александровской. Микрозондовый анализ метаморфических минералов позволил установить три этапа метаморфизма пород еремкинской толщи (Федькин,1975; Авче-нко,1980), соответственно в условиях: ставролит-хлоритовой (эпидот амфиболитовой) - Т=495-540°С, Р=5,4-5,7 кбар (этап плагиомигматиза-ции); сгавролит-кордиеритовой (амфиболитовой) - Т=550-625°С, Р=4,9-5,2 кбара (этап гранитной мигматизации) и амЗибол-раговиковой (этап формирования верхвепалэозойских гранитов) фаций - Г=550-630°С, Р=5-7 кбар. Породы светлинской толщи метаморфизованы в условиях эпи-дот-амфибопитовой (нижние части разреза) и зеленосланцевой (верхние его части) фаций. Изучение составов парагенных карбонатных минералов (кальцита и доломита) на рентгено-спектральном микрозонде по

методике А.С.Таланцева (1978) показало следующие значения температур и давлений для мраморов еремкинской, кучинской и мраморизован-ных известняков карбонатной толщ:520-580, 485-530 и 280-380°С; 4,6-5,0; 5,1-5,4 и 3,9-4,3 кбара.

Геохимические особенности вулканогенно-осадочных пород Кочкарской площади Вулканогенные отложения известны лишь в основании верхней под-толщи еремкинской толщи и в средней части александровской толщи. По многим петрохимическим и геохимическим параметрам (преобладание натрия над калием, низкие значения калия и т.д.) метавулканиты еремкинской толщи относятся к толеитовому ряду и принадлежат базальто-идам нормальной щелочности континентальных рифтовых зон, на что указывают довольно высокие, относительно океанических толеитов, содержания литофильных элементов (ср. 1?з 21 ан.) - ^Ъ-24, Zr-157, LI-10 г/т, а такав Ва-18б, Sr-126 г/т, редких земель: La-7,7; Се-19,2; Sm-3,2; Yb-1,6 г/т, высокая степень фракционирования РЗЭ, низкие' содержания элементов группы железа (Cr-1U, Со-63, N1-78 г/т) (Ку-зьмин,1985; Бор0дин,1981). И что очень важно, набор малых элементов в метавулканатах еремкинской толщи близок метабазальтам машакской свиты (Иарначев,1981) .В иетавулканигах александровской толщи выделяются два типа пород: с нормальной (метабазальты) и повышенной щелочностью (субщелочные метабазальты и метапикритобазальты). По многим параметрам, а именно? содержанию Ы - 5,б-9г/т (ср. из 14 вн.), Rb - 4,8-9,3; Sr - 270-366, Ва - 152-200, Zr - 83-126, Nb - 8-12, Be - 1,6-1,9; F. - 700-800, Cr - 240-290, Со - 40-54, N1 - 100-120 г/т; редкоземельных элементов.- La - 5,6-7,0; Ce - 17-19, Sm - 2,93,5; Yb - 2,5-3,1 г/т - метабазальты александровской толщи близки основным эффузивам.континентальных рифтовых зон (Бородин,1981; Аль-мухвметов и др., 1985), а также вендским метабазальтам Южного Урала (Герасимовский,1978). Субщелочные метабазальты и метапикритобазальты то содержанию суммы щелочей, калия (0,7-3,2%), набору малых элементов (ср. из 16 ан.) - Li-13, Rb-21, Sr-549, Ба-309, Ьа-18, Се-34, Sm-6,5; УЬ-2,7; Zr-129, Сг-183, Юо-45, N1-88 близки натровым базальтам известково-щвлочной серии (Кузьмин, 1985) и, то некоторым элементам, грахибезальтам аршинской серии (Парначев,1981). При сравнении метариолитов александровской толщи с кислыми вулканитами рифтовых систем (Магматические...,1988) можно отметить большое сходство то содержанию ЕЬ - 106-130, Zr - 188-243, Sr - 400-436 г/т.

Необходимо отметить, что имеющийся петрохимкческий и геохимический материал по плагиосланцам еремкинской и светлинской толщ .показывает практически полную их аналогию по многим элементам с миг-ыатитами, что указывает на единство источника сноса, а также образование последних за счет пород сланцевого обрамления. Сопоставление содержаний перечисленных выше элементов и А1-центров в кварце песчаников кукушкинской толщи и различных литологических разностей пород Кочкарской площади указывает на формирование ордовикских песчаников в результате размыва мигматитовых куполов.

Карбонатные порода при фиксированном положении в разрезе докембрия рассматриваемой площади имеют большое значение и для сопоставления с аналогичными отложениями Башкирского антиклинория. Методом ЭПР в кальците карбонатной толщи установлено незначительное количество марганца - 0,001-0,014%, в кальците благодатской, еремкинской, кучинской и светлинской толщ соответственно: 0,07-0,14; 0,0080,017; 0,014-0,10;0,10-0,97%. Не имея возможности привести весь геохимический материал по всем уровням карбонатных пород Западного й Центрально-Уральского (коллекция А.В.Маслова) поднятий ,что сделано в монографии автора и др. (1990), отметим лишь соответствие по малым элементам мраморов светлинской толщи карбонатам миньярской свиты, кучинских и еремкинских мраморов - соответственно породам реве-тской подсеитк (авзянская свита) и суранской свиты.

Некоторые вопросы геологического строения Джабыкской площади

В строении Джабыкской площади принимают участие, по данным Е.П.Щулькина (1991), шесть толщ. Анненская гнейсосланцевая (й^) толща слагает непосредственное обрамление Джабык-Карагайского гра-нитно-мигматитового массива, а также ксенолиты внутри него. В ее состав входят гнейсы, кристаллические сланцы, редко мрамора. Судя по микрозондовым исследованиям гранат-биотитовых парагенезисов порода толщи испытали три этапа метаморфизма: прогрессивный-I (наиболее ранний), регрессивный (становление мигматитового комплекса) с падением температуры с 540-550 до 490-5Ю°С и давления - с 5,4-5,7 до 5,0-5,1 кбара и прогрессивный-2 (внедрение интрузий гранитной формации) с ростом температуры до 560-580°С при неизменном давлении. Содержания ГО) в сланцевом комплексе варьируют в пределах 3040, Бг - 100-300, 1т - 180-250, Ьа - 20-55, Се - 20-55, Бт - 4-7, Ей - 0,5-1,1; УЬ - 0,6-1,1; Тй - 4-8, Бс - 5-9 г/т. Возраст отложений толщи датируется по аналогии с еремкинской толщей. Карагайлыая-тсу.ая (Н2?) свита кристаллических сланцев сложена двуслюдяными, биотит-гранатовыми, филлитовидными сланцами с углистыми, прослоями и

представляет, по-видимому. верхние части онненской тчшци. Карбонатная ?) толпа состоит в основном из мраморов. Содержания в них малых элементов - Ьа - 0,5-2; Се - 5,0-5,9; Ей - 0,2- 0,4; УЪ - 0,2 -0,26; Бс - 5,3-5,8; И - 1,5-1,8; Сэ - 0,9-1,1; Бг - 80-100, -45-50 г/т, залегание нике вулканитов никнего палеозоя, высокая степень метаморфизма позволяют сопоставить карбонатную товду с куч-.шс-кой. Чулзксайская свита развита локально, сложена графитизнрованны-ми кварциташ, кварцито-слазщами (1Цулькия,1991). В жкних ее частях преобладают мегапесчаники, которые вверх по разрезу сменяются мета-алевролитами и более тонким материалом. Метаморфазована толцэ в условиях зеленосланцввой фащга. Наш (Сначев и др.,1990), вслед за Н.Ф.Мамаевым (1967), условно чулаксайская свата отнесена к средпо-му-верхнему рифею, а согласно перекрывающая'(с переслаиванием) ее зелено сланцевая толща - к верхнему рифею.. Исходе-шй материал считается туфогенно-вулканогенным с явным преобладанием оснсешх эффу-зивов. Рымникская (У-01? свита, по данным Н.Ф.Мамаева (1967), зале-' гает нике маячной свиты <01_2) и несогласно на кварцито-оланцах чу~ лаксая. Представлена она полимиктовыми и олигмяжгоекнп песчаниками и алевролитами. В основании разреза преобладают грубозернистые образования. С учетом находок вендских микрофоссилий (Ееккер,1989) возраст пород рымникской толщи датирован вендом-никним ордовиком. В целом, при некоторых специфических особенностях стратиграфии £ка-быкской площади, наблюдается много общего с Кочкарской площадью.

Палеотектоническая обстановка накопления вулкэногенно-осадочних пород Западного поднятия Петрографическое изучение пород метаморфического комплекса, результаты реконструкции их первичного состава, характер переслаивания, чередования и фациальной изменчивости Западного поднятия свидетельствуют о терригенном осадконакоплешщ, как о решающем факторе в рифей-вендсков время. Мокно предполагать, что еремкинская, кучинская, а также светлинская толщи представляют собой три ритма, какдый из которых начинается грубообломочными, наращивается мелко-тонкообломочными и завершается карбонатными породами (александровская толща сложена однородными песчано-алевролитовыми отложениями), что указывает на грабеновую динамическую обстановку их образования. Особенностями пород каждого ритма являются: присутствие в их основании молассоидаых отложений, основных эффузивов, характерных для обстановок континентального ркфтогенеза; постепенное уменьшение вверх по разрезу размерности терригенных осадков и т.д. Подобная цикличность, хотя и но тек четко выраженная, как на Кочкарской пло-

щади, устанавливается и в пределах Джабыкской площади. Совокупность геологических, петрохимических, минералогических данных по вулкано-генно-осадочным образованиям Западного поднятия указывают на их накопление в рифтогенно-депрессионных структурах, подобных таковым Центрально-Уральского поднятия (Главные...,1990). Близость геохимического состава рифей-вендских комплексов пород, сходная геодинамическая обстановка их накопления, отсутствие принципиальных различий в строении разрезов (Иванов,1986) позволяют с некоторой долей условности предполагать единство рассматриваемых структур в позднем докембрии и отрицать существование в это время огромных океанических пространств (Казанцева,1986). По-видимому, эта территория в рифей-вендское время представляла собой ослабленную зону в пределах единого Восточно-Европейско - Казахстанского палеоконтинента.Отнесение пород Западного поднятия к образованиям рифейского платформенного фундамента дает возможность получить достоверную информацию о строении и составе того основания, на котором в раннем палеозое были заложены Магнитогорский палеовулканический пояс и рассмотренная в третьей главе Центральная континентальная рифтовая система.

Второе защищаемое положение:

Гранитоида кигматитовой формации Западного поднятия фиксируют собой ядра куполов, сформированных в верхнем рифее-венде за счет пород сланцевого комплекса. Более молодые палеозойские фор-. маши гранитоидного магматизма образовались в рифтогенной, окраинно-континентальной и коллизионной гводинамических обстановках.

Глава 2. Гранитоидный магматизм Западного поднятия и его место в истории развития Южного Урала Интрузивный магматизм Кочкарской площади

На Кочкарской площади широко представлены различные по возрасту, формащкшной принадлежности, структурному положению гранитоид-ше, габброидные и ультрамафитовые тела, рассмотренные в работах Б.К.Львова (1965), Н.Ф.Мамаева (1967), Г.Б.Ферштатера', Н.С.Бородиной (1975), М.С.Рапопорта (1990) и многих других исследователей. Интерес к Западному поднятию возрос в последнее время в связи с отнесением части крупных массивов Главного гранитного пояса к рифей-вендским образованиям (Сначев и др.,1990; магматизм...,1990).

Западнокочкарский комплекс (Р!^) объединяет тела метаультрама-фитов, имеющих линзовидную форму и согласно залегающих среди пород еремкинской толщи, сложен комплекс амфиболизированными тальк-оливи-нсшми породаш и. метасоматическсда тальк-актинолитовыми.твльк-тре-молитовыми образованиями. Анализ геологического положения метаульт-

рамвфитов комплекса, петрографические и петрохимические особенности (Сначев и др.,1990) позволяют сопоставить его с метагипербазитами докембрийской офиолитовой ассоциации Сысертско- Ильменогорского ме-гантиклинория (Коротеев и др.,1981; Каретин,1987) и рассматривать их в качестве допалеозойских рифтогенных офиолитов (Варлаков,1981). Батуровский комплекс (И^) сложен дайкообразными и пластообразшми телами метагабброидов, часто пространственно ассоциирующих с метау-льграмафитами западнокочкарского комплекса, оказывая воздействие на последние, вгражакяцееся в их клинопироксенизации. Залегают породы согласно с вмещающими их кристаллическими.сланцами еремкинской толщи и представлены габбро-амфиболитами. По петрохимическим параметрам (Магматизм..., 1990) они близки к алышнотипным плутоническим габбро (Габбро...,1985) и выделяемой на Урале допалеозойской офиолитовой ассоциации (Иванов,1981). Ваштауский комплекс (РЙ2) представлен интрузиями метагаббро-даабазов и метадиабазов, локализованными в области развития светлинской и александровской толщ. Первичные минералы (пироксен и плагиоклаз) практически не сохранились. Химический состав метагаббродаабазов в целом соответствует континентальному толеитовому базальту (Бородан,1981), в то же время по содержанию калия он сопоставим с- океаническим толеитовым базальтом. Борисовский комплекс (Нд-У) включает гранитоиды, слагающие Борисовскую, Варламовскую и Санарскую куполовидные структуры, а также Кот-ликский массив. Сложены массивы очковыми (порфиробластовыми), гней-совидными двуслюдяными гранитными мигматитами. Субстратом являются плагиогнейсы и кристаллические сланцы еремкинской толщи. Контакта меаду ними как такового нет, и граница проводится чисто условно. Породы рассматриваемых массивов в своем развитии претерпели, видимо, несколько этапов гранитообразования, начиная с шгагиомигматиза-ции (Роненсон,1975), образования различных мигматитовых разностей (очковые, порфиробластовые плагиомигматиты, гранито-гнейсы), до ми-кроклинизированных плагиомигматитов (основная часть массивов). В наборе акцессорных минералов в плагиомигматитах центральное место занимают апатит, ильменит, сфен, в гранитных мигматитах - монацит, апатит, циркон, гранат (Львов,1965). Мигматиты характеризуются повышенным содержанием суммы щелочей (6-9%), незначительным преобладанием К над Ыа. (Борисовский, Варламовский массивы) или Ка над К (остальные массивы). По особенностям геолого-структурного положения, петрографии и петрохимии пород, распределения РЗЭ в апатитах и цирконах гранитоиды борисовского комплекса отнесены наш (Новые..-.,1990) к самостоятельной граниг-мигматиговой формации. Возраст ее

датируется верхним ркфеем-вендом на основе абсолютных данных по ци* ркону ионно-изотопным методом (650-950 млн.лет; Б.К.Львов,1989г.), присутствия обломков мигматитов в основании кукушкинской толщи, а такл:е перекрытая последней Андреевского, Вэрламовского и Котликско-го массивов.

В палеозойское время продолжалось формирование гранито-гнейсоЕого Фундамента. Так, в основании нижнесилурийской соколовской толщи (Аракильско-Сухтелинская СФЗ) установлены ультрамафиты куулякского комплекса (антигоритовае серпентиниты, карбонат-тальковые порода), по геологическим'и петрохимическим характеристикам принадлежащие альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации (Малахов, 1533); в раннем карбоне внедрились гранитоиды габб^ю- гранитного кукускинского комплекса (габбро, габбро-диориты, кварцевые диориты, гранодпориты, граниты). Верхнепалеозойские нормальные микроклиновые граниты санарского комплекса, отличающиеся повышенной щелочностью (5,9-6,5%), явным преобладанием К над На (1,6-1,9) и богатым набором акцессорных минералов (Львов,1965), а также граниты, гра-нит-зплиты дайкового поварненского комплекса, явились заключительна:.! этапом магматической деятельности на Кочкарской площади и практически завершили дательный период формирования континентальной •• коры Западного поднятия.

Гвох;мичаские особенности гранитоидов Кочкарской площади

. Из негранитоидных формаций интерес представляет рассмотрение геохимических особенностей матабазитов баштауского комплекса. По малым элементам (1а-4,7; Се - 17-22, Бш - 2,7-3,6; ИЬ - 16-22, Бг -270-320, 1т - 103-116 г/г) они довольно хорошо сопоставимы с мета-вулканита,\м нормальной щелочности александровской толщи и образуют, по-видимому, единую вулкано-плутоническую ассоциацию.

. Исследованиями расплавных и газово-жидких включений в кварце гразштоидов по методике Б.А.Дороговина (1973) установлено, что температура начала кристаллизации мигматитов составляла' 680-740°С, а глубина становления - 7,5-9 км; для гранитов санарского комплекса цифры несколько другие - 760-790°0 и 2-3 км. Необходимо отметить близость составов и формул биотита мигматитовых куполов с биотитами их сланцевого обрамления, что говорит в пользу образования первых за счет вмещающих пород. Подтверждение тому находим и при изучении распределения малых элементов в кварце и биотите' мигматитов и пород еремккнской толщя (Сначев и др.,1989).

Значения ВЪ, и Бг в мигматитах варьируют соответственно в пределах 150-240 и 100-350 г/т, поднимаясь до 200-310 и 100-300 г/т

для микроклиновых гранитов санарского и поварнвнского комплексов, что близко гранитоидам структур с режимом преобладающих восходящих движений (Солодов и др.,1980). Гранитоида кукушкинского комплекса на диаграмме Rb-Sr (Фврштатер.1987) ложатся на тренд гранитоидов базальтоидного, а не корового происхождения. По содержанию пзтроге-нных и малых элементов в породах, результатам изучения акцессорных минералбв (циркон, апатит) рассматриваемый комплекс относится к -гранитоидам андезитового ряда, формирующимся в тылу островных дуг, на континентальной окраине(Зонешнайн и др.,1976). По многочисленным параметрам, в том числе распределению Yb в сосуществующих цирконах и апатитах (Краснобаев,1986) гранитоида кукушкинского комплекса, в отличие от других исследователей, отнесены нами к габбро-гранитной формации. Практически всех РЗЭ-ов в мигматитах в 1,2-1,4 раза меньше, чем в гранитах. В целом в мигматитах отмечены: 1а - 20-46, Се -30-58, Sm -.5-7, Eu - 0,4-0,7; Yb 0,6-0,9г/т. В 5-10 раз больше 1а и Се (180-200 и 180-220 г/т) отмечается только в дайковом комп-' лексе. Распределение РЗЭ, нормализованное к хондриту, соответствует, согласно Дж.Арту (Трондьемиты...,I983), для мигматитов континентальной окраине, а для гранитов - внутренней части континентов. Анализ содержаний малых и петрогенных элементов указывает на пркна-. длежность пород борисовского и санарского комплексов к гранитоидам известково-щелочного ряда (Таусон,1977; Геоданамические...,1989). Однако, если первые из них относятся к мезоабиссальной фации глубинности, то последние-- к гипабиссальной. Согласно классификации, разработанной Дж.Пирсом (1984), породы санарского комплекса следует отнести к коллизионным, а борисовского - к внутриплитовым. Кукушки-некие граниты образуют на этой диаграмме обособленную область в пределах поля гранитоидов вулканических дуг. Высокое отношение изотопов стронция в мигматитах, равное 0,71016+0,00050, подтверждает их образование в результате плавления вещества земной коры. По интенсивности А1-центров в кварце гранитоидов Кочкарской площади пробы разделились на несколько групп. В I группу с высоким содержанием А1-центров вошли пробы мигматитов С разбросом содержаний А1 от 9,9 до И,7'Ю17сшш/г, В0 вторую - микроклиновые граниты - 2,0+3,б*1017 спин/г. Стабильно низкими значениями А1-цвнтров характеризуются гранитоида кукушкинского комплекса - 0,6+1,5*Ю17спин/г. Что касается РЗЭ в цирконах и апатитах мигматитов, то они имеют слабое фракционирование, тогда как в нормальных гранитах циркон и апаглт очень сильно обогащены лантаном (2510 г/т),.церием (8780 г/т) и' обеднены группой тяжелых редких земель. Для обоих комплексов ссот-

ветственно характерна выдержанность иттрия (1315-1632 г/т). Коровое происхождение зтих гракитовдов еще раз подтверздается распределением иттербия в сосуществующих цирконах и апатитах.

Интрузивный -магматизм Джабыкской площади £ его геохимические особенности В связи с тем, что на Дзкабыкской площади оказались совмещенными интрузии, характерные как для Западного поднятая, рассмотренные на примере Кочкарской площади, так и Центральной рифтовой системы, о которой речь пойдет в одной из следующих глав,остановимся на них очень крзтко. Варшавский ультрабазитовый (Рйг) комплекс объединяет несколько крупных (Варшавский, Вгрблюкьегорский, Татщевский) и ряд 'мелках тол преимущественно анткгоритовых серпентинитов. Петрограф!-ческие, петрохкмические особенности пород позволяют сопоставлять их с западнокочкарским комплексом Кочкарской площади и отнести к допа-леозойской офиолитовой ассоциации (Варлаков,1981). Джабыкскнй комплекс (Н3^) гранитных мигматитов составляет основу Джабык-Карагай-ского массива и слагает центральную часть одноименного купола. Н этому комплексу, по-видимому, относятся и плагиомигматиты Толстшс-кого массива. Границы мигматитовых массивов чисто условны, здесь того ксенолитов вмещающих гнейсов анненской толщи, четко выражена гнейсовидность, которая к центру куполов постепенно затухает (Щуль-кин.1991). По своим особенностям гранитовды дкабыкского комплекса относятся к мезоабиссальным, типичным представителям водных плутонических гранитоидов (С-эрштотер, Бородина, 1975). По химическому составу, структурно-текстурным параметрам, РТ-условиям формирования, практически всему набору малых элементов, А1-центров в кварце они повторяют мигматиты борисовского комплекса. Кожубаевский монцо-дао-рит-гранитный•(02?) комплекс выделяется в краевых частях Джабык-Ка-рагайского массива. Сложен он габбро-диоритами, диоритами, граноди-сритг.'.и, сиенодиоритами, иногда граносиениташ н гранитами (Магматизм... ,1990). Особенности положения и структуры, а также содержания рубидия и стронция соответственно для габбро-даоритов - 20-25 и 700-800 г/т, кварцевых диоритов - 40-45 и 500-550 г/т; высокая ти-танистость (0,8-1,4%), железистость (5,5-9Ж) и щелочность (5- 7,5%) позволяют сравнить их с первой фазой увильдоского комплекса (Иль-кеногорский района). Гулинский комплекс (Рг1) объединяет ультраба-зитн, габброиды и плагиограниты (последние редки) одноименного массива, серию более мелких тел, расположенных в западном борту Челябинского глубинного разлома (эродированный до основания Челябинский грабен). Сада же, по мнению автора, относятся и габбро-плагиограни-

тные интрузии новониколаевского комплекса, принадлежащие соседней Новониколаевско-Таругинской СФЗ и детально описанные в главе 4. Здесь же отметим лишь принадлежность серпентинитов рассматриваемого комплекса к раннепалеозойской алышнотипной формации (Малахов, 1983), а пород комплекса в целом - к рифтогенной офиолитовой формации начальных стадий деструкции земной коры. Неплюевский комплекс (32--1)1?), в состав которого входят преимущественно гранодиориты, био-титовые и двуслюдяные граниты, слагает одноименный массив, восточную часть Суундукского массива и полностью расположен в отложениях рымникской толщи. По аналогии с рефтинским комплексом (Средний Урал)", с которым у него много общего (Щульгага,1991), возраст неплв-евского комплекса принимается позднэсилурийско-раннедевонским. Пла-стовский тоналит-гранодиоритовый комплекс (В3-Сх) нацело слагает Варшавский и Великопетровский массивы. Плагиограниты Великопетровс-кого массива резко выделяются по рубидию (80-100 г/т) и стронцию (910-970 г/т), сильному фракционированию РЗЗ-ов, положительной ев-' ропиевоЯ аномалией, повышенным значением кобальта из всех разновидностей гранитоидов ДжаОыкской площади и близки соответствуем образованиям Увельской площади (см. главу 4) . Согласно Р.Колману и М. Донато (Трондьемиты...,1983), перечисленные особенности характерны для континентальных, плагиогранитов. Плагиограниты Варшавского мас-' сива отличаются явно меньшими содержаниями стронция (200-225 г/т) и отсутствием евролкевого максимума, что подтверждает га положение между трондьештами континентов и островных дуг. По многочисленным данным гранитоиды Варшавского и Великопетровского массивов принадлежат андезитовому ряду и относятся к тоналит-гранодиоритовой формации, сформированной на активной континентальной окраине. Аятский адамеллит-гранитный комплекс. (Рг3) включает граниты восточной части Джабык-Карагайского массива и Акмуллинский массив. Граниты имеют отчетливую ториезую и урановую геохимическую специализацию. По Из, Бг, малым элементам, петрохимическим особенностям, РТ- условиям образования гранитоиды .аятского комплекса- близки породам санарского комплекса Кочкарской площади. Озадачивают лишь аномально высокие и стабильные содержания А1-центров в кварце гранитов аятского комплекса - 17+22•1017спин/г,что можно, по-видимому, объяснить болев: высокой их.щелочностью по сравнению с санарскими.

Место гранитного магматизма в истории развития Западного поднятия Формирование рифейских вулканогенно-осадочных отложений в пределах Западного поднятия происходило, как это показано в первой главе, в грабеновой геоданамическоЯ обстановке. Разломы, ограшт-

вающие грабены, фиксировались телами алыдшотипных гипербазитов и базитов, входящих в состав "рифтогенных офиолитов" (Иванов,1981). К числу последних относятся западнокочкарский, варшавский и батуровс-клй комплексы. К концу рифе я резко усилился тепловой поток из верхней мантии, связанный с процессами активизации. Вдоль Западного поднятия образуется серия "горячих точек", которые давали высокотемпературные потоки трансмагматических флюидов, что в конечном счете привело'к плавлению крупных масс пород и диапироидному их всплытию. Таким образом образовались антиклинорше структуры Кочкарской и Джабыкской площадей, а также цепочка мигматитовых куполов. На данном этапе изучения куполов невозможно точно указать время их формирования, тем более, что процесс этот растянут на многие десятки миллионов лет (Салоп,1971; Кейльман,1988). Более или менее ясно одно, что главный этап гранитной мигматизации завершился где-то близко к границе верхнего рифея и венда. В дальнейшем происходило лишь их разрушение и заполнение локальных грабенообразных структур. Несомненно и другое - был и более ранний этап плагиомигматизации (920-1350млн.лет). На западном склоне Ккного Урала граница верхнего ри-фзя-вевда (около 650 млн.лет) также отмечена белорецким гранито-гнейсовкм комплексом(Штейнберг и др., 1987). Одним из возможных вариантов объяснения механизма образования гранито-гнейсовых куполов может служить одновременное двустороннее сжатие, которое периодически испытывало Западное поднятие в рифейское время в результате активизации мантийных даапиров на месте будущих Магнитогорской и Центральной рифтовых систем.

Новый этап формирования Западного поднятия начинается в венде. В это время синхронно с вулканитами александровской толщи формируются, образуя с ней единую вулкано-плутоническую ассоциацию, тела баштауского метагабброидного комплекса. В развитии магматизма вырисовывается субщелочной, шкритоидаый его уклон. К раннему палеозою, таким образом, на восточном склоне Южного Урала сформировалась зрелая континентальная кора, которая в раннем палеозое вновь была вовлечена в рифтогенный процесс. Разломы, ограничивающие долину Центральной континентальной рифтовой системы, трассируются ультрабази-тоеыми и базитовыми интрузиями кумлякского комплекса, Чампаловским массивом (граница Кочкарской и Увальской площадей), телами гулинс-кого комплекса, а также серией тарутинских массивов серпентинитов (Ковониколаевско-Тарутинская СЮ). По-видимому, к ордовику следует отнести формирование • кожубаевского монцодиорит-гранитного комплекса, подчеркивающего квазиплатформенное состояние коры на конец ран-

нвго палеозоя.

Палеозойский магматизм в пределах Западного поднятия проявился довольно слабо. Это, в основном, "отголоски" развивающихся западнее и восточнее рифтових систем (Магнитогорской и Центральной).Завершением первого тектонического цикла, например, стало внедрение грани-тоидов неплюевского комплекса. Со вторым тектоническим циклом связано становление тоналит-гранодиоритовой формации, фиксирующей собой завершение активного окраинно-континентального геодинамического режима (см. главу 4). Синхронно с ней в Арамильско-Сухтелинской зоне образовались интрузии габбро-гранитной формации. Принадлежность Ключевского массива к кукушкинскому комплексу не позволяет рассматривать Арамильско-Сухтелинскую зону в качестве аллохтонной. Завершением длительного периода формирования земной коры Западного поднятия явилось внедрение в ранней перш коллизионных интрузий гранитной (адамеллит-гранитной) формации (санарский, аятский комплексы) и сопутствующего ей дайкового поварненского комплекса. '

Глава 3. Магматизм Восточного поднятия.

. На проблему возраста пород Восточного поднятия и последовательность их образования существуют различные точки зрения. Наиболее детально стратиграфия и магматизм рассмотрены Н.Ф.Мамаевым (1964, 1967), на основе работ которого собственно и написана данная глава. Это позволяет очень кратко остановиться здесь на следующих основных моментах. I. В составе верхнедокембрийского метаморфического комплекса выделяется три свиты (снизу вверх): каменнодольская (плагиог-нейсы, кристаллические сланцы), кусоканская (парагнейсы, амфиболита, слюдяные сланца, кварциты, мрамора) и чулаксайская (графитистые кварциты, слюдяно-кварцитовые сланцы). Тогузак-аятская свита (песчаники, филлитовые сланцы) наращивают разрез позднего докембрия и ложатся на него с явным несогласием. Возраст ее трактуется как венд-нижний ордовик. Венчает-разрез средне-верхнеордовикские песчаники, конгломераты, кремнистые сланцы, аргиллиты. 2. Метавулканиты встречаются в каменнодольской и, более широко, в кусоканской свитах. Это, в основном, высокотитанистые метабазальты трапдаидного типа. Небольшие прослои метавулквнитов известны и в верхней части докембрия (чулаксайская, тогузак-аятская. свиты), а также, среди ордовикских отложений. В последнем случае это субщелочные высокотитанистые рифтогенные базальты (Лазарев,1977). 3. Среди каменнодольской и кусоканской свит отмечены метагаббро-амфиболиты, серпентинита и тальк-хлоритовые сланцы, являющиеся продуктами ле'тайорфизма основных и ультраосновных пород, подобных западнокочкарскому, бэптпус-

кому и батуровскому комплексам (Западное поднятие). Среди мигматитов известны многочисленные гранитные инъекции (Кейльман,1973). Первичный состав рифей-вендских образований Восточного и Западного поднятий, степень их метаморфизма, геохимические особенности мета-вулканитов очень близки, что указывает на единство их развития в позднедокембрийское время.

Третье защищаемое положение ;

Развитие Восточно-Уральской мегазоны в раннепа-леозойское время происходило в условиях континентального рифтогенеза на утоненном и подробленном гранито--гнейсовом основании, широко представленном на Запад--ном и Восточном поднятиях. Магматизм в ее пределах проявился в редуцированном виде синхронно с Магнитогорской геосинклинальной системой.

Глава 4. Магматизм и геодинамические условия формирования Восточно-Уральской мегазоны в палеозое

Основные черты стратиграфии западного фланга Центральной риф-товой системы

Палеозойские образования в пределах западного фланга Центральной рифтовой системы укладываются в три формационных ряда: ордовикj ско-сре дне девонский, верхнедевонско-нижнекюленноугйльшй и нихне-верхнекаменноугольный (Магматизм....1990). Известно (Прокин,1977; Серавкин,1986; Казанцева, 1987), что каждый формационный ряд Магнитогорской мегазоны начинается недифференцированной, порфиритовой формациями и завершается фяишем, субщелочным вулканизмом. На западном фланге Центрального рифта только первый формационный ряд (0-D2e) представлен наиболее полно. Начало формационному ряду было положено образованием натровых недифференцированных базальтов осей-ской (Pz1) толщи (здесь и далее стратиграфия дается по Увельской площади; Щулышн и др. ,1986). В основании ее аналога из Полетаевс-кой площади томинской толщи, надежно датированной нижним-средним ордовиком (Сначев и др.,1990).лежат щелочные, высокогитанистые (1,5 -2,6$) и субщелочные (суша щелочей до 5,5%) базальты. Выше располагаются породы контрастной и последовательно дифференцированной (существенно андезитоидаой) формации (соответственно нижняя и верхняя подтолщи кособродской толщ - S1-D1). Флишоидный облик портня-гинской толщи (D2e), наличие трахитоидных вулканитов в верхах косо-бродской толщи, явно меньшая степень даслоцированности и метаморфизма в перекрываюцих чабанских образованиях четко фиксируют границу первого и второго циклов.

Второй формационный ряд (Б3Гг-С1т1_г) начался порфировыми эф-фузивами преимущественно основного состава(чабанская толща - d.ir-

-йа), относящимися к слабо дифференцированной базальт-андезито-база-льтовой кали-натровой формации, которые в дальнейшем сменились на-> земными вулканитами (чернореченская толща - Б3Гт-С1г1), пироклвсти-ческим материалом, терригенными породами, флишоидной черносланцевой толщей (С^-у^и трахитоидными вулканитами кабанской толщи(С171_г). Подтверждением завершенности цикла является резко несогласное залегание вышележащей санарской толщи с гравелитами, конгломератами в основании. Третий формационный ряд (С172_3-С2)практически полностью редуцирован. Вулканиты известны лишь в виде прослоев в песчаниках терригенно-карбонатной санарской толщи (С1у2_3). Сухарышская существенно карбонатная (С173-С2Ь1)и подгорная карбонатно-обломочная (С2ш)толщи завершают разрез палеозоя.

Наиболее важные особенности формационных рядов следующие: постепенное смещение во времени вулканизма в пределах первых двух из них с запада на восток к Челябинскому грабену; резко уменьшенная (в 2-3 раза) мощность отложений каждого цикла (соответственно, 1-3,зГ 1,5-4 и 0,6-1,5 км) по сравнению с Магнитогорской мегазоной (3-8; 2,5-8 и 2-4,5 км; Пронин,1977); редуцированный, неполный характер их проявления.

Интрузивные образования

Интрузивный магматизм в пределах западного фланга Центрального паЛеоркфта исключительно разнообразный и многоэтапный (Львов,1965; Ферштатер,Бородина,1975; Сначев,1988; Сначев й др.,1990). Описание интрузивных комплексов, приведенное ниже, дано по результатам последних съемочных работ (Щулькин и др.1991; Бабкин и др.,1990).

Андреевский комплекс (И) слагает западную часть Пластовского массива и представлен меланократовыми порфировидвыми плагиогранита-ми, имеющими гнейсовидную текстуру, плагиомигматитами с большим количеством реликтовых "осганцов" плагиогнейсов. При рассмотрении гранитоидов Кочкарской площади андреевский комплекс не выделялся, но описан как первый этап мигматизации. Осейский комплекс (Рг^) слагает одноименный массив в восточном экзоконтакте Пластовской интрузии. Массив неоднороден по составу и представлен в основном интенсивно преобразованными гнэйсо-плагиогранитами. Особенностью последних являет.ся присутствие голубого кварца, высокая кислотность (74-7756), низкие содержания калия' (до 1%) и сумма щелочей (до 5%).Воз-яесенско-синаглазовский комплекс (Ра1) включает Вознесенский плаги-огранитный и Синеглазовский'габбро-пироксэнитовый массивы. Габбро по петрохимическим особенностям близки вмещанхцим субщвлочным, высо-котитанистнм базальтам томшской толщи.Комплекс ульграбазитов (Рг.),

вклхяаквдй Чампаловский массив (граница Увельской и Кочкарской площадей) и серию более мелких тел, по всем параметрам (составу, геохимии, возрасту и т.д.) повторяет кумлякский комплекс и подробно не рассматривается.В зеленодольский порфиритовый комплекс (D3) включены габбро, габбро-диориты, диориты, диоритовые порфирит, кварцевые диоритовые порфирита, плэгиогранит-порфиры. Сюда входят Урманский; Медиакский, Зеленодольский, Краснооктябрьский, Центральный, Томинс-кий, Биргильдинский массивы или группы малых тел. Массивы порфири-тового комплекса имеют парагенетическую связь с вулканическими пос-<тройками D3, Ds-Cj и образуют две ветви субмеридионального простирания. Интрузии зеленодольского комплекса относятся к габбро-диорит-плагиогранитному формационному типу (Ферштатер и др.,1984) и связываются со становлением маловодных магм на глубине порядка 1,5 км. Пластовский интрузивный комплекс(Dg-Cj) образует два пояса массивов: в состав западного пояса входят Увельский, Коелгинский, Пластовский и Чернореченский массивы, в состав восточного - Портнягин-ский, Кособродский, Каменский и Новоукраинский, Гранитоиды всех перечисленных интрузий по готрохимическим данным относятся к тоналит--гранодиоритовой формации (Ферштатер,Бородине,1975). Анализ геологического материала указывает на поздаедевонско-раннекаменноуголь-ный их возраст. Для нормальных гранитов западной половины Челябинского массива, принадлежащих гранитной формации, получен рубидий-стронциевым изохронным методом нижнепермский возраст (260-1 и 267±4 млн.лет), для гранодиоритов - щганекаменноугольный (341-6) (определения В.М.Горожанина, ИГ БНЦ УрО РАН).

Геохимические особенности магматических пород Исследования расплавных и газово-оддких включений в кварце гранитовдов пластовского комплекса показали высокие температуры начала их кристаллизации - 780-830°С и небольше глубины формирования - 1,5-2 км, тогда как малые теле зеленодольского комплекса кристаллизовались на глубине 0,7-1,2 км при температуре 72СК760°С. Для сравнения приведем температуру гомогенизации расплавных включений в голубом кварце осейских гнейсов - И00°С. По содержанию рубидия и стронция гранитоиды зеленодольского (10-45 и 190-230 г/т) и пластовского (60-150 и 200-1100 г/т) комплексов заметно различаются, хотя и соответствуют гранитоидам структур с режимом преобладающих нисходящих движений (Солодов и др.,1980). Особняком стоит субщелочной Летягкнский массив (Rb - 200-280, Sr - 1200-1400 г/т). На диаграмме Rb-Sr для интрузивных серий (Ферштатер,1987) гранитоиды пластовского комплекса ложатся в область тоналит-гранодаоритовой формации,

нормальные граниты Челябинского массива - в область гранитной формации, а малые интрузии зеленодольского комплекса попали в поле пород, производных толеитовой континентальной , островодужной магмы. На диаграмме Р.Колмана и Ы.Донато (Трондьемиты...,1983) плагиогра-ниты Увельской площади ложатся в поле континентальныхтрондьемитов, а плагиограниты Вознесенского массива (ЕЬ< 10, Бг - 113-149 г/т) -в поле океанических. Подтверждается это я результатами кейтронно-активационного анализа. Так,плагиограниты пластовского комплекса имеют высокую степень фракционирования РЗЭ-ов, у них нет подобно Вознесенским гранитоидам европиевого минимума, свойственного океаническим плагиогранитам. Согласно Дя.Арту (Трондьемиты...,1983), подобные породы занимают промежуточное положение между трондьемита-ми континентов и островных дуг. Учет всех особенностей (петрохими-ческих, геохимических) указывает на принадлежность пород.тоналит-гранодаоритовой формации к гранитоидам андезитового ряда, плзгиог-ранитов Вознесенского массива - толеитового ряда. Сравнивая данные РЗЭ-ов по зеленодольскому комплексу (Ьа - 20-25, Се - 30-46; Бт -2,9-4,0; Ей - 2,2-3,2; УЪ - 0,3-0,4; Бс - 14-34), хорошо видна сходимость с порфириташ чабанской толщи. Раннепермские граниты Челябинского массива по малым элементам повторяют санарский комплекс. На диаграмме Дж.Пирса {1984) зеленодольский и пластовский комплексы образуют самостоятельные области в поле гранитоидов вулканических дуг. Для сравнения с Кочкарской площадью приведем результаты изучения А1-центров в кварце плагиограяитов - 2,8+3,8,1017спин/г.

Рассмотрим геохимические особенности вулканогенных пород. Имеющиеся данные по редкоземельным (Ьа - 1,5-3,8; Се - 4-18, Бт - 0,61,5; Ей - 0,5-1,3; УЬ - около I, Ьи - 0,2-0,4 г/т) и другим малым элементам (Бс - 39-50, Со - 20-44, К1 - 30-60, Сг - 20-60, ЛЬ < 10, Бг - 100-190, - 80-100 г/т) базальтов осейской толщи указывают, во-первых, на безусловное их сходство с томинскими базальтами, а, во-вторых, на принадлежность к толеитовой серии(Геодинамические..., 1989), точнее низкохром-никелевой (примитивной) ее разновидности, формирующейся во фронтальных зонах островных дуг. Подобные породы встречены и в офиолитовых комплексах континентов (Кузьмин,1985).Ниже примитивных толеитовых базальтов установлены субщелочные, высокотитанистые базальты, содержащие: Ьа - 5-11, Се - 15-26, Бш - 3-7, Ей - 1,5-2,7; УЬ - 0,4-0,8 г/т, а иногда(скв.39) и в 2-4 раза больше лантаноидов легкой группы. Рубидия в них - 10-30, Бг - 130-180, IV - 100-170 г/г.•Совместно со щелочными базальтами, имеющими на порядок больше элементов цериевой группы, они относятся к.базальтам

'щелочно-базальтовой серии, характерной для континентальных рифто-вых зон. Глубокая сг.в. Т-З перйсекла описанные выше породы и вошла в биотитовые гранитоиды, по геохимическим особенностям повторяющие мигматиты Кочкарской площади. По-видимому, вскрыт фундамент, на котором заложена континентальная рифтовая система. Кособродские вффу-зивы основного состава отличаются от подстилающих их осейских базальтов. Эти отличия проявляются в увеличении содержаний рубидия (10-38 г/т), стронция (150-300 г/т), РЗЭ-ов, фракционировании последних, хотя и доеольно слабом. По сравнению с базальтами кособродской толщи в чабанской больше стронция (до 450 г/т), щелочей, редкоземельных элементов, циркония (95-170 г/т), на порядок выше скандия. По многочисленным особенностям порода чабанской толщи относятся к "островодужной" базальт-андезито-базальтовой формации. Субщвлочная кабанская толща по петрохимическим и геохимическим характеристикам близка трахибазальтвм- верхних частей кособродской толщи и принадлежит начальным.этапам континентальной стадии развития.

Основные черты стратиграфии восточного фланга • . к осевой части Центральной рифтовой системы Новониколаевско-Тар.утинская СФЗ (рис. 1,2) представляет собой восточный фланг Центральной рифтовой системы. В ее пределах выделяются три блока - западный, центральный и восточный, границы мевду которыми трассируются телами серпентинитов(Бабкин и да.,1988). Клавишная структура' Новониколае вско-Тарутинской площади предопределила глубокий уровень эрозионного среза восточного и западного блоков, сложенных никнепалеозойскими вулканогенно-осадочными образованиями. В центральном блоке установлены порода от ордовика до нижнего карбона. Подобно западному флангу рифта палеозойские отложения Но-вониколаевско-Тарутинской СФЗ укладываются в несколько формационных рядов.Первый формационный ряд (0-П2е) представлен серией формаций, начиная от рифтогенной субщелочной» высокотитанистой (трахибазаль-товой) (нижняя вулканогенно-осадочная толща нижнепалеозойского возраста), повторяющей по РЗЭ-ам низы томинской толщи, через слабодиф-Ферендарованную (верхняя вулканогенно-осадочная толща Б1_г) До последовательно дифференцированной (тогузакская толща К1). Завершается разрез флишоидаой (лейгщигская'толща - В1-Еае) терригенной формацией (Бабкин и др.,1989). Между"верхней и нижней вулканогенно-осадочными толцами установлена черносланцевзя толща ). При переходе от начальных этапов первого тектонического цикла к конечным хорошо видна смена афировых вулканитов на порфировые, увеличивается при этом в разрезе доля средних, кислых и осадочных пород, пирокласти-

ческих образований. Второй формационвдй ряд (П^г-С^) характеризуется явным преобладанием среди слагающих его вулканитов иорфиритов и туфов андезитового состава (туфогенно-осадочная толща 03!г-С1г), резко несогласным налеганием пород на более древние образования, присутствием в основании разреза горизонта конгломератов¡проявлением наземного вулканизма, среди продуктов которого туфи пользуются • наибольшим развитием.

Челябинский и симметричный ему относительно межграбеновой области Восточный грабен (рис. 2 ) имеют асимметричное строение - западный борт первого из них и восточный второго практически вертикальны, а восточный, борт первого и соответственно западный второго -пологие, образованные серией мелких сбросов (Геодинамика...,1991). В основании разреза Челябинского грабена известны 'траппы с возрастом 258-28, 244-12, 250-4 (Петров и др., 1982), лежащие на карбонат-но-обломочной подгорной толще (Сгт). Центральную часть грабена выполняют терригенные осадки и траппы триасового возраста. По набору РЗЭ-ов рассматриваемые -вулканиты близки базальтам и недифференцированным траппам Сибирской- платформы (Балашов, 1976).

Межграбеновая область (осевая часть рифта) хорошо прослеживается до широты Чесменского массива. Далее на юг она выклинивается. На широте Челябинской интрузии происходит расщепление и наблюдается веерное ее строение. Купольное строение межграбеновой области подчеркивается омоложением отложений к востоку и западу от Нижнесанар-ского массива (нижнэпелеозойские внсокотитанистые трахибазальты -силурийские туфи, туфопесчаники - средае-верхнедевонские субщелочные базальты). Известны здесь и кембрийские- отложения (кувайская толща; Щулькин и др.,1986). Одним из важных моментов является наличие в приграбеновых частях межграбеновой области серии малоамплитудных надвигов о падением в стороны от ее оси, т.е. от гракитоидного массива (Петров и др.,1982).

Интрузивный магматизм

Тарутинский метаультрабазитовый комплекс (Ри1) приурочен к разломам, отделяющим центральный блок от" восточного и западного. Представлены порода апогарцОургитовыми серпентинитами. По аналогии с метаультрамафитами кумлякского, гулинского комплексов (Кочкарская, Днабыкская площади), а также Чампаловского, Синеглазовского массивов (Увельская, Лолетаевсквя площади) гипербазиты тарутшского комплекса относятся к раннепалеозойской дунит-гарцбургитовой (альпино-тштаой) формации. Обломки серпентинитов известны среди фаунистичес-ки охарактеризованных терригеядах пород нижней вулканоге!шо-осадоч-

ной толщи (02_3) (Шулькин,1991). Новониколаевский комплекс(Ри1) известен лишь в западном блоке и сложен серией тел габбро и плагио-гранитов. Имеющиеся данные по рубидию (3-12 г/т), стронцию (82-101 г/т), малым элементам (Ъа - 1-4,6; Се - 3,5-12; Бш - 0,9- 1,9; Ей -0,8-1,4; Бс - 30-57, Со - 33-50 г/т) указывают на близость габброи-дов вмещающим микрогаббродиабазам, микропорфиритам нижней вулкано-генно-осадочной толщи. Плагиограниты, судя по содержанию в них ГО (5-10 г/т), Бг (140-170 г/т), малых элементов (Ьа - 4,2-6,9; Се -' 7-12, Бт - 2,6-4,0; Ей - 1,0-1,3; УЬ- 3,1-3,9; Со - 6г11,Сг - 9-16, Та - 0,5-1 т/т) можно отнести к толеитовому ряду(Кузьмин,1985),океаническим плагиогранигам (Трондьемиты...,1983) и считать составной частью.рифтогенных офиолитов, формирующихся на начальных стадиях деструкции континентальной коры. Красноармейский ультрамафитовый комплекс (С1-Р2?) развит локально вдоль одноименного диагонального разлома'. В серпентинитах комплекса известны обломки известняков ту-фогенно-осадочной толщи (03-С1) (Бабкин и др.,1988). Михеевско-ка-рамысовский комплекс (С1) известен только в центральном блоке и представлен малыш телами, дайками преимущественно диоритов, диоритовых порфиритов, редко габбро, гранодаоритов., плагиогранит-порфи-' ров (Грабежев и др.,1986). Последовательность внедрения пород - от • габбро к плагиогранит-порфирам. По многим петрохимическим, геохимическим характеристикам, структурно-текстурным особенностям пород, металлогеничёской специализации(Магматизм...,1990) диориты и диоритовые порфириты михеевско-карамысовского и зеленодольского (Увельс-кая площадь комплексов практически не отличимы друг от друга.Солэ-ногорский монцодиорит-гранитный комплекс (Сг_3> развит в северной' части центрального блока. В его составе выделяются интрузии с повышенной щелочностью (монцониты, монцодиориты).и, более поздние, с нормальной щелочностью (гранодиориты, граниты). По содержанию рубидия (105-135 г/т) и стронция(640-860 г/т) сиенитоидные породы Соле-ноозерского массива отвечают орогенным образованиям(Грабежев и др., 1986). По составу, возрасту, геохимии он сопоставим с Летягинским массивом (Увельская 'площадь), также являющимся завершапцей фазой каменноугольного интрузивного магматизма. Как видим, цри сопоставлении магматизма, истории развития западного и восточного флангов рифтовой системы не. видно принципиальных различий. . .

Наиболее крупным интрузивным массивом ее осевой части является Нижнесанарский. В строении массива принимают участие огнейсованные плагиограниты, имеющие К-Аг-датировки в 546 млн.лет (Петров и др., 1982), и гранодиориты тоналит-гранодиоритовой формации нижнего кар-

бона.- Не исключен верхнерифейский возраст огнейсованных плагиогра-нитов (Мамаев,1965), на что указывает их сходство с гранитоидами борисовского комплекса по содержанию А1-центров в кварце (9,7412,6" •1017спин/г), рубидию (170-230 г/т), стронцию (240-400 г/т),РЗЭ-ам, структурному положению. Удивительным является то, что гранитоиды, отобранные по всему широтному пересечению массива, показал! плотность в.интервале 2,7-3,1 г/см3. Объяснение этому факту может быть только гибридаость пород, интенсивная их проработка неглубоко залегающим мантийным веществом. .

Некоторые особенности развития Центральной рифтовой системы Идея о существовании в пределах Восточно-Уральской мегазоны рифтовой системы высказывалась неоднократно (Зоненшайн и др.,1976; Иванов и др.,1986; Прокин,1990 и др.). Некоторые элементы рифтовой системы выделялись и в.работах А.М.Косарева (1986;1992), И.Б.Серав-кина и др.' (1990). Однако цельной картины нарисовано не было. Вновь этот вопрос был поднят в связи с пересъемкой значительной части Восточно-Уральской мегазоны Н.С.Кузнецовым (ЧГРЭ ПГО "Уралгеология") и разработан нами в серии публикаций (Сначев и др.,1990;1991;1991г; 1992). Установлено, что в раннепалеозойсков время на рифей-вендском фундаменте, широко развитом на Западном и Восточном поднятиях,зало-жилась континентальная" рифтовая система со всеми присущими подобным структурам магматическими комплексами, полным набором геофизических признаков. Вышеназванные поднятия выступали в роли ее плеч. Главная долина рифтовой системы трассируется ультрабазитовыми и ба-зитовыми интрузиями, входящих, по-видимому, совместно с породами габбро-плагиогранитной формации в состав "рифтогенных офиолитов", образующихся на ранней стадии деструкции континентальной коры (Иванов, 1981). В пределах рифтовой долины на подробленном и утоненном основании накапливались терригенные образования (преимущественно песчаники), щелочные, субщелочные и толеитовые базальты, образующие единую формацию, типичную для континентальных рифтов (Милановский, 1976; Континентальные..., 1981). В осевой зоне установлены и многочисленные дайки диабазов. Учитывая заметно большее развитие толеи-товых базальтов относительно субщелочных и щелочных их разновидностей, скорость раскрытия рифтовой системы была' довольно высока (Геодинамические. ..,1989). '

■ Известно,' что палеорифтовые системы обладают рядом признаков, позволяющих их диагностировать на основании геофизических данных (Альмухамедов и др.,1985; Разваляев,1988). Центральный палеорифт в гравитационном поле имеет четко выраженный максимум, на который на-

локена Солее узкая зона минимума (Сначев и др.,1992). 'Ширина центрального максимума составляет 30-60 км, что, согласно И.Рамбергу и П.Моргану (1984), соответствует подавляющему большинству континентальных рифтов Земного шара. Локальный минимум (порядка 10 км) в северной части структуры вызван осадочными отложениями и высокопористыми траппами триаса, а в южной - гибридными породами гранитоид-ного ряда (Шпшесанарский массив). По результатам расчетов (Сначев и др.,1990) аномальный объект, вызывающий положительную аномалию, может быть расположен на глубине 5-7 км при диаметре 16-20 км и избыточной плотности 0,1"103кг/м3. При.этом мощность палеозойских ву~ лканогеянот-осадочных пород на западном фланге палеорифта оценивается в 3-4 км '(Геодинамика..., 1991), а на восточном - 1,5-2 км. На сейсмическом разрезе земной коры и верхней мантии по Троицкому профилю ГСЗ (Дружинин,Кашубина,1986) прекрасно видно, что в осевой части рифтовой системы наблюдается резкий подъем промежуточных границ, разграничивающих сэйсмоструктурные этажи. Анализ карты аномального магнитного поля северной половины Восточно-Уральской мегазо-ны (Петров и др.,1982) показывает, что магнитное поле в пределах осевой части имеет полосовой, резко дифференцированный характер. Простирание аномалий, как положительных (до 2500 нТл), так и отрицательных (до 400 нТл), параллельно Челябинскому, Восточному грабенам и оси рифта. Стадия дифференцированных погружений и общего погружения в подобных континентальных рифтах мира (Кенийский, Эфиопский, Осло и т.д.) характеризуются наличием бимодальных вулканических серий, пестроцветных вулнаногенно-осадочных формаций, черносла-нцевых комплексов и вулканов центрального типа в их бортовых частях (Рамберг, Морган,1984). Весь этот набор признаков присутствует как на западном, так и на восточном флангах палеорифта. В палеозое, как-это следует из всего представленного в данной главе материала, Цен-' тральная рифтовая система повторила все три тектонических цикла и стадии внутри них,' характерные для Магнитогорской мегазоны, с той лишь разницей,-что в общем при тех же временных интервалах мощности формаций в ней явно редуцированы, тектонические циклы недоразвиты и проявлены к тому же не так четко. На фоне общей тенденции изменения вулканитов от примитивных базальтов толеитовой серии, через извест-ково-щелочную до субщелочной наблюдается миграция вулканизма во времени с западного фланга на восточный. Так, например,.возраст базальтов последовательно омолаживается с ордовика (осейская толща) до карбона (кабанская толща). Широкое проявление андезитоидного • магматизма в пределах палеорифта в верхнэдевонско-нижнекаменноуго-

льное время объясняется, по-видимому, влиянием зоны субдукции Магнитогорской мегазоны, в результате чего был сформирован окраинно-континентальный вулканический пояс. Работами Р.Г.Язевой (1989), Р.Г.Язевой, В.Н.Пучкова, В.В.Бочкарева (1939), В.А.Коротеева (1932) достаточно убедительно показано, что область Центральной рифтовой систеш представляла собой в этот период активную континентальную окраину со всеми присущая ей признаками. Вместе с тем, здесь в свою очередь авторами выделялись две синхронные, но пространственно разобщенные вулкано-ялугонлческие ассоциации, соответствующие в нашем понимании ее западному и Еосточному флангам. Затухание андезитоидного магматизма произошло в конце раннего карбона, что связано с прекращением субдукционного процесса (Язева,1939). Наши материалы полностью укладываются в эту модель.

Существенным шагом в развитии рассматриваемой территории является проявление в начале "примитивных" гранитоэдов повышенной основности, а затем по мере увеличения мощности кори и ее консолидации все более кислых ее производных. Уже отмечалось, что наиболее ранними были интрузии габбро-плагиогранитной формации. Подавляющее большинство других массивов сформировалось на заключительных этапах нозднедевонско-раннекаменноугольного тектонического цикла в геоди-нзмических условиях, близки к активной континентальной окраине. В этот период здесь проявился мощный андезитоидный магматизм, с которым тесно связано медно-порф£фовое, медно-скарновое, золотое и ред-кометальное оруденоние. Сюда входят мелкие существенно диоритовые интрузии габбро-даорит-плагиогранитной, а также крупные массивы тона лит-гранодиоритовой формаций. Заключительным этапом интрузивной магматической деятельности и практически завершением длительного периода формирования континентальной коры в пределах Восточно-Уральской мегазоны стало внедрение в ранней перш коллизионных нормальных микроклиновых гранитов. Таким образом, гравитоидный магматизм шеет ту же самую тенденцию своего развития, что и вулканизм. С течением времени от ранних этапов единого палеозойского мегацикла к позднему наблюдается смена гранитоидов толеитового ряда (габбро-плагиогранитная формация) андезитовым (габСро-диорит-плагаогранит-ная порфиритовая и тоналиг-гранодиоритовая формации) и, далее, из-вестково-щелочным (гранитная формация). Это.связано с постепенным наращиванием мощности земной коры от одного цикла к другому.

Подводя итог вышеизложенному, можно констатировать удовлетворительное совпадение по времени тектонических циклов развития Восточно-Уральской и Магнитогорской мегазон. Отличия заключаются: в

законченности, зрелости каждого цикла в последней из них и соответственно их редуцированном характере, особенно к концу процесса, в первой; в проявлении более кислого гранитоидного магматизма в Восточно-Уральской мегазоне (тоналит-гранодиоритовая формация) по сравнению с Магнитогорской(габбро-гранитная формация), в составе базальтов (Серавкин и др.,1990),а главное в геоданамической обстановке формирования. Западное и Восточное подня-тия (плечи рифта) представляли собой на протяжении всего палеозоя жесткие блоки (микроконтиненты), в пределах которых практически отсутствуют отложения молоке ордовика. Особенностями последних являются отсутствие в их разрезах вулканогенных пород и. накопление в грабеновнх структурах. Подобней закономерность отмечена и описана ■ И.А.Пелевиным и В.Н.Пучковым (1987,1989) в Восточных Мугоджарах, где палеозойские отложения," представленные только терригенно-карбонатными и карбонатными породами (миогеосишшшальный комплекс),сохранились также лишь в узких меридионально вытянутых грабенах.

В конце перми-триаса начался новый этап растяжения земной коры в расположенной восточнее "трапповой провинции". В пределах Центральной рифтовой системы он проявился в активизации магматической деятельности (этап платформенной активизации). Именно в это время закладываются Челябинский и симметричный ему Восточный грабены (рис. 2 ). Динамика процесса грабенообразования, по мнению Н.С.Кузнецова (Геодинамика.'..,1991), связана с потерей подвижности останца мантийного диапира, его кристаллизацией, появлением при атом на небольшой глубине области огромной избыточной массы, которая создала значительные усилия, направленные на погружение центрального блока пород. В перми в период нового цикла растяжения произошел сброс напряжений по серии субмеридиональных разломов, опускание осевой части рифта и формирование Челябинского и Восточного грабенов. Основные их особенности резкая асимметрия и присутствие надвигов, направленных в сторону оси рифтовой системы, в приграбеновых ее областях,

Четвертое защищаемое положение:

Навдая из последовательно сменяицих друг друга структур Восточно-Уральской мегазоны характеризуется набором рудных формаций, соответствующих различным гео дшамическим обстановкам. Размещение рудных объектов, связанных .со становлением гранитоидных интрузий, обусловлено тепловым режимом последних и контролируется зонами изотермической стабилизации.

Главз 5. Металлогения Восточно-Уральской мегазоны и связь оруденения со становлением гранитоидных интрузий Металлогения Ваггадного и Восточного поднятий Интерес к поднятиям обусловлен на столько находящимися в их пределах рудных объектов, сколько появившейся возможностью проследить динамику их формирования. Признавая единство развития Западного и Центрально-Уральского поднятий в рифей-Еендское время и показав сходство слагающих их террйгенных и вулканогенных пород, а, следовательно, и исходной металлогении (Магматизм...,1990), очень важно оценить роль грвнитоидного и сопутствующих ему процессов в концентрации ранее рассеянных рудных элементов, в образовании новых и преобразовании уже существующих месторождений и проявлений. Особенностью металлогении Башкирского антшшшория является почти полное отсутствие промышленных концентраций рудных элементов (Главные...,1990; Макушин,1986). Металлогения Западного поднятия очень близка западному склону Южного Урала, однако, многократное преобразование рудного вещества(процессы гранитной - и плагиомитматизации, становление верхнепалеозойских гранитов, тоналит-гранодиоритовой формации на соседней площади) привело к его концентрации и образованию новых объектов, не характерных для Башкирского антиклинория. В мраморах елизаветпольской и кучинской толщ, меланже карбонатной толщи (Кочкарская, Джабыкокая площади) известны мелкие месторождения и многочисленные проявления полиметаллов; в пределах пегматитовых полей установлена редкоземельная тантал-ниобиевая минерализация; в корах выветривания благодатской толщи - крупные проявления редких земель иттриевой и цериевой групп; в светлинской толще открыто месгороздение и ряд проявлений золота прокилково-вкрап-ленного, метаморфогенно-гидротермального типа, россыпного золота. Кроме того, в кукушкинской и александровской толщах известны находки алмазов, с гранитоидами санарского и поварненского комплексов связаны проявления урана, с метаультрамафитовым и метагабброидным комплексами - хромитовое и медно-никелевое оруденение(Муркин и др., 1989). Возраст последнего перзотложения полиметаллических руд, полученный по галениту.свинец-свинцовым методом (исполнитель В.М.Го-рожанин), составил 328-6 млн.лет (Андрее-Юльевский участок), что соответствует времени образования тоналит-гранодиоритовой формации .на соседней Увельской площади. Новый подход к истории развития Западного поднятия позволяет надеяться на выявление здесь алмазов ме-таморфогенного и лампроитового типов. Это подтверждается высокой степенью метаморфизма пород, насыщенностью их углеродом, находками

мелких алмазов метаморфогенного типа, щелочной и пикритоидной направленностью магматизма в вендское время. Металлогения Восточного поднятия в литературе практически не освещена. По аналогии с-Западным поднятием здесь можно, по-видимому, ожидать близкий набор рудных формаций.

Металлогения Центральной рифтовой системы Структура Центрального континентального палеорифта не является однородной. В ее пределах можно выделить по крайней мере три более дробных подразделения: западный фланг, осевую ее часть и восточный фланг. Каждая из перечисленных локальных.структур имеет свою мета- • ллогению, соответствующую набору развитых здесь вулканогенных, осадочных и интрузивных формаций. При симметричной структуре палеорифта металлогения и геология западного и восточного его флангов долж--на быть довольно близкой. В принципе так оно и есть. Однако, более высокий эрозионный срез Новоншсолаевско-Тарутинской зоны обусловив и некоторую их специфику. Рудаая минерализация палеорифтовой системы представлена несколькими-рудными формациями. С рифтогенной стадией ее развития связаны небольшие сульфидные месторождения (Косо- • бродское, Биксизак и другие), имеющие явный полиметаллический уклон. Кроме свинца и цинка в них отмечены к тому же высокие концентрации золота и серебра. Ранее перечисленные объекты относили либо к колчеданной, либо к медно-порфировой формациям. Возраст оруденения известен не был. Измерения изотопного состава свинца в рудах месторождения Биксизак показали 398*6 млн.лет (ИГ БНЦ УрО РАН), что соответствует границе силура и девона. Подобные полиметаллические месторождения сульфидных руд Ф.Дж.Сокинсом (Континентальные..., 1981) выделены в специальный тип, характерный для флангов областей континентального рифтогенеза. Подтверждением тому являются многочисленные проявления флюорита на Увельской, Новониколаевской и, в особенности, Полетаевской площадях, указывающих на несомненную связь территории с континентальным рифтогенезом (Абрамович,Клушин, 1987). Флюоритовые объекты хорошо укладываются и в схему металлоге-нической зональности, предложенную А.Х.Митчелом и М.С.Гарсоном (1984). Так, полиметаллическое и фдюоритовое оруденение сконцентрировано на наиболее удаленных от оси рифтовой системы участках, тогда как редкометальные - наоборот на приближенных. '

В позднем палеозое Центральный палеорифт развивался в условиям активной континентальной окраины (Язева,1989; Язева.Пучков,Бочка-рев, 1989). В это время здесь широко проявился андезитоидный магматизм как в интрузивной, так и в эффузивной фациях. С малыми порфи-

ритовыми интрузиями связаны все известные на рассматриваемой шюща-г да месторождения и проявления медно-порфировых и молибден-модоо-по-рфировых руд(Томинское, Зеленодольское, Биргильдинское.Тарутинское, Михеевское, Новониколаевское, Карамысовское ), с интрузиями извес-тково-щелочного ряда - золотые и редкометальные объекты. В мировой литературе считается общепризнанной связь медно-порфирового орудё-нения с зонами субдукции (Абрамович,Клушин,1987). При восточном падении зоны субдукщш в Магнитогорской мегазоне, как следствие этому, должна существовать в более восточных областях и металлогени-Ческая зональность. В общем виде на примере восточного склона Южного Урала она описана в работах Р.Г.Язевой (Язева,1989; Язева и др., 1989;Серавкин,1986),где показана смена в восточном направлении золотосодержащих колчеданно-полиметаллических месторождений медно-порфировыми, медно-скарновыми, золоторудными и, далее, молибден-медно-порфировыми и редаометалышми. Подобная зональность устанавливается и в Центральной рифтовой системе. В частности, становится понятным присутствие в пределах ' Новониколаевско-Тарутинской зоны медно-порфировых месторождений с сильнейшим скарнированием вмещающих пород и какой-то долей магнетитовых руд (Грабежев и др., 1986), развитие медно-молибденовой и редкоземельной минерализации в восточном поясе Увельской площади.

Рассмотрение металлогенических особенностей осевой части рифтовой системы несколько затруднительно в связи с ее плохой изученностью. Перспективы ее, по-видимому, следует связывать с формированием ультраосновных и основных комплексов пород, в которых возможно открытие титаномагнэТитовых руд с платиновой минерализацией, хромитов (рифтогенный этап), а.также алмазов (этап платформенной активизации). Последнее поясним. В осевой части Магнитогорской ме-газоны* совсем недавно установлены более десятка даек лампроитов (Мосейчук и др.,1990). Нами в лаборатории геохронологии ИГ БНЦ УрО РАН ( исполнитель В.М.Горожанин ) изохронным рубидий-стронциевым Методом установлен возраст даек - 208±18 и 197-6 млн.лет. На это время (триас) на Урале падает мощный этап тектоно-магматической активизации, и наиболее интенсивно он проявился в пределах тленно Центральной рифтовой' системы, точнее ее осевой, части.. Проведенное здесь шлиховое опробование (Сначев и др.,1992) и последующее изучение минералов на микрозонде. "Джойл" привели к находкам незональных (!) хромшпинелидов с очень высоким содержанием Сг203 (54-61%), характерных для кимберлитов (Справочник...,1988), .а такйе розовых и Кгалиновых цирконов, описанных ранее (Орлова,1960) в качестве аллю-

Шальных спутников Уральских алмазов.

Тепловой режим становления грагоиоидов Восточно-Уральской мегазоны и перспективы их обрамления на поиски оруденения Наряду с традиционными мивералого-геохимичвскими и структурно-геологическими исследованиями, повышающими, эффективность поисково-разведочных работ, могут быть использованы и новые подходы с оригинальными критериями прогнозирования. Одним из таких методов является математическое моделирование на ЭВМ процесса становления интрузивных тел (Демин и др.,1976). Впервые на Урале подобные исследования были проведены нами (Тепловой...,1989) на примере массивов гранитной формации Магнитогорской мегазоны, ряда интрузий Кочкарской и Увельской площадей. Анализ теплового режима становления гранитоид-ных интрузий позволил • проследить динамику их кристаллизации, оценить .длительность этого процесса, представить развитие во времени тепловых шлей. В процессе становления рассматриваемых массивов на периферии некоторых из них существовали такие участки, на которых на протяжении длительного времени, сопоставимого с продолжительностью их кристаллизации, не происходила миграция теплового шля. Такие участки носят название зон изотермической стабилизации. Работами Ф.А.Летникова и др. (1971), В.Г.Золотарева (1979), Ю.И.Демина п др.. (1980) было показано, что зоны термостатирования благоприятны для концентрации руд, связанных Со становлением гранитоидных тпру- . зий. Тот факт, что зоны изотермической стабилизации установлены не только на участках с известной минерализацией, но. и на площадях, где ее нет, делает их перспективными на поиски руд. Буровые работы, проведенные на Увельской и Кочкарской площадях, подтвердили сделан-, ные прогнозы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Во избежание повторений здесь объединены часть III "Геодинами-чесхие условия развития Восточно-Уральской мегазоны в позднем докембрии и палеозое" и "Заключение" диссертации. Анализ материала, приведенного в части II, позволил выделить в истории развития Восточно-Уральской мегазоны два крупных периода - верхнедокембрийский и палеозойский. В последнем из них в свою очередь установлено несколько стадий, каждая из которых обладает строго определенным набором магматических и рудных формаций.

Верхнедокембрийский период. В позднедоквмбрийское время Южный Урал представлял собой ослабленную зону в пределах, по-видимому, единого Восточпо-Езрогойско - Казахстанского палеоконтинента. Это

-чЗО—

была, вероятно, депрессионная структура! с системой грабенов. Однако, расположение последних было закономерно и фиксировалось локальными подъемами мантийного вещества. Формирование рифейских преимущественно . терригенных отложений на Западном и Восточном поднятиях происходило в подобного рода локальных грабенах, заложенных на. кон-, тинеятальяой коре в результате нескольких'циклов растяжения. На это указывают и установленные здесь э£фузивы основного состава, характерные для обстановок континентального рифтогенеза. Механизм этого процесса детально рассмотрен А.М.Дымкиным, В.М.Нечеухиным и др. (Главные...,1990) на примере западного склона Южного Урала. Место заложения депрессионных структур связано, по-видимому, с неоднородностью в строении палвократона, предопределенной предшествующим его развитием в раннем докембрии. Разломы, ограничивающие грабены, фиксировались телами гипербазитов и базитов, входящих в состав "ри-фтогенных офиолитов". По-видимому, результатом двухстороннего сжатия, которому периодически подвергалось Западное, а возможно и Восточное, поднятие по мере подъема мантийных диапиров на месте'будущих Магнитогорской и Центральной рифтовых систем, явилось плавление крупных масс пород и образование в верхнем рифее цепочки миг-матитовых куполов. В венде, подчеркивая континентальность, вырисовывается щелочной, пикритоцдный уклон в развитии магматизма. Основу же разреза вендских отложений составляют различного рода песчаники, представляющие собой продукты размыва растущих гранито-гнейсовых куполов (Новые...,1990). Признавая единство развития Центрально-Уральского и Западного поднятий в рифей-вендскоэ время следует признать и близость их исходной металлогении. Однако, в отличие от Центрально-Уральского, на Западном поднятии многократно проявились процессы гранитизации, метаморфизма, внесшие заметный вклад в перераспределение и локализацию ранее существующего, но рассеянного рудного вещества, а также в образование новых месторождений и проявлений, связанных со становлением интрузий и наложением палеозойских тектоно-магматических циклов.Высокая степень метаморфизма пород,насыщенность последних углеродом,находки мелких алмазов в отложениях ордойика и венда,наличие мигматитовых куполов делает Западное поднятиек тому же весьма перспективным на поиски алмазов ме-таморфогенноготипа. Определенные перспективы связаны и с алмазами лампроитовоготипа, на что указывает направленность магматизма в.вендское время.

Палеозойский период развития Восточно-Уральской мегазоны подразделяется, как это показано ранее,, на пять стадий: рифтогенную,

островодужную, активной континентальной окраины, коллизионную и. , платформенной активизации (рис, 1,2).

Рифтогенная стадия (0-Б)фиксируется заложением в ордовике суб-меридаональной Центральной рифтовой системы, являющейся составной частью южноуральской ветви рифтов, в состав которой входят также Кракинско-Медаогорский, Октябрьско-Денисовский (Магматизм...,1990; Серавкин и др.,Г990). Сформировалась Центральная рифтовая система на рифей-вендском основании, широко представленном на Западном и Восточном поднятиях. Существование палеорифта подтверждается результатами анализа широтных сейсмических разрезов, показывающих куполообразное поднятие мантии и уменьшение мощности коры, плотностных характеристик в осевой части структуры, гравитационного и магнитного полей, распределение которых является типичным для континентальных палеорифтов, материалов глубокого бурения. Доказательства тому нахо'дим и в петро-геохшических особенностях представленных здесь магматических пород, латеральных их соотношениях, специфическом наборе рудных формаций. Так, в ложе рифтовой долины, трассирующейся интрузиями базитов, ультрабазитов и небольших тел гранитоидов габ-бро-плагиогранитного ряда, изливались щелочные, субщелочные базальты, вулканиты бимодальной серии. В прибортовых ее частях накапливались терригенные породы, преимущественно аркозовыэ песчаники. Массивные сульфидные руды, имеющие полиметаллический уклон, и небольшие, но многочисленные проявления флюорита подчеркивают континента-льность рифтогенного процесса (Митчелл,Гарсон,1984). ,

Осттюводужная стадия (В1_2) развития характеризуется сменой режима растяжения сжатием. В формационном отношении этот период фиксируется появлением пород известково-щелочной петрологической серии. В пределах Центральной рифтовой системы островодукная стадия проявилась, по-видимому, более или менее синхронно с Магнитогорской мегазоной, т.е. где-то на рубеже силура и девона, когда получила преобладающее развитие кали-натровая островодужная базальт-андезито-базальтовая формация (Косарев,1986). Образование острово-дужных комплексов происходило параавтохтонным путем (Иванов и др., 1986) на подробленном и утоненном докембрийском основании, перекрытом ордовикскими и силурийскими породами. Металлогения этой стадии практически не изучена.

Стадия активной континентальной окраины (В3-С1)началась в позднем девоне, когда в соседней с запада Магнитогорской мегазоне происходило поглощение океанической коры. Западное поднятие выступало в качестве жесткой глыбы (микроконтинента). В этом случав становит-

ся понятным и некоторое запаздывание проявлений андезитоидного магматизма в Центральном палеорифте по отношению к смэне ранила растяжения обстановкой сжатия в Магнитогорской мегазоне (Серавкин,1986). Магматизм в пределах рассматриваемой территории проявился как в интрузивной, так и эффузивной фациях. Сюда относятся вулканиты извес-тково-щелочной серии, а также гранитоида натрового известково-щело>-чного ряда (габбро-диорит-плагиогранитная и тоналит-гронодиоритовая формации), образующие единый вулкано-плутонический комплекс. Примечательно, что на западном фланге рифтовой системы интрузии плагио -гранитов и гранодиоритов образуют две субмеридиональные.ветви. Гра-ритоида восточной ветви сложены более кислыми породами, чем запад -рой. Кроме того, подобная закономерность наблюдается и в пределах каждой ветви при движении с юга на север. Объяснение этим фактам Кроется в восточном'падении зоны субдукции под Восточно-Уральской мегазоной и, соответственно, увеличении мощности континентальной |соры в восточном направлении, а также замыкании палеорифтовой системы к северу в районе Челябинского массива. Магматические формации стадии активной континентальной окраины наиболее продуктивны в ме-таллогеническом отношении. С ними связаны все известные здесь мед-но-порфировые, медао-скарновые, золоторудные, редкоземельные и ред-кометальные объекты(Тепловой...,1989),в расположении которых наблюдается определенная закономерность.Так,на западном фланге сконцентрированы чисто медно-порфировые месторовдения.на восточном - медно-порфировые с наложенной скарновой минерализацией. Другая закономерность связана со сменой золотого оруденения редкометальным и,далее, редкоземельным при движении к восточному флангу рифта (Язева,1989).

Усилившееся горизонтальное напряжение, связанное с полным поглощением океанической коры в Магнитогорской мегазоне, привело к столкновению литосферных плит, началу горообразовательных процессов на Южном Урале, внедрению микрокпиновых гранитов. В период коллизионной стадии(С2-Р1 )формируются исключительно терригенные отложения, являющиеся продуктами размыва растущего горного массива.С микроклиновыми гранитами связаны проявления урана,в пегматитовых полях в их пределах известна редкоземельная тантало-ниобиевая минерализация.

Стадия платформенной активизации (Р2-Т) связана с общепланетарным этапом растяжения земной коры. Тектоно-магматическая активизация нашла свое отражение в формировании Челябинского и Восточного грабенов, фиксирующих собой осевую часть палеорифтовой системы, появлении траппового магматизма,, внедрении диабазовых даек (Геодинамика..., 1991; Сначев и др.,1991). Механизм образования грабенов не

совсем ясен. Можно лишь отметить резкую их асимметрию и наличие в осевой части серии тектонических чешуй, надвинутых навстречу друг другу. Новое понимание истории развития Восточно-Уральской мегазоны позволило пересмотреть перспективы осевой части Центрального палеорифта. С базит-ультрабазитовнми комплексами, цриуроченными к бортовым часиям грабенов, возможно выявление титано-магнетитовых руд с платиновой минерализацией, хромитов, медноникелевых руд(рифтогенннй этап). Анализ геофизических материалов, шлиховые работы по центральной части палеорифта показали и высокую ее перспективность на поиски алмазов.' В частности, здесь отмечены ряд изометричных аномалий в. гравитационных и магнитных полях, находки незональных хромшпине-лидов с высоким содержанием хрома, розовых и малиновых цирконов. Этапом платформенной активизации практически закончился длительный период формирования земной коры Восточно-Уральской мегазоны,и в дальнейшем она не испытала сколь-нибудь заметной перестройки.

Основное содержание. диссертации опубликовано в следушдх работах:

■ I. Диффузионные зоны в рудообразущих минералах как показатель степени контактового метаморфизма // ГРМ. 1984. T.XXIY,J63.C.I00-I02

2. Условия формирования и зональность контактово-матвморфичес-ких пород Увельской площади (Восточно-Уральский прогиб) // Магматические и метасоматические формации Южного Урала. - Уфа:БФАН СССР. -1987. -С.48-54.. •"'.■'

3. Минералого-геохимические особенности гранитоидов Увельской площади и их металлогеническая специализация // Оценка перспектив рудоносных геологических формаций при крупномасштабном геологическом картировании. - Л. : ВСЕГЕИ. - 1988. - 0. 46-47,

4. Метаморфизм пород Кочкарской площади // Эндогенные процессы формирования земной коры Ю.Урала. - Уфа : ВНЦ УрО АН СССР. - 1988.

- С. 51-57.

5. Палеогеодинамический режим формирования Восточно-Уральского поднятия (на примере Кочкарской площади) //Тектоника, геодинамика и металлогения Урала. - Свердловск : УрО АН СССР. 1989. - С,140.

6.0 проблеме формирования мигматиговых куполов Восточно-Уральского поднятия (Ю.Урал) // Докембрий в фанерозойских складчатых областях / Мат.ПВсесоюз.сов. - арунзе : Илим.,- 1989. - C.I03.

. 7. Новые данные то ■ магматизму, метаморфизму и металлогении Кочкарской площади. Уфа : БНЦ УрО АН СССР. - 1989. - 24с. ( с В.П. Муркиным). '

8. Тепловой режим становления гранитоидных массивов. - Уфа :

БНЦ УрО АН СССР. ~ 1989. - 119 с. (С Ю.И.Деминым, М.А.Романовской, В.Е.Щулькиным).

9. Геодинамический режим формирования гранитоидов Восточно- . Уральского прогиба-(на примере Увельской площади) // Формационный анализ'магматитов. - Свердловск : УрО АН СССР. - 1989.'- С.125-126.

10. К вопросу о формационной принадлежности Джабык-Карагайско-го массива // Проблемы геологии, минералогии, геохимии, пол.иск.Ю. Урала и сопред.терр. - Уфа : БНЦ УрО АН СССР. - 1989. - С.62-63.

11. Геохимические особенности гранитоидов Восточного пояса . Южного Урала (на примере Кочкарской и Увельской площадей) // Вест. МГУ,сер.геология.1990,Л 2. С.58-69 (с Д.Г.Кощугом.М.А.Романовской).

12. Новые данные о гранитоидах Восточно-Уральского поднятия // Докл.АН СССР. 1990. Т.ЗЮ, № I. С.171-174 (с В.П.Муркиным, Д.Г.Ко-щугом, М.А.Романовской).

. 13. Магматизм Восточно-Уральского пояса Южного Урала. Уфа:БНЦ УрО АН СССР. - 1990. - 178с. (с Е.П.Щулькиным, В.П.Муркиным, Н.С.' Кузнецовым).

14. Геодинамика формирования Челябинского палеорифта // Вест. МГУ, сер.геол. - 1991, Я 3. - С786-89 (с Н.С.Кузнецовым, Б.А.Пужа-ковым, М.А.Романовской).

15. Эволюция Восточно,- и Центрально-Уральского поднятий в позднем докембрии // Эволюция докембрийской литосферы. - Л.:ИГГД.

- 1991. - С.48-50 (с М.М.Кинзикеевым).

16. Палеогеодинамический режим формирования и металлогения Челябинского континентального рифта // Геодинамика и металлогения Урала / II Уральское металлог.сов.- Свердловск:УрО АН СССР. - 1991. с.119-120 (с Н.С.Кузнецовым, П.И.Рачевым).

17. Геодинамические условия формирования Восточно-Уральской зоны Вжного Урала. - Уфа:БНЦ УрО РАН.'- 1992. - 25с..(с Н.С.Кузнецовым, П.И.Рачевым).

18. Вулканизм Южного Урала. - М.":Науна. - 1992.- 239с. (с И.Б. Серавкиным и др.).

19. Вулканогенная металлогения Южного Урала. - М.:Наука. ( с И.Б.Серавкиным и др.; в печати).

• • .

V Рис. 1. :' Геологическая схема Восточно-Уральской мегазо-ны Южного Урала,

Составил В.И.Сначев Использованы материалы: В.В.Бабюша, С,А. Белякова, Н.С.Кузне-^ • : :'/ цова, В.П.Ыуркша, Р.Е. Ыуркшой, Б.А.Пужакова, В.П.Савельева, В.Е.Щуль-. кшш, Е.П.Щулыаша, а ...

(•♦.V также геологическая кар-1; '.'. та Южного Урала в масштабе 1:1000000, ■ М 1:Ю00СШ

✓гтчт .7*гпм ЩМ»?

Рис,;2- |Схема развития Восточно-Уральской мегазоны в палеозое.

+ + Ve, (i) I

И*

Ш\ь

Г-V

+ -4-6

X *

хг

t№.csm¡ Р8

L L L г

v V 9

ШЮ

Ffe-тОД

!ЗП.

, ОЙ? ЧГр I , ВГр , ВФР 04?

Ü

° ° и.

о

Z

7W

12 ß Ib

15

16

Условные обозначения к рио.1

1-песчаншш; 2-углисто-кремниетые сланцы, алевролиты, песчаники; 3-алевролиты, аргиллиты; 4-известняки; 5-углистые сланцы; 6-ту-фопесчаники; 7-туфы среднего состава; 8-туфы основного и смешанного состава; 9-туфы основного состава,вулканомиктовые песчаники; 10-8ф-фузивы среднего состава; 11-эффузивы основного состава; 12-микропо-рфириты, авдезито-базальтовые порфириты; 13-зеленые аповулканитовые сланцы; 14-мрамора; 15-горфиритойда, зеленые сланцы; 16-филлитовые, углисто-глинисто-кремнисгае сланцы; 17- графитизированные кварциты; 18-амфиболовые сланцы; 19-биотитовые, двуслюдяные, хлорит-актино-литовые сланцы; 20-кристаллические сланцы, плагиогнейсы; 21-биотит--полевошпатоЬые, мусковит-хлоритовые сланцы; 22-мигматиты; 23-гра-ниты;-24-лейкограниты; 25-гранодаориты; 26-диориты; 27-биотат-рого-вообманковые гранодиориты; 28-плагиограниты; 29-андезито-базальтонне йорфириты; 30-габбро; 31- ультрабазиты; 32-границы: предполагав емые (а), установленные (б); ЗЗ-площади работ: А-Полетаевская, Б--Кочкарская, В-Увельская, Г-Чесменская, Д-Новониколаевко-Таруганс-кая, Е-Джабыкская; 34- составные части Восточно-Уральской мегазоны: 1-Западное (Восточно- Уральское) поднятие; Н-П-Центральная рифто-вая система: II- западный ее фланг (Восточно-Уральский прогиб), Ш-Челябшский грабен, 1У-осевая зона, У-Восточный грабен, У1-восточный ее фланг (Новониколаевско-Тарутинская ОФЗ); Ш-Восточное . . (Зауральское) поднятие.

Условные обозначения к рис. 2

1-гранитно-мэтаморфический слой; 2-базальтовый слой; 3-верхняя мантия; 4-аномальная мантия; 5-субдуцированная океаническая кора; 6-коллизионные граниты; 7-тоналит-гранодиоритовые интрузии; 8-риф-тогенные плагиограниты; 9-островодукный комплекс пород; Ю-окраин-но-континентальный комплекс пород: эффузивы (а), малые интрузии (б); 11-рифтогенный комплекс; 12-рифтогенные ультрабазиты; 13-гра-беновый комплекс пород; 14-преимуществёщо терригенные порода; 15--проницаемые зоны; 16-направление тектонических усилий. Стадии развития Восточно-Уральской мегазоны (римские цифры): I- рифтогенная; П-островодукная; Ш-стадия активной окраины; П-коллизионная; Т--платформенной активизации. Линейка внизу - составные части Восточно-Уральской мегазоны: ЗП-Западное поднятие (западное плечо); ЗФР--западный фланг рифта; ЧГр-Челябинский грабен; ОЧР-осевая часть рифта; ВГр-Восточный грабен; ВФР-восточный фланг рифта; ВП-Восточное-поднятие (восточное плечаК