Петрология гранитоидов Челябинского массива

Каллистов, Геннадий Александрович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология гранитоидов Челябинского массива
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология гранитоидов Челябинского массива"

На правах рукописи

КАЛЛИСТОВ Геннадий Александрович

ПЕТРОЛОГИЯ ГРАНИТОИДОВ ЧЕЛЯБИНСКОГО МАССИВА

Специальность: 25.00.04 - петрология, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогаческнх наук

2 ИЮН 2011

Екатеринбург - 2011

4849129

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН (г. Екатеринбург).

Научный руководитель:

кандидат геолого-минералогических наук

Осппова Татьяна Алексеевна

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук

Грабежев Анатолий Иванович (ИГГ УрО РАН)

кандидат геолого-минералогических наук Соболева Анна Алексеевна (ИГ Коми НЦ УрО РАН)

Ведущая организация:

ОАО «Челябинскгеосъемка», г. Челябинск

Защита состоится 15 июня 2011 года в 10-00 часов на заседании Диссертационного совета Д 004.021.02 в Институте геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН в конференц-зале.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГГ УрО РАН.

Отзыв на автореферат в 2 экх., заверенный печатью, просим направлять по адресу: 620075, г. Екатеринбург, Почтовый переулок, д.7. Ученому секретарю.

Факс: (343) 371-52-52 E-mail: chashchukhin@igg.uran.ru

Автореферат разослан 13 мая 2011 года.

Ученый секретарь диссертационного совета

И.С. Чащухин

Введение

Актуальность исследований

Челябинский массив является одним из наиболее крупных гранитоидных тел Главной гранитной оси на Среднем и Южном Урале. Представления о строении массива, составе слагающих его пород, истории геологического развития формировались на протяжении почти ста лет и охарактеризованы в многочисленных работах, посвященных петрологии южноуральских гранитоидов. Несмотря на это, некоторые существенные аспекты становления Челябинского массива, во многом определяющие металлогеническую специализацию слагающих его пород, оставались неясными. Актуальность данной работы определена необходимостью решения ряда петрологических задач, проблем возраста слагающих Челябинских плутон гранитоидов, установлении природы и состава источников, участвующих в становлении пород массива, который может рассматриваться как модельный объект при изучении важнейших особенностей эволюции гранитоидного магматизма Уральского орогена.

Цель и задачи исследований

Целью работы является детальное изучение вещественного состава гранитоидов Челябинского массива, выделение этапов становления плутона, оценка природы и возраста источников магмогенерации, определения позиции гранитоидов Челябинского массива в эволюции палеозойского интрузивного магматизма Восточно-Уральского поднятия.

Для достижения данной цели были поставлены и решены следующие задачи:

1. Изучение петрографического и химического составов гранитоидов, слагающих Челябинский плутон.

2. Оценка физико-химических параметров кристаллизации пород массива.

3. Определение возраста гранитоидов Челябинского массива и последовательности их формирования;

4. Изучение Rb-Sr и Sm-Nd изотопных систем, оценка состава источников магмогенерации разновидностей пород массива.

5. Сопоставление гранитоидов разных этапов формирования Челябинского массива с уральскими и мировыми эталонными объектами.

Фактический материал и методы исследования

В основу работы положен собственный материал, собранный в течение 2003 - 2010 гг. Кроме того, использованы материалы Осиповой Т.А. и базы аналитических данных лаборатории петрологии магматических формаций ИГГ УрО РАН. Автор также пользовался материалами отчета Челябинского Государственного геолого-геофизического предприятия о геологической съемке и геологическом доизучении масштаба 1:200000 листа N-41-VIII (новая серия) 1999 г..

Характеристика минералого-петрографического состава и структурно-текстурных особенностей пород выполнена на основании изучения более 500 петрографических шлифов.

Для характеристики вещественного состава пород, слагающих Челябинский плутон, использовано более 150 анализов на петрогенные, а также 52 на элементы-примеси.

Определение содержаний петрогенных элементов, Rb и Sr проводились рентгенофлуоресцентным методом на установке СРМ-18 в лаборатории физических и химических методов исследования ИГГ УрО РАН (аиалитики Власов В.П., Горбунова Н.П., Неупокоева Г.С., Татаринова JI.A.), Na20 - пламенной фотометрией, ппп - стандартным химическим методом. Концентрации других редких и редкоземельных элементов определены методом масспектрометрии индуктивно-связанной плазмы ICP-MS (аналитическая лаборатория ИМГРЭ, г. Москва (аналитик Журавлев Д.З.), Университет г. Гранада, Испания (под руководством профессора Ф.Беа); а также лаборатория ФХМИ УрО РАН (аналитик Кисилева Д.В.). Составы минералов определены на микрозонде Cameca SX 100 (аналитики Гмыра В.Г., Хиллер В.В.) в лаборатории ФХМИ ИГТ УрО РАН, а также в лаборатории ИМин УрО РАН на растровом электронном микроскопе РЭММА-202 с энергодисперсионной приставкой (аналитик Муфтахов В.А,). Изотопные исследования Rb-Sr и Sm-Nd систем выполнены на масс-спектрометрах Finnigan-МАТ-262 в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ГИ КНЦ РАН (Sm-Nd система), лабораториях изотопной геохимии и геохронологии ГЕОХИ РАН, геохимии изотопов ИГХ СО РАН (Rb-Sr система) по стандартным методикам. Локальные U-Pb изотопные исследования цирконов выполнены на ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II в ФГУП ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, исследования U-Pb изотопной системы микронавесок цирконов проводились в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ГИ КНЦ РАН на масс-спектрометре Finnigan-MAT-262 в статическом режиме на коллекторах с использованием смешанного трассера 205Pb/235U по методике, изложенной в работе [Баянова и др., 2007]. Исследования возраста методом 40Аг/39Аг ступенчатого датирования выполнены в лаборатории изотопно-аналитических методов в ИГМ СО РАН (аналитик Травин А.В.).

Основные защищаемые положения

1. По петрогеохимическим характеристикам гранитоиды Челябинского батолита подразделяются на четыре петрохимические серии: 1) высококалиевых гранитоидов (образована кварцевыми диоритами, гранодиоритами, гранитами и лейкогранитами); 2) умереннокалиевых гранитов; 3) субщелочных гранитов и лейкогранитов; 4) плюмазитовых лейкогранитов.

2. Становление гранитоидов Челябинского батолита охватывает интервал от верхнего девона до среднего триаса и отвечает четырем этапам:

I. Верхнедевонско-раннекаменноугольныЙ этап; кварцевые диориты, гранодиориты (D3-Ci - 360 млн.л.), граниты и лейкограниты высококалиевой серии (Ci - 344 млн .л.); II. Каменноугольный этап: умереннокалиевые граниты (Cj_2 - 317 млн .л.); П1. Пермский этап: субщелочные граниты и лейкограниты (Р - 275-260 млн.л.); IV. Триасовый этап: плюмазитовые лейкограниты (Т2-230-236 млн.л.).

изотопного состава Sr и Nd, обуславливая их широкие вариации: (s Nd), = +3 - -3,5, (87Sr/86Sr)j = 0,7051 - 0,7057. Источники заключительных этапов имеют существенно «коровый» изотопный состав Sr и Nd: (87Sr/86Sr), - 0,7055 - 0,711 и (s Nd), = -1 - -4,7.

Научная новизна

Проведена типизация основных разновидностей гранитных пород, слагающих Челябинский массив: на основании соотношения щелочных металлов, кремнезема и глинозема выделены четыре петрохимические серии, каждая из которых характеризуется своей петро- и геохимической спецификой и структурно-текстурными особенностями. На основе изотопного датирования установлены главные этапы становления Челябинского гранитоидного массива в возрастном диапазоне от 360 до 235 млн. лет: 360-345, -320, 275-260, 235 млн. лет. Впервые в истории Челябинского массива выявлен эпизод гранитного магматизма в среднем триасе, с которым связано образование плюмазитовых лейкогранитов. Показано, что выделенные петрохимические серии отвечают основным этапам становления массива и характеризуются различными изотопно-геохимическими параметрами. Выполнена качественная оценка состава и возраста источников гранитообразования разных этапов формирования массива.

Практическая значимость

Полученные с использованием современных аналитических методов данные о вещественном составе гранитоидов, слагающих Челябинский массив, а также их изотопно-геохронологические характеристики могут использоваться при геологосъемочных работах, разработке легенды интрузивных образований Южного Урала, проведении региональных корреляций интрузивного магматизма Урала и реставрации его эволюции.

Апробация работы

Основные положения диссертационной работы докладывались на 13-и и 14-и Научных конференциях молодых ученых «Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента» (г. Сыктывкар, 2004, 2005 гг.), Молодежной научно-практической конференции в рамках Уральской горнопромышленной декады (г. Екатеринбург, 2005 г.), Первой международной геологической конференции «Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов» (г. Улан-Удэ, 2008 г.), Всероссийском петрографическом совещании «Магматизм и метаморфизм в истории Земли» (г.Екатеринбург, 2010 г.), V Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (г. Новосибирск, 2010 г.).

Публикации

По теме диссертации опубликовано 16 научных работ, в том числе 1 статья в рецензируемом журнале.

Объем и структура работы

Диссертация состоит из пяти глав и заключения, изложенных на 184 страницах текста. Работа содержит 88 рисунок, 15 таблиц и 1 приложение. Библиография включает 94 наименования.

Автор глубоко признателен своему научному руководителю Т.А. Осиповой за постоянную поддержку и обсуждение результатов.

Автор выражает свою признательность Г.Б. Ферштатеру, В.В. Холоднову, Н.С. Бородиной, Е.В. Пушкареву, Е.А. Зиньковой и другим сотрудникам лаборатории петрологии магматических формаций ИТТ УрО РАН, а также В.Н. Смирнову, А.В. Травину за плодотворное обсуждение вопросов, возникающих на разных стадиях исследований.

За проведение аналитических исследований автор благодарен В.П. Власову, Н.П. Горбуновой, Г,С. Неупокоевой, JI.A. Татариновой, Д.В. Кисилевой, В.В. Хиллер, В.Г. Гмыре, В.А. Муфтахову, С.И. Дрилю,

A.В. Травину, Т.Б. Баяновой, Ю.А. Костицыиу.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 07-05-01023-а), УрО РАН в рамках программы ОНЗ РАН №8 (проект 09-Т-5-1023), ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России» на 2009-2013 гг. (г/к №02.740.11.0727).

Глава 1. Геология Челябинского гранитоидного плутона

1.1. Геологическое положение Челябинского гранитоидного плутона

Челябинский гранитоидный массив расположен в северном замыкании южного сегмента Восточно-Уральского поднятия (ВУП) - южного сектора палеоконтинентальной зоны по Г.Б.Ферштатеру (2001). ВУП характеризуется широким распространением сиалического материала - гнейсовых комплексов и цепочек многочисленных гранитоидных массивов, образующих так называемую Главную гранитную ось Урала. От соседних Магнитогорского и Восточно-Уральского прогибов ВУП отделяется, соответственно, падающей на запад Восточно-Магнитогорской зоной меланжа и крутопадающим Челябинско-Карталинским разломом. В северной части южного сегмента ВУП Главная гранитная ось Урала располагается в ее восточном краю и ограничена с запада Полоцкой зоной надвигов западного падения [Иванов, 1998]. Согласно

B.Н. Пучкову (2002) и К.С. Иванову (1998), Челябинске - Карталинский разлом представляет собой сдвиговую зону, по которой происходили дислокации коллизионного этапа.

1.2. Геологическое строение Челябинского плутона и взаимоотношение с вмещающими породами Краткая характеристика вмещающих пород Челябинского массива и взаимоотношения гранитоидов с окружением

В плане массив имеет ромбовидную форму (рис.1), его площадь составляет около 1500 км2.

Вмещающими породами для Челябинского плутона являются; на западе и юге-метаморфизованные в зеленосланцевой фации вулканогенно-осадочные породы Саргазинской толщи (0].2); на севере преимущественно известняки, песчаники, алевролиты, углисто-глинистые сланцы Тугудинской толщи (Q) с небольшими телами метаультрабазитов; на востоке - метавулканогенно-осадочныс породы Саргазинской толщи (Oi_2), карбонатные породы, тела метаультрабазитов.

В западном и южном экзоконтакте Челябинского интрузива метавулканиты риолит-базальтовой Саргазинской толщи 0].2 превращены в амфибол-биотитовые и биотиговые роговики. Мощность контактового ореола составляет 0,5-1,5 км, возрастая с запада на восток (Грабежев, 1998).

дополнениями Осиновой Т.А. и Каллистова Г.А.).

: Условные обозначения: (1-4) высококалиевая серия: 1 - кварцевые диориты средне- и крупнозернистые (D3-C1); 2 - гранодиориты средне- и крупнозернистые порфировидные (D3-Q);

' 3 - граниты биотитовые средне- и крупнозернистые порфировидные серые (Ci); 4 - лейкограниты биотит-мусковитовые среднезернистые (Ci); 5 -умереннокалиевая серия: граниты мелко- и среднезернистые гнейсовидные (С|_2); (6-8) субщелочная серия: Кременкульский шток (Р,): лейкограниты флюоритсо держащие: 6 - лейкограниты средне- и крупнозернистые W-Mo-рудоносные I фазы; 7-лейкограниты мелко- и среднезернистые II фазы; 8 - лейкограниты средне-и крупнозернистые безрудные (Митрофановский интрузив, Р2); 9 - лейкограниты гранат-мусковитовые крупнозернистые (Т2); 10 - вмещающие метавулканогенные и метаосадочные породы (PZi.2); 1 1 - разломаые нарушения; 12 - шарьяжи и надвиги; 13 - граница г. Челябинск. Цифрами в кружках обозначены: 1 - Полоцкая зона надвигов, 2 - Челябинско-Карталинский разлом

Северные и восточные контакты интрузива тектонические: на востоке он ограничен Челябинско-Карталинским разломом, на севере — Полоцкой зоной

надвигов. В прилегающих к тектоническим нарушениям областях гранитоиды плутона катаклазированы, разгнейсованы, рассланцованы, часто подвержены метасоматическим изменениям.

Строение восточного контакта плутона - зоны Челябинске -Карталинского разлома - сложное. По данным ЧГГГП, мощность разломной зоны составляет около 700 м.

Важным аспектом взаимоотношения пород массива с его окружением, определяющим верхнюю возрастную границу его становления, на всем протяжении исследований истории геологического строения района считался факт присутствия галек челябинских гранитоидов в нижнекаменноугольных (визейских) сероцветных конгломератах, описанных Г.А. Смирновым в северо-восточном экзоконтакте, на р. Миасс у пос. Солнечный. Г.А. Смирнов (1953) для этих галек предполагает расположение источника сноса недалеко на западе, в области современного Челябинского массива. На основании этих данных челябинские гранитоиды считались донижнекаменноугольными. Следует отметить, что пород, петрографически сходных с описанными гальками на современном эрозионном срезе в составе плутона не известно. В то же время, ниже по течению р. Миасс, в составе красноцветной толщи также визейского возраста, в той же работе Г.А. Смирновым описаны конгломераты, содержащие гальки кварцевых диоритов, гранодиоритов и плагиогранитов, напоминающих гранитоиды Челябинского плутона (но не тождественных им). Однако для красноцветной толщи Г.А. Смирновым предполагается восточный источник сноса. Н.Ф. Мамаев (Мамаев, 1965) считает эти же гальки аналогами пород Челябинского массива. Проведенные нами исследования галек гранитоидов из красноцветной толщи не обнаружили их сходства с гранитоидами Челябинского массива. В то же время, Г.А. Мизенс (Мизенс, 2008) показал, что источником сноса обломочного материала для красноцветной толщи служили области, расположенные к востоку от Урала, а ее возраст автор определяет как нижний карбон - верхняя пермь. Таким образом, в настоящее время нельзя считать доказанным наличие галек челябинских гранитоидов в нижнекаменноугольных конгломератах красноцветной толщи, обнажающейся по р. Миасс у пос. Солнечный.

1.3. Геологическое строение Челябинского гранитоидного массива

В строении Челябинского плутона принимает участие широкий спектр пород от кварцевых диоритов до гранитов. На современном эрозионном срезе распределение разновидностей пород асимметрично (рис.1). Подавляющая площадь массива сложена кварцевыми диоритами и гранодиоритами высококалиевой серии: южная, восточная и юго-восточная его части сложены преимущественно кварцевыми диоритами; на севере и северо-востоке плутона преобладают гранодиориты. По геологическим пересечениям отчетливо выделяется гомодромная последовательность внедрения пород: в гранодиоритах наблюдаются ксенолиты (размером от долей метров до первых метров), представленные среднезернистыми порфировидными кварцевыми диоритами. Также встречаются дайки гранодиоритов во вмещающих их кварцевых диоритах. В старом каменном карьере у д. Смолино наблюдаются брекчии кварцевых диоритов, сцементированных гранодиоритами.

Эти взаимоотношения свидетельствуют о том, что гранодиориты моложе кварцевых диоритов.

Центральная часгь площади плутона сложена серыми двуполевошпатовыми биоштовыми средне- и крупнозернистыми порфировидными гранитами высококалиевой серии, текстурно и структурно близкими гранодиоритам (рис.1), слагающими отдельные тела, обобщенный контур которых вытянут в северовосточном направлении и имеет неправильную форму. В силу общей плохой обнаженности, контакты между гранодиоритами и гранитами недоступны для наблюдения. В юго-западной части массива располагаются небольшие тела лейкогранитов, по структурно-текстурным особенностям близких вмещающим гранитам.

Крайняя западная часть интрузива образована существенно плагиоклазовыми интенсивно гнейсированными умереннокалиевыми гранитами. В настоящее время граниты превращены в среднезернистые, в разной степени рассланцованные гнсйсы. Простирание гнейсоватости субмеридиональное, согласное простиранию Полоцкой надвиговой зоны, обрамляющей Челябинский батолит с запада, падение западное 25°. В силу крайне плохой обнаженности местности, контакт их с другими интрузивными породами Челябинского плутона не наблюдался.

В геометрическом центре плутона и его юго-восточной части залегают два тела флюоритсодержащих лейкогранитов субщелочной серии: в центральной части Челябинской интрузии ярко-розовые лейкограниты слагают крутопадающий шток (так называемый Кременкульский интрузив), состоящий из двух фаз и несущий слабую W-Mo минерализацию; в юго-восточной части безрудные бледно-розовые лейкограниты слагают вытянутый в плане в субмеридиональном направлении Митрофановский интрузив размером около 2x3 км, и несколько небольших тел (на карте показаны обобщенным контуром). Дайки (мощностью от первых сантиметров до 1,5 метров) мелко - и средиезернистых розоватых биотитовых гранитов и лейкогранитов субщелочной серии прорывают кварцевые диориты.

В северо-западном эндоконтакте Челябинского массива располагается небольшое (около 2 км в поперечнике) тело плюмазитовых (гранат-мусковитовых) лейкогранитов. Эти лейкограниты вскрыты небольшим карьером (диаметром около 100 м) у д. Левашово. В западном борту карьера вскрыт контакт лейкогранитов с вмещающими зелеными сланцами по вулканитам Саргазинской толщи (Оы). В зоне контакта метавулканиты превращены в биотитовые сланцы. Контакт лейкократовых гранат-мусковитовых гранитов с челябинскими гранитоидами не доступен для наблюдения в силу плохой обнаженности местности.

2. Петрографическая характеристика главных разновидностей пород Челябинского массива Породы высококалиевой серии (кварцевые диориты, гранодиориты биотитовые средне- и крупнозернистые порфировидные граниты и биотит-мусковитовые

лейкограниты)

Кварцевые диориты, гранодиориты, серые биотитовые средне- и крупнозернистые порфировидные граниты и биотит-мусковитовые лейкограниты высококалиевой серии обладают структурно-текстурным сходством. Главные

минералы: амфибол (в кварцевых диоритах и гранодиоритах), плагиоклаз, биотит, кварц, калинатровый полевой шпат. Важной особенностью пород высококалиевой серии является постоянное присутствие крупных (0,5-0,7 мм) выделений титанита, ортита, а также минимальное количество рудного минерала - магнетита (что позволяет эти породы отнести к безмагнетитовому типу (Ферштатер, 1987)). Все породы серии претерпели однотипные изменения, для них характерно наличие одних и тех же вторичных минералов (замещение роговой обманки акгинолитом, развитие эпидота, хлорита, вторичного биотита). Породы северной и северовосточной частей массива подвержены метасоматозу (преимущественно карбонатизации). Гранитоиды восточной и юго-восточной частей массива характеризуются катакластическими преобразованиями.

Умереннокалиевые гнейсовидные граниты

Умереннокалиевые граниты в настоящее время представлены средне- и мелкозернистыми гнейсами гранитного состава, в разной степени рассланцованными и катаклазированными. Структура гетеробластовая, грано- и лепидогранобластовая с участками гранулитовой и перегородчатой. Редко наблюдаются реликты гранитной структуры. Текстура пород полосчатая, часто линзовидная и сланцеватая.

Минеральный состав породы: кварц (30 - 35%); основной олигоклаз (40-45%); калинатровый полевой шпат (около 6%); биотит (до 7 - 8%) и мусковит (около 3%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом и титанитом. В отличие от пород высококалиевой серии в рассматриваемых породах титанит представлен единичными зернами.

Серия субщелочных пород Субщелочные граниты и лейкограниты (розоватые мелко- и среднезернистые граниты и лейкограниты, ярко-розовые флюорит-содержащие лейкограниты со слабой W-Mo минерализацией Кременкульского, розовые флюоритсодержащие лейкограниты Митрофановского массивов) имеют преимущественно средне- и крупнозернистую до порфировидной структуру с гипидиоморфнозернистой микроструктурой. Породы состоят из кварца (30-35%), олигоклаза и альбита (30-35%), пертитового микроклина (около 30-35%), небольшого количества биотита (3-5%). Из акцессориев характерны апатит, циркон, монацит, магнетит. В лейкогранитах Кременкульского и Митрофановского массивов к ним присоединяются флюорит и ортит. Породы этих массивов практически не претерпели изменений.

Плюмазитовые лейкограниты Структура породы равномернозернистая до порфировидной, обусловленной присутствием крупных выделений калинатрового полевого шпата. Структура основной массы крупнозернистая, гипидиоморфнозернистая. Минеральный состав лейкогранитов соответствует составу аплита: плагиоклаз (35%), микроклин (около 25-30 %), кварц (25-30%), биотит (реликтовые чешуйки), мусковит (3-4%).

Из акцессорных минералов в породе присутствует гранат альмандин-спессартинового ряда, типичный для гранитных аплитов и пегматитов, а также единичные зерна циркона, магнетита и монацита. Вторичные изменения выражены слабо (серицитизация плагиоклаза и пелитизация микроклина).

3. Химический состав гранитоидов Челябинского массива

Породы Челябинского массива по содержанию кремнезема охватывают интервал от 60 мас.% до 75 мас.%, образуя четыре дискретные группы пород: кварцевые диориты, гранодиориты, граниты, лейкограниты. Все представленные петрографичесие разновидности близки между собой по суммарному содержанию щелочных металлов и относятся к породам нормальной щелочности (преимущественно кварцевые диориты, гранодиориты и граниты), и лишь небольшая их часть, преимущественно розовые мелко- и среднезернистые граниты и флюоритсодержащие лейкограниты, отвечают умереннощелочным породам.

Главные разновидности пород в зависимости от содержания К20 отчётливо разделяются на две группы: высоко- и умереннокалиевые. К высококалиевым относятся кварцевые диориты, гранодиориты, серые средне- и крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты и биотит-мусковитовые лейкограниты, а к умереннокалиевым - гнейсовидные граниты западной краевой части массива.

Высоко калиевая серия характеризуется широким спектром составов пород — от кварцевых диоритов (60 мае. % Si02) до лейкогранитов (75 % мае. % Si02). На вариационных петрохимических диаграммах все породы этой серии образуют единый тренд (рис. 2). Анализ распределения редких и редкоземельных элементов в гранитоидах высококалиевой серии показывает, что кварцевые диориты, гранодиориты и граниты не связаны эволюционной зависимостью. В то же время, лейкограниты, по-видимому, являются дифференциатами гранитов, что отчетливо иллюстрируется поведением РЗЭ и РЭ (рис.3).

По минералого-петрографическим и химическим особенностям породы высококалиевой серии являются типичными представителями гранитоидов тоналит-гранодиоритового типа, традиционно сопоставляемого с окраинно-континентальными образованиями (Ферштатер Г.Б., 2001). Проведенные в работе сравнения данных по петрогеиному и редкоэлементному составу пород высококалиевой серии Челябинского плутона с породами Верх-Исетского на Среднем Урале (Зинькова Е.А, Ферштатер Г.Б., 2004), Неплюевского на Южном Урале (Тевелев и др., 2006) массивов, а также с гранитоидами Берегового батолита центральной части Чили (Parada et al., 1999) иллюстрируют сходные черты их состава.

При геологическом доизучении масштаба 1:200000, выполненном ЧГГГП, на основании сходства химического состава эти породы были отнесены к варшавскому комплексу. Еще большим сходством по многим петро- и геохимическим параметрам челябинские умереннокалиевые граниты обладают с верхнекаменноугольными (300 - 304 млн. л., (Прибавкин С.В., Пушкарев Е.В., 2011)) гранитами Шарташского и Шабровского плутонов Среднего Урала (Прибавкин С.В., Шардакова Г.Ю., 2002).

SO 65 70 75 60 65 70 75

| _,_hi_ U _i_s_

60 65 70 7 5 60 65 70 75

Si02 (мас.%) Si02 (мзс.%)

01 92 a 3 04 5 +6 37 "8 »9 *10

Рис.2. Вариационные диаграммы химического состава пород Челябинского массива. Условные обозначения: 1 - 4 - серия высококалиевых гранитоидов: 1 - кварцевые диориты; 2 - гранодиориты; 3 - серые средие-и крупнозернистые биотятовые граниты; 4 - биотит -мусковитовые лейкограниты; 5 - умереннокалиевые граниты (гнейсовидные); 6 - 9 - граниты субщелочной серии: 6 - розоватые мелко- и среднезернистые граниты и лейкограниты; 7 - 9 - ярко-розовые флгооритсодержащие лейкограниты: 7 - 8 - лейкограниты Кременкульского массива (7-1 фаза, 8 - II фаза); 9 - лейкограниты Митрофановского массива; 10 - плюмазитовые лейкограниты.

Граниты и лейкограниты субщелочной серии в отличие от пород высококалиевой серии характеризуются более высокими концентрациями К20 при практически одинаковом содержании Na20, а также повышенными содержаниями Th, U и Rb (рис. 2).

Средне-, крупнозернистый

порфировидный биотитовыв -----------

'Биот«т-мусков1Лтоаый"~ лейкогранит

1000г 100 10 1 .1

Умереннокалиевый гранит (гнейсовидный)

1000

а юо

Рис. 3. Хондрит-нормированное распределение РЗЭ в граиитоидах Челябинского массива

По химическому составу флюоритсодержащие лейкограниты Кременкульского массива отвечают плюмазитовым редкометальным лейкогранитам (Таусон Л.В., 1977). В сравнении с типовыми редкометальными гранитами с W-Mo специализацией (Малышевский массив на Среднем Урале) (Вахмянина, 2004), Баянульский массив в Восточном Забайкалье) (Коваль, 1998), лейкограниты Кременкульского массива обладают сходным с ними петрохимическим составом, но различаются по распределению РЭ и РЗЭ. По геохимическим параметрам лейкограниты Кременкульского массива более близки гранитам Малышевского массива.

Граниты и лейкограниты субщелочной серии очень близки между собой по многим петро- и геохимическим признакам, что может свидетельствовать об их генетическом родстве.

Плюмазитовые лейкограниты слабо пересыщены глиноземом (A/CNK -1.1 — 1,24; содержание нормативного корунда до 2,8 мае. %). По сравнению с породами субщелочной серии плюмазитовые лейкограниты обеднены Th и U (рис. 2), легкими и средними РЗЭ при близком содержании тяжелых (рис.3.).

Плюмазитовые лейкограниты отвечают по нормативному составу аплитам. По петро- и геохимическим параметрам они сопоставимы с гранат-мусковитовыми лейкогранитами Верх-Исетского массива, а по степени дифференциации гранитного расплава (Zr/Hf ~ 20 Rb/Sr ~ 3) приближаются к редкометальным лейкогранитам, например. Лосевского массива в Северном Казахстане (Летников и др., 2007).

Гранитоиды выделенных серий отчетливо различаются по составу петрогенных компонентов, а также характеризуются значительными различиями в концентрациях и характере распределения редких и редкоземельных элементов.

Флюорит-содержащий лейкогранмт Митрофано

_ Флюорит-содержаиций лейкогранит Кременкульского массива La' Рг,

Се

ыЛЛь%оЕГТгЛи

ПВо 10 1 .1

UCe^u%%oErTmYtL

Мелко- и среднезе

рнистые

и леикогр эниты

ГТпюмазитовый лейкогранит (гранат-мусковитовый)

4. Условии формирования главных разновидностей пород Челябинского

массива

Породы высококалиевой серии

Кварцевые диориты

Кварцевые диориты, гранодиориты претерпели значительные изменения. Большая часть породообразующих минералов подверглись вторичным преобразованиям, что осложняет оценку параметров кристаллизации пород.

Для приблизительной оценки общего давления Р0бк на момент кристаллизации использовался состав реликтового амфибола (на основе содержания А1203 в минерале) (Hammarstrom J.M., Zen Е„ 1986 (Р (+3 кбар) = -3.92 + 5.03 А1т, г2 = 0.8); Hollister et al., 1987 (Р (+1 кбар) = -4.75 + 5.64 А1т, г2 = 0.97); Schmidt M.W., 1992 (Р (+6 кбар) = -3.01 + 4.76 А1т, г2 = 0.99, где г2-коеффициент корреляции)). Температура кристаллизации кварцевых диоритов рассчитана по термометру (Otten, 1984), основанном на содержании Ti в амфиболе (TTi= 1204*Ti+545).

Величина давления варьирует от 2,0 до 3,2 кбар при температуре от ~ 632 до 716 °С. Столь низкие значения температуры обусловлены, по-видимому, тем, что амфибол в настоящее время изменен.

Следует отметить, что в кварцевых диоритах и гранодиоритах железистость Fe/(Fe+Mg) амфибола систематически ниже железистости сосуществующего биотита, что указывает на кристаллизацию амфибола, предшествующую кристаллизации биотита. Эти данные хорошо согласуются с петрографическими наблюдениями в шлифах.

Граниты и лейкограниты

Косвенно оценить условия генерации гранитных расплавов позволяет сравнение их нормативного состава с экспериментальными данными по (Tuttle, Во wen, 1958). Средний нормативный состав гранитов близок составу котектического расплава при давлении Н20, равном 1 кбар. Для лейкогранитов Р то равно 2 кбар.

Условия кристаллизации пород позволяют приблизительно оценить их петрографические особенности.

В гранитах, наряду с микроклином, присутствует менее упорядоченный калинатровый полевой шпат - ортоклаз с признаками распада твердого раствора (криптопертит). Эти данные указывают на относительно высокие температуры образования калинатрового полевого шпата. В то же время плагиоклаз этих гранитов несколько обогащен Са (Агъз-25 против Ani8 в лейкогранитах субщелочной серии) и часто окружен тонкими водяно-прозрачными каймами альбита. Нередко встречается мирмекит. Многими исследователями (от А. Мишель-Леви, Г. Седерхольма, Garsia, до Г.Б. Ферштатера, B.C. Попова) установлена возможность образования мирмекита лишь при наличии водного флюида. Согласно представлениям B.C. Попова (Попов, Богатов, 1998), наблюдающиеся взаимоотношения полевых шпатов: сосуществование сравнительно высокотемпературного щелочного полевого шпата и мирмекита может быть

непротиворечиво объяснены с позиции метастабильного поведения плагиоклаза и последующего смещения фазовых соотношений в сторону термодинамического равновесия в близсолидусных условиях.

Сочетание сравнительно более высокотемпературного полевого шпата, с одной стороны, и структурой субсолидусного "отжига", с другой стороны, позволяет предположить наличие "автоклавного эффекта" (т.е. возрастание Рщо в ходе кристаллизации гранитов высококалиевой серии).

Граниты умереннокалиевой серии Практически полная перекристаллизация пород исключает прямые наблюдения над взаимоотношениями и первичным составом минералов.

Значительное отличие состава умереннокалиевых гранитов от котектического позволяет приблизительно оценить лишь минимальные значения водного давления для условий магмогенерации (Holtz et al., 2001). В системе кварц-альбит-ортоклаз-вода фигуративная точка среднего состава умереннокалиевых гранитов располагается вблизи котектического минимума, отвечающего Рнго = 5 кбар.

Оценка давления воды при кристаллизации гранитов умереннокалиевой серии, выполненная по методике Г.Б. Ферштатера (Ферштатер и др., 1987) в системе Q/(Q+Ab+Or) - An/(An+Ab+Or), также составляет не менее 5 кбар.

В умереннокалиевых гранитах нередко встречается мирмекит, развивающийся в мелкозернистом гранобластовом агрегате или на его контакте с порфирокластами щелочного полевого шпата. Эти особенности позволяют предположить, что уже гнейсированные граниты испытали ультраметаморфизм в водонасыщенных условиях (Попов, Богатов, 1998).

Граниты и лейкограниты субщелочной серии Состав гранитов и лейкогранитов субщелочной серии близок составу гранитной котектики при давлении водяного пара около 1-3 кбар (по Tutle, Bowen, 1958), что приблизительно определяет условия магмогенерации соответственно: для мелко- и среднезернистых гранитов ~ 2 кбар, для флюоритсодержащего лейкогранита Кременкульского массива около 3 кбар, для флюоритсодержащего лейкогранита Митрофановского массива - около 1 кбар.

Наличие в породе двух полевых шпатов с признаками распада твердого раствора (микропертитовый щелочной полевой шпат) в кременкульских лейкогранитах указывает на начало кристаллизации расплава в близсольвусных условиях при давлении водяного пара Рщо, несколько превышающем 4 кбар, но не достигающем значений 5 кбар.

В завершающих формирование Кременкульского массива жильных гранитах в микрографической альбит - микроклин - кварцевой зоне содержание кварца составляет 31 об.%, что соответствует Рш0 ~ Робш=3 кбар (Ферштатер, Бородина, 1975).

Плюмазитоеые лейкограниты В системе кварц-альбит-ортоклаз-вода по (Tuttle, Bowen, 1958) фигуративные точки плюмазитовых (гранат-мусковитовых) лейкогранитов попадают в область давлений, равных приблизительно 1,5-2 кбар.

Таким образом, выделенные петрохимические серии формировались в условиях разных фаций глубинности.

5. Возраст и изотопно-геохимическая характеристика пород Челябинского гранитоидного плутона

5.1. Возраст и этапы становления пород Челябинского массива

В силу того, что гранитоиды высококалиевой и умереннокалиевой серий испытали интенсивные постмагматические изменения, единственно возможным способом изотопного определения возраста пород является метод U-Pb датирования цирконов. Цирконы пород высококалиевой серии исследовались локальным методом, умереннокалиевой - по микронавескам циркона. Для неизмененных флюоритсодержащих лейкогранитов Кременкульского массива получен возраст на основании U-Pb локального датирования цирконов, а также с помощью Rb-Sr изохронного метода по породе и отдельным минералам. Возраст плюмазитовых (гранат-мусковитовых) лейкогранитов определялся методом 40Аг/39Аг датирования минералов по мусковиту и полевым шпатам.

Породы высококалиевой серии

Кварцевый диорит

В породе циркон представлен слегка желтоватыми прозрачными кристаллами преимущественно призматического габитуса. Размер зерен составляет от 200 до 400 мкм.

Анализ U-Pb изотопной системы цирконов показал конкордантные значения возраста, соответствующие раннекаменноугольному времени - 358 ± 5 млн. лет. Эти значения хорошо согласуются с данными, полученными ранее для кварцевых диоритов Pb-Pb методом Кобера (355 ± 7 млн. л. (Bea et al., 2002)).

Гранодиорит

Кристаллы циркона из гранодиорита - слегка розоватые, размером от 190 до 400 мкм, имеют призматический габитус и варьируют от коротко- до длиннопризматических.

По результатам анализа U-Pb изотопной системы цирконов из гранодиорита все данные дают конкордатный возраст 361,2 ± 4,6 млн. лет. Ранее (Bea et al., 2002) для гранодиоритов методом Кобера были полученные датировки в интервале от 330 до 360 млн. лет.

Граннт

Кристаллы циркона из высококалиевого гранита бесцветные, иногда буроватые, от прозрачных до полупрозрачных, имеют призматический габитус и варьируют от коротко- до длиннопризматических. Размеры кристаллов колеблются от 190 до 600 мкм.

В породе выделяются цирконы с тонкой равномерной ритмической зональностью (собственные по отношению к рассматриваемым гранитам) и

реликтовые ядра «древних» цирконов. Реликтовые цирконы обрастают поздней генерацией циркона с тонкой ритмической зональностью.

По результатам U-Pb датирования цирконов из гранита наблюдается два возрастных уровня: цирконы с конкордантным возрастом 344,4 ± 5,1 млн. лет и 665 ± 23 млн. лет. Раннекаменноугольные датировки имеют цирконы с гонкой ритмической зональностью. Возраст 665 ± 23 млн. лет получен для ядер цирконов -реликтов более древних пород.

Возраст кристаллизации гранитов соответствует значению 344,4 ± 5,1 Млн. лет.

Ранее [Bea et al., 2002] для гранитов методом Кобера по отдельным зернам циркона были получены значения 360 ± 9 млн. лет.

Умереппокалиееый гранит

Кристаллы циркона, размером около 150 мкм, преимущественно бесцветные, прозрачные и полупрозрачные.

Измеренные параметры U-Pb системы в цирконах умереннокалиевых гранитов определяют дискордию, нижнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 317 ± 12 млн. лет, а верхнее - 1905 млн. лет. Верхнее пересечение интерпретируется как возраст реликтового унаследованного циркона, нижнее - как приблизительная оценка времени становления породы, по крайней мере, верхний возрастной предел внедрения. Косвенным аргументом в пользу предположения о верхнекаменноугольном возрасте умереннокалиеых гранитов является сходство их химического состава с верхнекаменноугольными шабровскими и шарташскими гранитами.

Породы субщелочной серии

Мелко-, среднезернистый гранит

Кристаллы циркона преимущественно бесцветные. Размеры зерен варьируют от 180 до 350 мкм. Габитус кристаллов от коротко- до длиннопризматических.

По результатам изучения U-Pb изотопной системы цирконов практически все точки (за исключением двух) дали конкордантные значения - 274,9 ± 3,2 млн. лет, что отвечает концу ранней перми.

Флюорнтсодержащий ленкогранит Кременкульского массива

В результате морфологического и геохимического исследования кристаллов были выделены две разновидности цирконов:

- цирконы I типа: имеют розоватую, слегка буроватую окраску. Размеры кристаллов варьируют от 100 до 400 мкм. Облик кристаллов короткопризматический, типичный для цирконов малоглубинных гранитоидов (Краснобаев, 1986).

- цирконы II типа: часто длиннопризматические; характерна форма (311), придающая кристаллам копьевидные окончания; по морфологии отвечают более глубинным мезоабиссальным гранитоидам (Краснобаев, 1986).

Результаты изучения U-Pb изотопии в цирконах на графике в координатах 207Pb/235U - 20бРЬ/23 U демонстрируют наличие двух возрастных кластеров. Первый

датируется конкордатным значением 270,4 ± 4,5 млн. лет, а второй характеризуется конкордантеными значениями 416 ± 7 млн. лет.

Пермский возраст (271 ± 5) млн. лет, фиксируемый цирконами I типа, соответствует времени становления редкометальных флюоритсодержащих лейкогранитов. Важно отметить, что вмещающими породами для флюоритсодержащих лейкогранитов являются раннекаменноугольные гранитоиды Челябинского массива. Следовательно, цирконы II типа представляют собой не ксенокристы контаминированцых боковых пород на уровне становления штока, но могут рассматриваться как реликты субстрата - кислых ортопород интрузивной фации среднепалеозойского возраста.

U-Pb изотопные данные хорошо согласуются с данными, полученными Rb-Sr изохронным методом по валам (3 точки) и минералам (микроклин и биотит) (275 млн. лет), подтверждающими раннепермский возраст этих лейкогранитов, а также К-Ar определениями возраста по биотитам и мусковитам - 269 ± 5 млн. лет (Грабежев и др., 1998).

Флюоритсодержащий лейкогранит Митрофановского массива

Цирконы имеют розоватую окраску. Облик кристаллов от коротко- до длиннопризматических, с преобладанием последних. Размеры кристаллов варьируют от 200 до 450 мкм. Цирконы по структуре похожи на цирконы редкометальных флюорит - содержащих лейкогранитов Кременкульского массива.

По результатам U-Pb изотопного анализа цирконов из этих лейкогранитов почти все точки (за исключением трех) являются конкордатными и отвечают возрасту 259,7 ±3,0 млн. лет.

По содержанию U и Th цирконы рассматриваемых разновидностей пород отличны друг от друга.

Плюмазитовый лейкогранит

Датирование гранат-мусковитовых плюмазитовых лейкогранитов проведено методом °Аг/39Аг ступенчатого прогрева трех минеральных фракций: плагиоклаза, щелочного полевого шпата и мусковита.

Датировка, полученная по мусковиту 236 ± 2 и плагиоклазу 228 ± 3 млн. л. интерпретируются как близкая к возрасту формирования гранат-мусковитовых лейкогранитов.

По микроклину фиксируется, скорее всего, проявление поздних низкотемпературных событий, или время окончательной транспортировки лейкогранитного массива к земной поверхности.

Все имеющиеся на настоящий момент времени данные о возрасте гранитоидов Челябинского массива представлены в таблице. Как видно из приведенных данных, отчетливо выделяется четыре этапа становления пород массива: верхнедевонско-раннекаменноугольный (~360-345 млн. л.), каменноугольный {—317 млн. л.), пермский (-275-260 млн.л.) и триасовый (-235 млн. л.).

Таблица

Данные о возрасте гранитоидов Челябинского интрузива.

порода Возраст, млн лет

U-Pb Rb-Sr Аг/Аг Pb-Pb* К-Аг**

Плюмазитовый лейкогранит 236 ±2

Лейкогранит флюорит - содержащий безрудный (Митрофановский массив) 259,7 ±3,0

Лейкогранит флюорит - содержащим W-Mo редкометапьный (Кременкульский массив) 270,5 ±4,5 274,7 ± 2,6 269 ±5 (мусковит)

Гранит мелко-среднезернистый 274,9 ±3,2

Гранит умереннокалиевый 317 ± 12

Гранит 344,4 ±5,1 360 ±9

Гранодиорит 361,2 ±4,6 360-330 276 ± 5 (биотит)

Кварцевый диорит 357,9 ±5,0 355 ±7 340 ±5 (амфибол) 250 ± 4 (биотит)

Примечания: * - по данным (Bea et al., 2002).

** - по данным (Грабежев и др., 1998).

5.2. Изотопно-геохимическая характеристика пород Челябинского массива, их генезне и источники вещества По изотопному составу стронция и неодима породы Челябинского массива можно выделить в четыре группы, согласующиеся с основными этапами становления плугона (рис. 4). К первой группе относятся верхнедевонские (фаменские) кварцевые диориты, гранодиориты и раннекаменноугольные (визейские) высококалиевые граниты с отрицательными значениями (s Nd), (от - 0,35 до - 3,45) и небольшими вариациями первичного отношения (87Sr/86Sr), от 0,70508 до 0,70574. Вторую группу образуют умереннокалиевые граниты каменноугольного возраста с положительным значением (е Nd), = 2,95 при близком (87Sr/S6Sr), = 0,70509. Субщелочные граниты и флюорит-содержащие лейкограниты пермского возраста с наиболее низкими значениями (е Nd), = от -3,35 до - -4,68 и повышенным, по сравнению с первыми двумя группами пород, отношением (87Sr/86Sr), равном 0,70551 -0,70672 представляют третью группу. В последнюю (IV) группу обособляются триасовые гранат-мусковитовые лейкограниты с (е Nd), = - 0,97 и самым высоким отношением (87Sr/86Sr)j = 0,71100.

4 I!

з □ -

Q IV -

-1 - \}ау ж -

_2 ■ I .

-3 ' га •......

-4 - Т т ---•'-.....V

-5 -1---'-'-1-'-'-

.704 .705 .706 .707 .708 .709 .71 .711 .712

(87Sr/86Sr)i

01 а 2 13 □ 4 + 5 а е « 7 * 8 Рис.4. Изотопные составы Sr и Nd в гранитоидах Челябинского плутона

Условные обозначения: 1- кварцевый диорит (360 млн.л.); 2- 1ранодиорит (360 млн.л.); 3- с-к/з п/в биотитовый гранит высококалиевой серии (345 млн.л.); 4- умереннокалиевый гранит (320 млн.л.); 5- м-с/з гранит субщелочной серии (275 млн.л); 6 - 7 - флюоритсодержащие лейкограниты: редкометальный. лейкогранит Кременкульского массива (275 млн.л) и безрудный лейкогранит Митрофановского массива (260 млн.л.) соответственно; 8- плюмазитовьгй лейкогранит (235 млн.л.). Фигуративные точки со штрихами справа - точки соответствующих пород, пересчитанных на возраст 270 млн. лет (с двумя штрихами - на возраст 235 млн. лет).

Такие значения изотопных составов Sr и Nd в породах первой группы говорит об участии в их формировании компонентов как с «мантийным», так и с «коровым» изотопным составом. Первые могут быть представлены основными магматическими породами океанической коры, вторые - океаническими осадками, в том числе терригенными. Вариации изотопных составов Sr и Nd свидетельствуют об изотопной неоднородности источников для этих пород. Раннекаменноугольные высококалиевые граниты характеризуются самыми низкими значениями (е Nd), при сходном изотопном составе (87Sr/86Sr);, что может быть обусловлено формированием расплава из источника с существенным преобладанием древнего сиаличсского материала и незначительным влиянием вещества с «мантийными» изотопными метками. О существенной роли материала древней континентальной коры в источнике этих гранитов свидетельствуют реликтовые ядра цирконов докембрийского возраста (665 млн. лет) в этих гранитах. В каменноугольных (~ 320 млн. лет) умереннокалиевых гранитах при сравнительно более «мантийном» изотопном составе Sr и Nd цирконы, кроме возраста породы, определяют и значительно более древнее, раннепротерозойское значение возраста (1905 млн. лет), которое интерпретируется как возраст субстрата. Высокие положительные значения (е Nd), свидетельствуют о значительной роли производных верхней мантии в формировании этих пород.

11 □

•......€ m—^

Таким образом, различия изотопного состава Sr и Nd совместно с данными по изучению U-Pb системы циркона и редкоэлементного состава в близковозрастных верхнедевонско-раннекаменноугольных гранитоидах и каменноугольных умереннокалиевых гранитах дает основание предполагать разный возраст и, вероятно, природу их протолита.

Мелко-, среднезернистые граниты и флюоритсодержащие лейкограниты пермского этапа становления массива по изотопному составу Sr и Nd отчетливо отличаются от гранитоидов каменноугольного возраста, в которых доля компоненты с «мантийными» метками относительно выше. Модельные построения дают основание полагать, что эти породы не связаны эволюционной зависимостью с предшествующими породами Челябинского массива.

В пермских флюорит-содержащих лейкогранитах Кременкульского массива присутствуют реликтовые, унаследованные из субстрата цирконы позднесилурийско-раннедевонского возраста (416 млн. лет). Эти результаты хорошо согласуются с данными по изотопному составу Sr и Nd, определяющими значительную долю корового компонента в составе источника (87Sr/86Sr); = 0,7056. Флюорит-содержащие лейкограниты Митрофановского массива также характеризуются значительным участием корового материала: (87Sr/86Sr)i = 0,7067) и (е Nd)t ~ -4.

Мелко-, среднезернистые граниты субщелочной серии по изотопному составу Sr и Nd сопоставимы с флюорит-содержащими лейкогранитами. Сходство по геохимическим характеристикам и морфологии цирконов названных пород также может свидетельствовать о близости состава и возраста их источника.

В отличие от всех палеозойских пород Челябинского интрузива, плюмазитовые лейкограниты характеризуются типично «коровым» изотопным составом Sr и Nd. Очевидно также, что такие породы не могли быть образованы за счет переплавления более ранних гранитоидов, слагающих Челябинский плутон. Можно предположить, что источником гранат-мусковитовых лейкогранитов послужила сиалическая континентальная кора палеозойского возраста, достигшая «зрелости» к мезозойскому времени.

Заключение

Комплексное изучение гранитоидов Челябинского плутона, включающее геологические, петрографические, геохимические и изотопно-геохронологические исследования позволяют сформулировать ряд главных выводов о строении массива, взаимоотношении и характеристике слагающих его пород, предполагаемом субстрате и времени становления гранитоидов.

Челябинский массив является полиформационным интрузивом с длительной историей формирования, охватывающей период от верхнедевонско-раннекаменноугольного до среднетриасового времени. Гранитоиды, слагающие Челябинский плутон, выделяются в четыре петрохимические серии: высококалиевую, умереннокалиевую, субщелочную и серию плюмазитовых лейкогранитов. Члены каждой серии характеризуются совокупностью петрографических и геохимических признаков, отличающих их от пород других серий.

В истории формирования Челябинского плутона выделяется 4 дискретных этапа: I. Верхнедевонско-раннекаменноугольный (360-345 млн.лет): формирование гранитоидов высококалиевой серии - кварцевых диоритов, гранодиоритов, и гранитов и лейкогранитов); П. Каменноугольный этап (317 млн. лет): формирование умереннокалиевых гранитов; III. Пермский этап (275-260 млн. лет): формирование пород субщелочной серии - мелкозернистых гранитов и лейкогранитов и флюоритсодержащих лейкогранитов; IV. Триасовый этап (235 млн. лет): формирование плюмазитовых лейкогранитов.

Совокупность изотопно-геохронологических и геохимических данных, минералогические и геохимические характеристики цирконов свидетельствуют о том, что гранитоиды разных этапов формирования Челябинского плутона связаны с различными по составу разновозрастными коровыми источниками. В целом, от ранних к поздних этапам отмечается характерное для орогенов (Ферштатер и др., 2009) возрастание доли материала зрелой континентальной коры в источнике магмообразования.

Список работ, опубликованных по теме диссертации Статьи в журналах по списку ВАК

1. Осипова Т.А., Каллистов Г.А., Травин А.В., Дриль С.И. Первые данные о мезозойских гранитоидах в составе Челябинского интрузива (Южный Урал) //Литосфера, 2010№4. С. 163-169.

Тезисы совещаний и конференций

2. Осипова Т.А., Каллистов Г.А. Новые данные о геологическом строении Челябинского гранитоидного плутона (Южный Урал)// Ежегодник - 2003 Ин-та геологии и геохимии УрО РАН. Екатеринбург, 2004. С. 179-184.

3. Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Новые данные о геологическом строении Челябинского батолита// Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Информационные материалы 13-й научной конференции. Сыктывкар: Геопринт, 2004, С. 73-75.

4. Каллистов Г.А. Гальки гранодиорита из конгломератов нижневизейской красноцветной толщи в северо-восточном экзоконтакте Челябинского гранитоидного батолита// Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Информационные материалы 14-й научной конференции. Сыктывкар: Геопринт, 2005, С. 61-64.

5. Каллистов Г.А. Новые данные о вещественном составе гранодиорита из галек нижневизейских красноцветных конгломератов (северо-восточный экзоконтакт Челябинского гранитоидного батолита)// Ежегодник-2005 Ин-та геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН: Информационный сборник научных трудов. Екатеринбург, 2006. С. 176-179.

6. Осипова Т.А., Каллистов Г.А. К петрологии гранитоидов западной части Челябинского батолита (Южный Урал)// Ежегодник-2004 Ин-та геологии и геохимии УрО РАН. Екатеринбург, 2005. С. 136-140.

7. Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Гнейсовидные граниты Челябинского массива. Молодежная научно-практическая конференция в рамках Уральской горнопромышленной декады. Екатеринбург, 2005.

8. Осипова Т.А., Каллистов Г.А. Геологическое строение Челябинского гранитоидного плутона на Южном Урале (новые данные)// Происхождение магматических пород: Материалы международного (X всероссийского) петрографического совещания. Апатиты: Изд-вл Кольского научного центра РАН. 2005, Т.2. С. 179-181.

9. Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Дайки гранитоидов в северо-восточном экзоконтакте Челябинского массива// Ежегодник-2006 Ин-та геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН: Информационный сборник научных трудов. Екатеринбург, 2007. С. 73-78.

10. Каллистов Г.А., Осипова Т.А., Ферштатер Г.Б. Редкометальные лейкограниты Кременкульского массива (Южный Урал)// Строение литосферы и геодинамика: Материалы XXII Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. С. 121-122.

11. Каллистов Г.А. Новые данные о редкометальных гранитах Кременкульского массива, Южный Урал// Геология и минерагения Кольского региона. Труды Всероссийской (с международным участием) научной конференции и IV Ферсмановской научной сессии, посвященных 90-летию со дня рождения акад. А.В. Сидоренко и д.г.-м.н. И.В. Белькова. Апатиты: Изд-во К&М, 2007. С. 92-95.

12. Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Меланократовые дайки и включения в гранитоидах Челябинского массива// Ежегодник-2007 Ин-та геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН: Информационный сборник научных трудов. Екатеринбург, 2008. С. 164-168.

13. Каллистов Г.А.,Осипова Т.А. Возраст и природа субстрата раннепермских редкометальных лейкогранитов Кременкульского массива (Южный Урал) -изотопно-геохронологические ограничения// Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материалы I международной конференции. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН. С. 172-173.

14. Осипова Т.А., Каллистов Г.А., Баянова Т.Б. Возможные источники гранитоидных магм Челябинского плутона (ЮжныйУрал) по изотопным U-Pb, Rb-Sr, Sm-Nd данным// Изотопные системы и время геологических процессов. Материалы IV Росс. конф. по изотопной геохронологии. Т.Н. Санкт-Петербург: ИП Каталкина, 2009. С. 68-71.

15. Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Триасовые гранат-мусковитовые лейкограниты Челябинского батолита// Магматизм и метаморфизм в истории Земли: Материалы XI Всероссийского петрографического совещания. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2010. T.I. С. 287-288.

16. Каллистов Г.А. Мантийно-коровое взаимодействие и генезис пород Челябинского гранитоидного плутона (Южный Урал). Материалы V Сибирской конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск, 2010 (электронный сборник).

Отпечатано в центре оперативной полиграфии «КОПИРУС» Тираж 100 экз. Заказ №36

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Каллистов, Геннадий Александрович

Введение

Глава 1. Структурное положение и основные черты геологического строения Челябинского массива

1.1. Геологическое положение Челябинского гранитоидного массива

1.2. Геологическое строение Челябинского массива и взаимоотношение с вмещающими породами

1.3. Геологическое строение Челябинского гранитоидного массива

1.4. Разрывные нарушения и связанные с ними метасоматические ореолы

1.5. Полезные ископаемые, связанные с гранитоидами Челябинского массива

Глава 2. Петрографическая характеристика главных разновидностей пород Челябинского массива

Глава 3. Химический состав гранитоидов Челябинского массива

Глава 4. Условия формирования главных разновидностей пород Челябинского массива

Глава 5. Возраст и изотопно-геохимическая характеристика пород Челябинского гранитоидного плутона

5.1. Возраст и этапы становления пород Челябинского масссива

5.2. Изотопно-геохимическая характеристика пород

Челябинского массива, их генезис и источники вещества

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология гранитоидов Челябинского массива"

Актуальность исследований

Челябинский батолит является одним из наиболее крупных гранитоидных тел «Главной гранитной оси» на Среднем и Южном Урале. Представления о строении массива, составе слагающих его пород, истории геологического развития формировались на протяжении почти ста лет и охарактеризованы в многочисленных работах, посвященных петрологии южноуральских гранитоидов. Несмотря на это, некоторые существенные аспекты становления Челябинского массива, во многом определяющие металлогеническую специализацию слагающих его пород, оставались неясными. Актуальность данной работы определена необходимостью решения ряда петрологических задач, проблем возраста слагающих Челябинских плутон гранитоидов, установлении природы и состава источников, участвующих в становлении I пород массива, который может рассматриваться как модельный объект при изучении важнейших особенностей эволюции гранитоидного магматизма Уральского орогена.

Цель и задачи исследований

Целью работы является детальное изучение вещественного состава гранитоидов Челябинского массива, выделение этапов становления плутона и оценка природы и возраста источников магмогенерации, определения позиции гранитоидов Челябинского массива в эволюции палеозойского интрузивного магматизма Восточно-Уральского поднятия.

Для достижения данной цели были поставлены и решены следующие задачи:

1. Изучение петрографического и химического составов гранитоидов, слагающих Челябинский плутон. ч

2. Оценка физико-химических параметров кристаллизации пород массива.

3. Определение возраста гранитоидов Челябинского массива и последовательности их формирования;

4. Изучение Rb-Sr и Sm-Nd изотопных систем, оценка состава источников магмогенерации разновидностей пррод массива.

Фактический материал и методы исследования

В основу работы положен собственный материал, собранный в течение 2003 — 2010 гг. Кроме того, использованы материалы Осиповой Т.А. и базы аналитических данных лаборатории петрологии магматических формаций ИГГ УрО РАН. Автор также пользовался материалами отчета Челябинского Государственного геолого-геофизического предприятия о геологической съемке и геологическом доизучении масштаба 1:200000 листа N-41-VIII (новая серия) 1999 г.

Концентрации других редких и редкоземельных элементов определены методом масспектрометрии индуктивно-связанной плазмы ICP-MS (аналитическая лаборатория ИМГРЭ, г. Москва (аналитик Журавлев Д.З.), Университет г. Гранада, Испания (под руководством профессора Ф. Беа); а также лаборатория ФХМИ УрО РАН (аналитик Кисилева Д.В.).

Составы минералов определены на микрозонде Cameca SX 100 (аналитики Гмыра В.Г., Хиллер В.В.) в лаборатории ФХМИ ИГГ УрО РАН, а также в лаборатории ИМин УрО РАН на растровом электронном микроскопе РЭММА-202 с энергодисперсионной приставкой (аналитик Муфтахов В.А.).

Изотопные исследования Rb-Sr и Sm-Nd систем выполнены на масс-спектрометрах Finnigan-MAT-262 в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ГИ КНЦ РАН (Sm-Nd система), лабораториях изотопной геохимии и геохронологии ГЕОХИ РАН, геохимии изотопов ИГХ СО РАН (Rb-Sr система) по стандартным методикам. Локальные jU-Pb изотопные исследования цирконов выполнены на ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II в ФГУП ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, исследования U-Pb изотопной системы микронавесок цирконов проводились в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ГИ КНЦ РАН на масс-спектрометре Finnigan-MAT-262 в статическом режиме на коллекторах с использованием смешанного трассера РЬ/ U по методике, изложенной в работе [Баянова и др., 2007].

Исследования возраста методом

40Аг/39Аг ступенчатого датирования выполнены в лаборатории изотопно-аналитических методов в ИГМ СО РАН (аналитик Травин A.B.).

Основные защищаемые положения

1. По петрогеохимическим характеристикам гранитоиды Челябинского батолита подразделяются на четыре петрохимические серии: 1. высококалиевых гранитоидов (образована кварцевыми диоритами, гранодиоритами, гранитами и лейкогранитами); 2. умереннокалиевых гранитов; 3. субщелочных гранитов и лейкогранитов; 4. плюмазитовых лейкогранитов.

I. Верхнедевонско-раннекаменноугольный этап: кварцевые диориты, гранодиориты (Т>з-С1 — 360 млн.л.), граниты и лейкограниты высококалиевой серии (С1 - 344 млн.л.); П. Каменноугольный этап: умереннокалиевые граниты (С1.2- 317 млн.л.); П1. Пермский этап: субщелс^чные граниты и лейкограниты (Р 1 275-260 млн.л.); IV. Триасовый этап: плюмазитовые лейкограниты (Тг — 230236 млн.л.).

3. Источники магмообразования гранитных пород разных этапов формирования Челябинского массива характеризуются различными изотопно-геохимическими параметрами. В протолите пород первого и второго этапов становления массива значительную роль играет материал с «мантийными» метками изотопного состава 8г и N(1, обуславливая их широкие вариации: (е = +3 - -3,5, (878г/868г)| = 0,7051 - 0,7057. Источники заключительных этапов имеют существенно «коровый» изотопный состав 8г и N(1: (878г/868г)[ = 0,7055 — 0,711 и (е Ш)4 = -1 --4,7.

Научная новизна

Проведена типизация основных разновидностей гранитных пород, слагающих Челябинский массив: на основании соотношения щелочных металлов, кремнезема и глинозема выделены четыре петрохимические серии, каждая из которых характеризуется своей петро- и геохимической спецификой и структурно-текстурными особенностями. На основе изотопного датирования установлены главные этапы становления Челябинского гранитоидного массива в возрастном диапазоне от 360 до 235 млн. лет: 360-345, ~320, 275-260, 235 млн. 1 лет. Впервые в истории Челябинского массива выявлен эпизод гранитного магматизма в среднем триасе, с которым связано образование плюмазитовых лейкогранитов. Показано, что выделенные петрохимические серии отвечают I основным этапам становления массива и характеризуются различными изотопно-геохимическими параметрами. Выполнена качественная оценка состава и возраста источников гранитообразования разных этапов формирования массива.

Практическая значимость

Апробация работы

Основные положения диссертационной работы докладывались на 13-и и 14-и Научных конференциях молодых ученых "Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегменту" (г. Сыктывкар, 2004, 2005 гг.), Молодежной научно-практической конференции в рамках Уральской горнопромышленной декады (г. Екатеринбург, 2005 г.), Первой международной геологической конференции «Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов» (г. Улан-Удэ, 2008 г.), Всероссийском петрографическим совещании «Магматизм и метаморфизм в истории Земли» (г. Екатеринбург, 2010 г.), V Сибирской I I международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (г. Новосибирск, 2010 г.).

Публикации

По теме диссертации опубликовано 16 научных работ, в том числе 1 статья в рецензируемом журнале.

Объем и структура работы

Диссертация состоит из пяти глав, заключения и приложения, изложенных на 184 страницах текста. Работа содержит 88 рисунков, 15 таблиц и 1 приложение. Библиография включает 94 наименования.

Автор выражает свою признательность Г.Б. Ферштатеру, В.В. Холоднову, Н.С. Бородиной, Е.В. Пушкареву, Е.А. Зиньковой и другим сотрудникам Лаборатории петрологии магматических формаций ИГГ УрО РАН, а также В.Н. Смирнову, A.B. Травину за плодотворное обсуждение вопросов, возникающих на разных стадиях исследований.

За проведение аналитических исследований автор благодарен В.П. Власову, Н.П. Горбуновой, Г.С. Неупокоевой, JI.A. Татариновой, Д.В. Кисилевой, В.В. Хиллер, В.Г. Гмыре, В .А. Муфтахову, С.И. Дрилю, A.B. Травину, Т.Б. Баяновой, Ю.А. Костицыну.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 07-05-01023-а), УрО РАН в рамках программы ОНЗ РАН №8 (проект 09-Т-5-1023), ФЦП «Научные и научно-педагогические кадоы инновационной России» на 2009-2013 г.г. (г/к № 02.740.11.0727).

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Каллистов, Геннадий Александрович

Заключение

Комплексное изучение гранитоидов Челябинского плутона, включающее геологические, петрографические, геохимические и изотопные, в том числе геохронологические исследования, позволяет сформулировать ряд наиболее важных выводов о строении массива, взаимоотношении и характеристике слагающих его пород, предполагаемом субстрате и времени становления гранитоидов.

Челябинский массив является полиформационным интрузивом с длительной историей формирования, охватывающей период от верхнедевонско-раннекаменноугольного до среднетриасового времени. Гранитоиды, слагающие Челябинский плутон, выделяются в четыре петрохимические серии: высококалиевую, умереннокалиевую, субщелочную и серию плюмазитовых лейкогранитов. Члены каждой серии характеризуются совокупностью признаков, отличающих их от пород других серий.

В истории формирования Челябинского плутона выделяется 4 дискретных этапа: I. Верхнедевонско-раннекаменноугольный (360-345 млн.лет) (связан с формированием гранитоидов высококалиевой серии — кварцевых диоритов, гранодиоритов и биотитовых порфировидных гранитов и лейкогранитов); II. Каменноугольный этап (317 млн. лет) (умереннокалиевые граниты); III. Пермский этап (275-260 млн. лет) (формирование пород субщелочной серии — мелкозернистых гранитов и лейкогранитов и флюоритсодержащих лейкогранитов); IV. Триасовый этап (235 млн. лет) (плюмазитовые лейкограниты).

Анализ Rb-Sr и Sm-Nd изотопных систем в гранитоидах Челябинского плутона показал, что основные выделяемые по изотопному составу стронция и неодима группы пород отчетливо коррелируются с этапами становления массива. Отмечается характерная для орогенов [Ферштатер и др., 2009] смена «мантийно-корового» по изотопному составу Sr и Nd источника верхнедевонско-раннекаменноугольного и каменноугольного магматизма существенно коровым пермским, а в завершении — триасовым магматизмом с типично «коровыми» изотопными характеристиками субстрата.

Изотопно-геохимические данные в, совокупности с петрографическими, геохимическими исследованиями, изучением цирконов свидетельствуют о том, что гранитоиды разных этапов формирования Челябинского плутона связаны с разновозрастными и различными по составу коровыми источниками магмообразования.

Становление массива соответствует основным этапам в истории палеозойского интрузивного магматизма Урала [Ферштатер Г.Б., 2001; Ферштатер и др., 2009]. Гранитоиды повышенной основности в Челябинском массиве традиционно сопоставляются с породами массивов окраинно-континентального типа.

Становление гранитоидов высококалиевой серии (360-345 млн.лет) Челябинского плутона в позднем девоне-раннем карбоне по времени совпадает с первым [Веа et а1., 2002] эпизодом надсубдукционного магматизма. Формирование умереннокалиевых гранитов, (317 млн.лет) относится ко времени завершающей стадий субдукции, характеризующейся обрывом тяжелой части слэба [Пучков В'.Н., 2010]. Значительное обогащение «мантийной» компонентой (породы океанической, коры) источника: умереннокалиевых гранитов в это время,, возможно, связано с реализацией такого механизма. Время становления гранитов и лейкогранитов субщелочной серии (275-260 млн.лет) Челябинского массива относится к завершающей стадии коллизионного этапа [Пучков В.Н., 2010, Иванов* К.С., 1998]. Формирование плюмазитовых лейкогранитов (235 млн.лет) по времени приходится на платформенный этап и связано с постколлизионным растяжением [Пучков В.Н., 2010]. По [Пучков В.Н.,2010] немногочисленные проявления кислого магматизма в это время на Урале можно объяснить привносом тепла, агентом которого служила базальтовая магма вследствие проявления активного траппового магматизма в Восточной Сибири — гигантского суперплюма [Добрецов и др., 2001].

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Каллистов, Геннадий Александрович, Екатеринбург

1. Бородин JT.C. Петрохимия магматических серий. М.: Наука, 1987. Бородин JI.C. Петрохимические типы и классификация гранитоидов// Геохимическая эволюция гранитоидов в истории литосферы. М.: Наука, 1993. С. 36-53.

2. Грабежев А.И., Кузнецов Н.С., Пужаков Б.А. Рудно-метасоматическая зональность медно-порфировой колонны натриевого типа (парагонитсодержащие ореолы, Урал). Екатеринбург: Изд. УГГГА. 19981 172 с.

3. Грабежев А.И., Краснобаев A.A.XJ-РЪ возраст и изотопно-геохимическая характеристика Томинско-Березняковского рудного поля// Литосфера. 2009. №2'. С. 14-27.

4. Зинъкова Е.А. Геохимия, история формирования и петрогенезис Верхисетского батолита, Средний Урал. Автореферат канд. дисс. Екатеринбург. 1997. 23 с.

5. Зинъкова Е.А., Ферштатер Г.Б. Путеводитель геологической экскурсии по южной части Верхисетского гранитоидного массива// Ин-т геологии и геохимии УрО РАН. Екатеринбург, 2004. 20 с.

6. Изох Э.П. Оценка рудоносности гранитоидных формаций в целях прогнозирования. М.: Недра, 1978. 137 с.

7. Иванов КС. Основные черты геологической истории (1,6-2 млрд.лет) и строение Урала: Дисс. . д-ра геол.-мин. наук. Екатеринбург, 1998. — 252 с. Иванов С.Н., Пучков В.Н., Иванов КС. Формирование земной коры Урала. М: Наука, 1986. 248 с.

8. Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Меланократовые дайки' и включения в гранитоидах Челябинского массива// Ежегодник-2007 Ин-та геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН. Информационный сборник научных трудов. Екатеринбург. С. 164-168.

9. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. 207 с.

10. Коваль П.В. Региональный геохимический анализ гранитоидов. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГТМ, 1998. 492 с.

11. Краснобаев A.A. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука, 1986. 146 с.

12. Краснобаев A.A., Беа Ф., Ферштатер Г.Б., Монтеро 77. Докембрий в Главном гранитном поясе Урала (кожубаевский комплекс) // ДАН, 2006. Т. 408. № 3. С. 370-374.

13. Летников Ф.А., Левин A.B., Летникова А.Ф. О «родимых пятнах» в редкометальных гранитах Лосевского массива (Сев. Казахстан). ЗВМО, Т. 136, №2. 2007. С. 7-16.

14. Львов Б.К. Петрология, минералогия и геохимия гранитоидов Кочкарского района (Южный Урал). JL: Изд-во ЛГУ, 1965.

15. Мамаев Н.Ф. Геологическое строение и история развития восточного склона Южного Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1965. 169 с. (Труды ИГ; Вып. 73).

16. Мизенс Г.А. Каличе в составе верхнепалеозойских континентальных отложений юга Урала и их значение для палеогеографических реконструкций// ДАН, 2008. Т. 421. №3. С. 371-371.

17. Осипова Т.А. О природе субстрата высокобарических плагиогранитогнейсов Харлушинского блока, Челябинский массив (Южный Урал) // Метаморфизм и геодинамика. Мат. межд. Научн. Конф. (II Чтения памяти С.Н. Иванова). Екатеринбург: ИГТ УрО РАН, 2006. С. 66-69.

18. Осипова Т.А. Источники гранитоидов Главной гранитной оси Урала: Sm-Nd, Rb-Sr и U-Pb данные// Материалы XI Всероссийского петросовещания «Магматизм и метаморфизм в истории Земли». Екатеринбург: Институт геологии и геохимии. Том II. 2010. С. 111-112.

19. Осипова Т.А., Горожанин В.М., Голъцман Ю.В., Виноградов В.И., Буякайте М.И. Sm-Nd и Rb-Sr датирование высокобарических метагранитов в Восточно-Уральском поднятии (Ю. Урал)// ДАН, 2006. т. 406. № 4. С. 528-532.

20. Пейве A.B. Тектоника Урала. Объяснит, записка к тектонической карте Урала масштаба !: 1000000. М:, 1997.

21. Попов B.C., Богатое В.И. Происхождение мирмекита в свете фазовых соотношений в кварц-полевошпатовой системе// ЗВМО. 1998. Ч. CXXVII. №5. С. 1-14.

22. Прибавкин C.B., Шардакоеа Г.Ю. Геохимия гранитоидов и ассоциированных с ними пород Шарташского массива (Средний Урал) // ДАН, 2002. Т. 385. № З.С. 406-408.

23. Прибавкин C.B., Пушкарев Е.В. Возраст поздних орогенных гранитоидов Урала по данным U-Pb изотопии цирконов (на примере Шарташского и Шабровского массивов)// ДАН, 2011. Т.438. №3. С. 1-5.

24. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

25. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис. 2010. 280 с.

26. Таусон JI.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 279 с.

27. Тевелев Ал.В., Кошелева H.A. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье). М.: Изд-во МГУ, 2002. 123 с.

28. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Беляцкий Б.В. Триасовый магматизм Южного Урала: геохимия, изотопия, геодинамика // Вестник МГУ, сер. 4. Геология, 2009. № 2. С.29-38.

29. Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.: Наука, 1987.231 с.

30. Ферштатер Г.Б. Гранитоидный магматизм и формирование континентальной земной коры в ходе развития уральского орогена// Литосфера, 2001. №1. С. 62-85.

31. Ферштатер Г.Б. Структурно-формационная зональность Урала и магматизм// Геотектоника, 1992. №6.С. 3-17.

32. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро М.П. и др. Роговообманковое габбро Урала: типизация, геохимические особенности и петрогенезис// Геохимия. 2004. №7. С. 707-728.

33. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.:Наука, 1975. 288 с.

34. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Pananopm М.С., Осипова Т.А., Смирнов В.Н., Левин В.Я. (Эрогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 1994. 250 с.

35. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A., Холодное В.В., Бородина Н.С., Зинъкова Е.А., Шардакова Г.Ю., Шагалов Е.С. Высокобарические граниты и метаграниты Урала // Метаморфизм и геодинамика. Мат. конф. Екатеринбург: ИГТ УрО РАН, 2006. С. 150-152.

36. Четвериков С.Д. Руководство к петрохимическим пересчетам химических анализов горных пород и определению их химических типов. М.: Госгеолтехиздат, 1956. 246 с.

37. Шатагин КН., Астраханцев О.В., Дегтярев К.Е., Лучицкая М.В. Неоднородность континентальной коры Восточного Урала: результаты изотопно-геохимического изучения палеозойских гранитоидных комплексов//Геотектоника. 2000. №5. 2000. С. 44-60.

38. Bea F., Fershtater G., Montero P., Smirnov V. The Stepninsk pluton: a key for understanding the lack of collapse of the Uralian orogen// INTAS Europrobe Timbepar Uralides Workshop. Abstracts. October 19-22, 2000. St. Petersburg, 2000.P. 4-5.

39. Bea F., Fershtater G.B., Montero P., Smirnov V.N., Molina J.F. Deformation-driven differentiation of granitic magma: The Stepninsk pluton of the Uralides, Russia // Lithos, 2005. Vol. 81. P. 209-233.

40. Briguen L., Bourguoli H., Joron J.L. Quantification of Nb, Ta, Ti and V anomalies in magmas associated with subduction zones: petrogenetic implication// Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. V. 68. №2. P. 297-308.

41. D Lemos R.S. Magma-mingling and melt modification between granitic pipes and host diorite, Guernsey, Channel Islands// Journal of the Geological Society. 1992. v. 149. issue.5. P. 709-720.

42. Garsia D., Pascal M.L., Roux J. Hydrothermal replacement of feldspars in igneous enclaves of the Velay granite and the genesis of myrmekites// Eur. J. Miner. 1996. Vol.8. P. 703-718.

43. Hammarstrom J.M., Zen E. Aluminium- in hornblende: an empirical igneous geobarometer//Am. Mineralogist, 1986. 71. P. 1297-1313.

44. Hassanen Mohamed A. Post-collision, A-type granites of Homrit Waggat Complex, Egypt: petrological and geochemical constraints on its origin. Precambrian Recherch 82. 1997. P. 211-236.

45. Hodges K. V. Geochronology and Thermochronology in Orogenic System//

46. Treatise on Geochemistry. Oxford, UK: Elsevier, 2004. P. 263-292.

47. Hollister L.S., Grisson G.C., Peters E.K., Stowel H.H., Sisson V.B. Confirmation ofthe empirical correlation of A1 in hornblende with pressure of solidification ofcalc-alkalin plutons// Am. Mineralogist, 1987. 72. P. 231-239.

48. Holtz F., Johannes W., Tamic N., Behrens H. Maximum and minimum watercontents of granitic melts generated in the crust: a réévaluation and implication//1.thos, №56. 2000. P. h-14.

49. Manning D.A. C. The effect of fluorine on liquidus phase relationship in the system Qz-Ab-Or with excess water at 1 kb// Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 76. P. 206-215.

50. Michel-Levy A.M. Structuremicroscopique des roches acides anciennes// Soc. Miner. Cristallogr. Bull. 1874. V. 3. P. 201-222.

51. Pitcher W.S. Synplutonic dykes and mafic enclaves// Enclaves and Granite Petrology/ J. Didier, B. Barbarin (ed.). Development in Petrology. 13. Elsevier, Amsterdam-Oxford-New York-Tokyo. 1991. P. 389-391.

52. Schmidt M.W. Amphibol composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer// Contrib. Mineral. Petrol. 1992. 110. P. 304-310.

53. Sederholm J.J. Uber eine archaische Sedimentformation in sudwestlichen Finland// Bull. Com. Geol. Finland. 1897. V.6. 254 p.

54. Sun S.S. Chemical composition and origin of the Earts primitive mantie. Geochim. Cosmohim. Acta., 1982., vol. 46, P. 179-192.

55. Tattle O.F., Bowen N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi308 KAlSi308 - Si02 - H20 // Geol. Soc. Amer. 1958. Vol. 74. 153 p.

56. Winkler H.G.F., Boese M. Marcopoulos T. Low temperature granitic melts// N. Jarhrb. Miner. 1975. № 6. P. 245-268.

Информация о работе

Каллистов, Геннадий Александрович
кандидата геолого-минералогических наук
Екатеринбург, 2011
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология гранитоидов Челябинского массива - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно