Средне-позднепалеозойская коллизионная история развития Магнитогорского мегасиклинория

Салихов, Делир Нурзадаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Средне-позднепалеозойская коллизионная история развития Магнитогорского мегасиклинория
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Средне-позднепалеозойская коллизионная история развития Магнитогорского мегасиклинория"

^ л

.РОСС И И С К Л Я Л К АДЕМИ Я Н Л У К У Р А ЛЬ С К О Е ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ Е Е О Л О Г И И И ГЕОХИМИИ II м. ;1 к л л. А. Н. 3 А В А Р И Ц КО ГО

На правах рукописи

САЛИХОВ Делир Нурзадаевич

СРЕДНЕ-ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКАЯ КОЛЛИЗИОННАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ МАГНИТОГОРСКОГО МЕГАСИНКЛИНОРИЯ

Специальность 04.(К).01 - общая и региональная геология

ДИССЕРТАЦИЯ

на,со и екание ученой степени доктора геолого-минералоги чески к наук в форме научного доклада

Екатеринбург - 1997

Работа выполнена в Институте геологии Уфимского научного центра РАН

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук профессор В.А.Прокин (ИГГ УрО РАН)

доктор геолого-минералогических наук профессор М.С.Рапопорт (УГГГА)

доктор геолого-минералогических наук профессор В.С.Попов (МГГГА)

Ведущая организация:

Челябинский территориальный комитет по геологии и минеральным ресурсам

Защита состоится 1997 г. в часов на

заседании диссертационного совета Д 002.81.02 при Институте геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого Уральского отделения РАН по адресу: 620151, Екатеринбург, Почтовый переулок, 7.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГГ УрО РАН. Научный доклад разослан

£&с/ссС Да 997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геолого-минералогических наук

Э.О.Амон

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследований

Урал и особенно его южный сектор представляют собой уникальный регион, при изучении которого решались и решаются многие кардинальные проблемы геологии складчатых областей и их металлогении. Естественной эрозией здесь вскрыт огромный стратиграфический разрез с фовня позднего протерозоя по современный включительно. Немаловажное значение имеет также то обстоятельство, что во всех рудных регионах Урала пробурено большое количество структурных скважин глубиной в щин километр и более, в том' числе серия скважин глубиной до 5 км на Ожном Урале. На Среднем Урале в стадии проходки находится сверхглу-юкая скважина СГ-4 с.проектной глубиной 12 км.

Богатый и разносторонний материал, полученный за длительное (ремя изучения региона, позволил различным исследователям выработать гринципиально отличающиеся взгляды на историю его геологического «звития. Общепринятая в настоящее время геодинамическая модель раз-ития Уральской складчатой структуры основана на идеях мобилизма -екгоники литосферных плит. В этой концепции, которую разделяет автор астоящей работы, менее всего исследована проблема коллизионного [агматизма. В процессе коллизии происходят складкообразование, горо-бразование, сопровождающиеся формированием наиболее крупных над-игов, меланжа и олистостром. С этой эпохой связано накопление опреде-енных типов осадочных образований, становление гранитных батолитов др.

Однако, современное состояние изученности геологии Южного рала подтверждает высказывание известного петролога А.Миаширо 985) о недостаточности наших знаний об особенностях и происхожде-магматизма, связанного-со столкновением континента с континентом ш континента с островной дугой. Между тем, комплексное изучение 'лканизма и интрузивного магматизма Магнитогорского мегасинклино-т позволяет решать многие проблемные вопросы его геологического 1звития в коллизионную эпоху, стадийности, формационной пршгадл'еж->сти продуктов вулканической и интрузивной деятельности, специфики : эволюции и др.

Скачанное объясняет постановку настоящих исследований и их туальность, тем более они непосредственно связаны с изучением зако-мерностей проявления рудных формаций. Это имеет первостепенное учнос и практическое значение для разработки вопросов локального огнозированпя полезных ископаемых Магнитогорского мегасинклино-я, в том числе железа, никеля, меди, молибдена, золота, платины и др.

Цель и задачи исследований

Основная цель исследований - установление закономерностей проявления и развития вулканизма и интрузивного магматизма и сопровождающего их оруденения в области столкновения континентов на Южном Урале в конце среднего и в позднем палеозое. В рамках исследований решались следующие задачи, которые обеспечили достижение основных поставленных целей:

1. Оценка вещественного состава вулканогенных и интрузивных ассоциаций и комплексов на уровне пород и минералов с отражением в них вариаций химических элементов.

2. Характер латеральной зональности в проявлении вулканизма и интрузивного магматизма.

• 3. Систематизация главных рудных формаций коллизионного этапа.

4. Создание схемы эволюции средне-лозднспалеозойского магматизма и сопутствующего оруденения в Магнитогорском мегасинклинории и его ближайшем обрамлении.

Фактическая основа работы

Настоящая работа базируется на многолетних исследованиях автора в Институте геологии Уфимского научного центра РАН по различным аспектам геологии, петрологии и рудоносности вулканогенных и интрузивных формаций Магнитогорского мегасинклинория. Анализы пород и минералов выполнялись, главным образом, в лаборатории физико-химических исследований названного института, частично - в лаборатории микроэлектроники Института сверхпластичности материалов РАН (г. Уфа) и лаборатории нейтронной активации ИЯФ АНУ (г. Ташкент).

Практическое значение работы

Результаты исследований по формационному анализу и возрастному расчленению вулканогенных и интрузивных формаций использованы при составлении общих геологических и различных специализированных карт и схем (формационных, металдогенических, прогнозных и др.). ■Эти материалы, включая и данные по оруденению.различных вулканогенных и интрузивных образований, являются надежной основой локального прогнозирования эндогенных месторождений. Выявленная автором связь Верхнеуральского молибден-медно-порфирового оруденения с гранодио-ритами значительно расширяет перспективы обнаружения аналогичных месторождений региона в областях распространения интрузивов той же формации. Установлен контроль золото-кварцевого оруденения с малыми интрузивами и дайками позднего -палеозоя и сульфидного медно-никелевого оруденения с определенными типами раннекаменноугольных интрузивов.

Научная новизна

В докладе обобщены результаты многолетних исследовании автора по геологии, петрохимии и петрографии вулканогенных и интрузивных образований Магнитогорского мегасинклииория (рис. 1). Уделено внимание распространению в них редких и рассеянных элементов, особенно редкоземельных и благородных компонентов. При этом определение вещественного состава многих интрузивных и вулканогенных формаций, как и выделение ряда интрузивных комплексов, впервые было сделано автором. К ним относятся файзулинскнй, басаевский и утлыкташский комплексы габбро-диоритовой формации, нуралино-миндякская и худола-зовская габбро-диабаз-диорнтовая формация, ахуновский комплекс гранитных батолитов, дайювые (худолазовскин), баишевский и др. комплексы иротеробаз-диа базовой формации, балбукский, кизильский, железно-дорожнинский и др. комплексы гранит-порфировой формации. Установлены особенности проявления и эволюции каменноугольного вулканизма, а также впервые проведен сравнительный анализ вещественного состава продуктов вулканизма франа и фамена. Все эти материалы характеризуют продукты вулканизма и интрузивного магматизма коллизионного варис-ского этапа южного сектора Урала при столкновении ВосточноЕвропейского и Казахстанско-Киргизского континентов в период от позднего франа по позднюю пермь включительно и, возможно, начало триаса.

Впервые показано, что коллизионный этап представлен тремя основными стадиями развития и переходной стадией от островодужной. В переходную предколлизионную стадию, когда происходило соприкосновение окраин континентов и прежде всего их островодужных систем, в локальных участках продолжалась субдукция и соответственно формировались известково-щелочные вулкано-интрузивные комплексы островодуж-ио1"1 формации. В раннюю стадию возникали структуры сжатия с локальными структурами растяжения, что связано с поворотом отдельных блоков смежных частей сходящихся континентов. В структурах сжатия формировались вулкано-интрузивные комплексы трахиандезитовой серии с интру-швными габбро-монцонит-граносиенитовыми и далее по латерали и во ¡ремени сменяющиеся самостоятельными интрузивными тоналнт-грано-шоритовыми комплексами, которые проявились последовательно и зо-шльно с запада на восток. В структурах с малой интенсивностью растя-кения формировались конформные тела габбро-диоритовой и небольшие рещинные интрузивные тела габбро-диабаз-диоритовой формаций, а в ггрустурах интенсивного растяжения - вулкано-интрузивные пояса, пред-тавленные базальт-трахидацит-риолитовой вулканогенной формацией и юмагматичной им габбро-адамеллит-гранитной интрузивной формацией. !о вторую (главную) коллизионную стадшо формировались горные

сооружения, Предуральский краевой прогиб и шарьяжно-надвиговые структуры Урала. С этой стадией связано становление гранитных батолитов, которые особенно широко проявились в Восточно-Уральском поднятии, но известны и в смежной с Восточно-Уральским поднятием восточной части Магнитогорского мегасинклинория. Наконец, в третью (заключительную) стадию в' регионе проявилось слабовыраженное растяжение на уровне релаксации после предшествующего тектонического сжатия г горообразования. В эту стадию формировались протеробаз-диабазовая и гранит-порфировая формации в линейных зонах растяжения.

Условные обозначения к рис. 1 Схематическая карта Магнитогорского мегасинклинория

Д !-

Г У 2 V V

• - ' ' 7 « • 4 Ф 1

-1- Р 12 Ф

♦ 17 в

О О

13 18

9 14 19

+ У

1 - вулкано-терригенные образования ордовика и силура: а) базальтоиды

б) глинистые, углисто-кремнистые сланцы; 2 - вулканогенные образования раипеп девона: а) базальты, б) андезито-базальты, риолиты; 3 - андезито-базальты раннеп

и начала среднего девона; 4 - базальт-риолитовая (а) и базальт-андезит-риолитова

(б) ассоциации раннего девона; 5 - вулкано-терригенные образования среднего и на

чала позднего девона; 6 - вулкано-терригенные осадки с прослоями кремней поздне

го девона (франский ярус); 7 - ритмично-слоистые песчаники, глинистые сланць

алевролиты позднего девона (фаменский ярус) - раннего карбона (раннее турне]

8 - песчаники (а), известняки (б) и базальт-трахириолитовая ассоциация (в) ранне каменноугольного яруса (позднее турне-серпухов);' 9 - известняки раннекаменнс угольного яруса; 10 - гранитоиды батолитового типа позднекаменноугольного врс мени; 11 - габбро-адамеллит-гранитная ассоциация раннекаменноугольного времс ни; 12 - гранодиорит-гранитная ассоциация раннего турне; 13 - габбро-монцонш граносиенитовая ассоциация фамена-раннего турне; 14 - гипербазиты; 15-скарнс во-магнетитовые месторождения и рудопроявления: 1) Магнитогорское, 2) Куйбасс 3) Карасыерское, 4) Богдановское; 16 - титано-магнетитовые рудопроявленш I) Куйбасс; 17 - сульфидные медно-никель-кобальтовые месторождения и рудопрс явления: 1)Северо-Бускунское, 2) Карасазовское, 3) Туркменевское, 5) Кусеевскос 18 - медно-порфировые месторождения и рудопроявления: I) Вознесенское, 2) Сг лаватское, 3) Верхнеуральское; 19 - золото-кварцевые, в том числе штокверковы месторождения и рудопроявления: 1) Орловское, 2) Мало-Каранское, 3) Муртыь тинское, 4) Миндяхское, _ 5) Туканское; 20 - марганцеворудное месторождени! I) Зингейское.

Важное место в докладе отводится рудным месторождениям, условиям размещения, вещественному составу, геохимии руд, в том числе вопросам генезиса некоторых из них. Автор первым обобщил данные о медно-никелевых проявлениях Худолазовской синклинали и обосновал региональный поисковый критерий оруденения, основанный на химических особенностях пород. Впервые была показана тесная парагенетиче-ская связь золото-кварцевого оруденения с позднепалеозойским магматизмом, контролируемая узкими линейными зонами преимущественно север-северо-восточного простирания.

Установлено, что Верхнеуральское молибден-медно-порфировое месторождение парагенетически связано с гранодиоритовым комплексом раннего карбона, что вместе с другими критериями позволит провести объективную переоценку перспектив такого оруденения на Южном Урале.

Основные защищаемые положения

1. В Магнитогорском мегасипклинории в конце среднего и позднем палеозое выделяются переходная (предколлизноппая) а три основные коллизионные стадии: а) первая из них фиксирует специфическую обстановку начала столкновения плит с продлением вулканизма, свойственного островодужной стадии; б) раинеколлизиоиная знаменует формирование земной коры в обстановке косонаправленного схождения континентов и формирование при этом сложной ассоциации магматических формаций и сопровождающего их оруденения в области столкновения островных дуг и окраин континентов; в) синколлизионная (орогенная) или главная стадия, коллизии - основная эпоха горообразования, формирования Уральской складчатой системы и крупных гранитных массивов; г) позднеколлизионная - стадия слабо проявленного квазирифтогенного растяжения и специфического магматизма малых интрузии.

2. Магматические образования коллизионного этапа Магнитогорского мегаатклипория образуют три фор.уационпых ряда: переходный от островодужного к орогенному, орогенный и квазирифтогенный.

3. Вулкапо-интрузивные ассоциации и интрузивные комплексы среднего и позднего палеозоя в Магнитогорском мегасинклинории_ объединяются в несколько конкретных.формации. ' ■

В переходный период проявился вулкано-интрузивный известко-во-щелочной магматизм с базальт-андезитовой вулканогенной и габбро-диорит-гранодиоритовой интрузивной формациями позднего франа.

В раннеколлизионную стадию формировалась вулкано-интрузив-ная шошонитовая серия с трахибазальт-грахитовой вулканогенной и габб-ро-монцонит-граносиенитовой -интрузивной формациями фамена. В фа-мен-турнсйское время они сменились интрузивной тоиалнт-гранодио-

ритовой формацией андезитовой серии. С позднего турне по серпуховской яр)'С в локальных раздвиговых зонах проявлялся вулкано-интрузивный магматизм нормальных и субщсломных базалътоидов базальт-трахидацит-риолитовой вулканогенной и интрузивной таббро-адамеллит-транитной формаций. Самостоятельные интрузивные образования раннего карбона представлены габбро-диоритовой формацией конформных интрузивных тел (утлыкташский, файзулинский, басаевский комплексы) и габбро-диабаз-диоритовой формацией трещинных малых интрузивов (ху-долазовский комплекс).

В главную (синколл из ионную) стадию (формировались гранитные батолиты позднего карбона.

С позднеколлизионной стадией связано формирование протеро-баз-днабазовой дайковой (худолазовский дайковый, баишевский и др. комплексы) и гранит-порфировой (балбукский, же л с з н од о р ожн и н с к н й п др. комплексы) формаций пермского возраста.

4. Размещение эндогенных полезных ископаемых коллизионного этапа контролируется ареалом проявления еулкано-интрузивных и интрузивных комплексов определенного формационного типа и, нередко, отдельными вулканическими сооружениями или интрузивными телами. С интрузивным магматизмом позднего фамена - начала турне связано формирование месторождении молибден-медно-порфировой (Верхнеуральское и др.) формаций. .Скарново-магнетитовые месторождения Магнитогорской группы (Магнитогорское, М.Куйбас, Димитровское, Подот-вальное, Башик и др.) контролируются Желтинским палеостратовулканом с гранитными телами раннекаменноугольного времени. С вулканитами того же раннекаменноугольного пояса связано марганцевое орудененис (Зингейское месторождение). Интрузивные тела худолазовского комплекса раннекаменноугольного возраста контролируют сульфидное медно-нике-левое орудснсние (Ссверо-Бускунское, Туркменевское, Восточно-Кара-сазовское, Сунар-Узякское и др. месторождения).

С гранитными батолитами позднего карбона связано золото-шс-елит-кварцевое оруденение (Бюйдинскос, Карагайское и др. месторождения). Наконец, многочисленные месторождения золото-кварцевой формации Учалинского района (Муртыкты, М.Каран, Орловское и др.) и Худо-лазовской синклинали (Гаделыиа, Тука не ко с и др.) контролируются магматизмом позднего палеозоя.

Публикации и апробация работы.

Основные положения доклада отражены в 6 коллективных монографиях, в 8 препринтах и в 32 статьях и кратких сообщениях. Материа-

лы автора апробированы при составлении палеовулканологической к;¡рты Южного Урала, геологической карты масштаба 1:1 ООО ООО листа N-40.

Основные положения настоящего доклада, начиная с 1969 года, выносились на обсуждение всесоюзных и региональных совещаний, в том числе: уральских петрографических совегцашшй (Свердловск, 1970, 1974); всесоюзного петрографического совещания (Алма-Ата, 1976); всесоюзных палеовулканологических совещаний и симпозиумов (Петропавловск-Камчатский. 198 , Черкассы, 1981, Свердловск, 1983); всесоюзных металлогсшгчсских совещаний (Иркутск, 1973, Ташкент, 1979, Алма-Ата. 1983); Всесоюзного симпозиума "Магматические формации в геологической структуре и истории Земли" (Свердловск, 1989); всероссийского петрографического совещания (Уфа, 1995) и других.

Автор начинал исследования под руководством П.Ф..Сопко, с которым неоднократно обсуждались проблемы магматизма .завершающих этапов развития Уральской складчатой системы и сопутствующего им эндогенного оруденения. Выполнение .настоящей работы было бы невозможно без поддержки коллег по Институту геологии Уфимского научного центра РАН и других научных учреждений и производственных организаций Урала.

Особенно продуктивными оказались контакты и обмен мнениями с Р.Б.Баратовым, И.А.Зотовым, А.М.Косаревым, Б.Д.Магадеевым,

B.А.Масловым, А.А.Макушшшм, В.Н.Пучковым, А.П.Рождественским.

C.Г.Самыпшым, И.Б.Серавкиньш, А.А.Скрипнем, Г.Б.Фершгатером. В.Г.Хитровым, Р.Г.Язевон.

Автор считает своим долгом выразить признательность названным исследователям и своим коллегам по лаборатории, способствовавшим выполнению и 'оформлению данной работы.

I. СРЕДНЕ-ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ КОЛЛИЗИОННЫЙ ЭТАП НА ЮЖНОМ УРАЛЕ

В палеозойское время Южный Урал и Уральская складчатая система в целом претерпели сложное геологическое развитие (Камалетдинов, 1974; Перфильев, 1979; Руженцев, 1976; Иванов и др., 1986; и др.), которое, по заключению многих исследователей (Пейве, Иванов, Нечеухин и др., 1977; Зоненшайн, Кориневский и др., 1984; и др.), происходило в рамках полного геодинамического цикла или цикла Вильсона. Уральский палеоокеан зародился в ордовике и активно развивался в силуре и девоне, при этом в девоне по восточной периферии палеоокеана формировались островодужные формации. По находкам конодонтовой фауны в последние годы существенно уточнена картина развития океанических и острово-дужных вулканогенных и осадочных формаций Уральского палеоокеана.

Установлено более обширное развитие океанических формаций в ордовике и соответственно уменьшение их распространения в силуре (Иванов и др., 1989; Маслов и др., 1993; Пучков и др., 1995). Существенно уточнена стратиграфия островодужных формаций (Маслов, 1980; Артюшкова, 1992) и установлено локальное их развитие в силуре (Знаменский, 1994). Все это получило свое отображение на палеовулканологической карте Южного Урала (Серавкин, Косарев, Салихов, 1992). Уточняется время коллизионного процесса на Урале (Попов, Рапопорт, 1996). По мнению одних исследователей, он охватывает время от позднего карбона по пермь включительно (Пейве, Иванов, Нечеухин и др., 1977; Зоненшайн и др., 1984). Другие исследователи (Серавкин и др., 1992; Салихов и др., 1993; Салихов, 1996; Пучков, 1994) предполагают более раннее начало столкновения континентов. (поздний девон), а завершение - в перми - начале триаса.

1.1. Коллизионная структура Магнитогорского

мегаеннклинория и геодинамика ее бразования

Анализ морфологических особенностей современной структуры Магнитогорского мегаеннклинория и его обрамления позволяет считать, что эта структура сформировалась в области смежных зон столкнувшихся континентов. Она характеризуется центробежной вергентностью, т.е. падением осевых поверхностей складок и плоскостей надвигов от краевых частей столкнувшихся континентов в сторону оси мегаеннклинория (Салихов, 1996; Сенченко, 1976).

К числу наиболее крупных надвигов, осложняющих западное крыло мегаеннклинория и имеющих примерно одинаковое восточное падение под углом около 40°, относятся Главньн'! Уральский разлом (ГУР), Западно-Ирендыкский, Бурибаевский, Мамбетовский и другие надвиги, а к числу осложняющих восточное крыло - Алтынташ-Кидышевский, Ко-паловский, Устьагирскнй, Кацбахский, Браиловскнй, Магнитогорский и другие разломы.

Надвиги западного крыла мегаеннклинория погружаются на восток вглубь земной коры и подкорового субстрата. Особенно это касается ГУР, вдоль которого происходило поглощение океанической коры и за1 крытие Уральского палеоокеана. а в коллизионный этап - обдукция этой коры и надвигание ее на континентальную кору пассивной окраины Восточно-Европейского континента, представленную современным западным склоном Урала.

В отличие от этого, надвиги восточного крыла мегаеннклинория, имеющие западное падение, на глубине около 10-15 км ограничиваются сутурной зоной. Они составляют оперение этой зоны, обусловленное рет-рообдукцией океанической коры. Исключение составляет новообразован-

ная (коллизионная) система сбросо-сдвигов, которые пересекают, по нашем}' мнению, сутурную зону и проникают вглубь земной коры и подко-рового субстрата. Эта система служила путями внедрения раннеколлизи-онных мантийных магм основного состава.

На стадии завершающих коллизионных движений вдоль сутурной ' зоны произошла активизация этой системы сборосо-сдвнгов и некоторых других нарушений, которые явились путями внедрения и извержения не только базальтовой магмы, но и сопутствующих кислых и субщелочных дифференциатов.

Заслуживает внимания характерное западное выклинивание микроконтинента Восточно-Уральского подняли, которое в разрезе напоминает вдвиговую структуру клиновидного типа. Снизу эта вдвиговая структура ограничена поверхностью сутурной зоны, а сверху - наиболее крупным Алтынташ-Кидышевским ретронадвигом, который падает к оси ме-гасинклинорня, навстречу сутурной зоне.

Именно это вдвигание микроконтинента явилось основным фактором выжимания океанических, островодужных и коллизионных комплексов на восток в сторону, противоположную обдукции вдоль Главного Уральского разлома и других надвигов западного крыла мегасинклиио-рия, но также его осевую (Кизильскую) зону и частично западное крыло. Выжимание последнего представлено Западно-Кизильским, Юлдашев-ским, Тунгатаровским и другими надвигами,. которые отличаются западным падением сместителей.

Вдвигание Восточно-Уральского микроконтинента, по нашем}' мнению, сопровождалось гранитизацией и увеличением толщины за счет сжатия и скучивалшя. Таким образом, происходило одновременное оро-генное поднятие кровли микроконтинента и вдавливание его подошвы. Эти противоположнонаправленные движения создавали мощные субгоризонтальные зоны отслоения, в которых локализовались гранитные тела главного гранитного пояса Урала.

Синколлизионный гранитный магматизм имел место преимущественно в пределах Восточно-Уральского и Зауральского поднятий, однако отдельные проявления его известны и в смежной зоне Магнитогорского мегасинклинория. Это находит свое отражение в составе гранитоидов, прорывающих мощную кровлю ретрообдуцированных океанических, островодужных и раннеколлизионных комплексов.

1.2. Проявление коллизии на Южном Урале

Столкновение плит ознаменовалось обстановками субдукции, закрытием Уральского палеоокеана и установлением нового режима, с которым связано формирование характерных структурно-вещественных сомплексов, наложенных на древнюю и новообразованную континенталь-

ную кору Однако, определение рубежа этого перехода на Урале является методически сложной задачей, особенно в его эвгеосинклинальной части, и по причине редко наблюдаемых здесь региональных структурных и угловых несогласий (Наливкин, 1982). Многие исследователи связывают этот рубеж с началом формирования гранитных батолитов. При этом одни из' них считают, что это событие совпадает с началом серпуховского, а другие - с началом московского века (Пейве и др., 1977; Зоненшайн и др., 1984). Главное, что те и другие исследователи рассматривали продукты - каменноугольного вулканизма как последние островодужные (формации. Между тем, автором и другими исследователями (Салихов, Яркова, 1992; Серавкин и др., 1990) доказано, что проявление вулканизма в раннем карбоне происходило не в островодужной геодинамической обстановке, а связано с. локальными зонами раздвигав и формированием .грабенов, отражающих орогенический этап в "герцинидах Урала" (Девнтан, 1976). Надо сказать, что согласно геосинклинальной концепции раннекаменно-угольная вулканическая деятельность в некоторых грабенах рассматривалась как начало нового тектоно-магматического этапа развития региона. Именно' эта точка зрения получила отражение на "Тектонической карте Урала масштаба: 1:1 ООО ООО" (Соболев и др., 1986). Известно, что граница раннего и позднего турне во многих местах рассматриваемого региона зафиксирована не только сменой терригенных осадков известковыми, но также началом вулканической деятельности и в некоторых местах явным несогласием. Наши данные свидетельствуют о том, что перестройка на границе раннего и позднего турне отражает не начало коллизии, а дальнейший эпизод этого процесса.

Основным признаком коллизионных процессов на Южном Урале является накопление характерных осадков, связанных с разрушением Кордильер, которые имели широкое развитие. К таким осадкам относятся олистостромовая толща франского возраста (Клюжина н др., 1980; Смирнов и др., 1972) и вышележащая флишевая (формация, известная как зи-лаирская свита преимущественно фаменского возраста (Чнбрикова, 1991). Олистостромы представлены глыбовыми и менее крупными обломками пород разного состава. Их формирование отражает резкую смену спокойного хода осадконакопления интенсивной тектонической активизацией территории, которая сопровождалась срывом слоистых толщ. Одновременно проявилась вулканическая деятельность с образованием порфири-товой формации островодужного типа (Салихов и др., 1987). В ряде районов Южного Урала устанавливается трансгрессивное залегание осадков фамснского яруса на подстилающих отложениях с полимиктовыми конгломератами в основании. Однако, в конседиментационных прогибах нижняя граница фаменских отложении определяется с большим трудом. Трансгрессивный характер залегания фаменских отложений отмечается в

прогибах наложенного типа, таких гак Присакмарская зона, где они подстилаются силурийскими или раннедевонскими образованиями (Смирнов, Смирнова, 1961; Маслов, 1988). Здесь и в смежных зонах западного крыла Магнитогорского мегасинклинория фаменские отложения представлены ритмично-слоистыми осадками - гравелитами, песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, кремнями, которые подробно в литологи-.ческом и минералогическом отношениях изучены М.Ю.Аржавитиной (1976). Это - флишевая формация, верхняя возрастная граница которой, датирована ранним турне включительно (Смирнов, Смирнова, 1961; Плюснина, 1974).

В пределах восточной части мегасинклинория в это же фаменское время происходила вулканическая деятельность, продуцировавшая шошо-нитовуто формацию, латеральное распространение которой в общем совпадает с проявлением предшествующего известково-щелочного вулканизма франского вега. Последнее обстоятельство послужило основанием для выделения единого франско-фаменского этапа вулканизма, несмотря на существенные различия в их составе (Салихов и др., 1987). Однако, материалы последних исследований вулканогенных образований франа и фа-мена с учетом новых находок конодонтов свидетельствуют о следующем: 1) ареалы развития вулканогенных толщ франа и фамена нередко разобщены; 2) в самостоятельной толще вулканитов они представлены трахи-базальтами, трахиандезитами, трахидацитами и трахириолитами специфического химизма; 3) в основании вулканической толщи фамена нередко развиты конгломераты. Например, в районе с. Новобайрамгулово мощность конгломератов составляет около 50 м. Следовательно, вулканическая деятельность, проявившаяся в фамене, представляет собой самостоятельную формацию. Комагматичны.ми с ними являются интрузивные об-. разования монцонит-граноеиеннтовой ассоциации (Салихов и др., 1990), размещение которых не всегда строго совпадает с ареалом проявления вулканизма. Часть этих ассоциаций встречается в обрамлении последнего. По-видимому, такое распределение контролируется структурными факторами; интрузивы тяготеют к антиклинальным поднятиям.

В восточной зоне мегасинклинория на вулканогенных образованиях фамена'обычно залегают терригенные толщи, которые преимущественно начинаются с грубообломочных конгломератов, содержащих хорошо окатанные гальки и валуны граносиенитов. Размеры их от 20 см до 1.2 м, а количество - до 50 %. Выше конгломераты сменяются ритмично-слоистыми осадками от гравелитов до алевролитов, в которых обнаруживаются остатки флоры (папоротника), обычные для отложений, переходных от девона к карбону. А.А.Петренко (1946) полагает, что время формирования грубообломочных осадков, например, в разрезе р. Ильяска, отвечает самым низам раннего турне.

Грубообломочные конгломераты данного стратиграфического уровня формировались при интенсивном разрушении локальных участков на фоне более общего формирования ритмично-слоистых толщ флишевой формации, которые в краевых зонах доколлизионных раздвиговых структур залегают на глубоко эродированном разрезе, а во внутренних частях последних —без существенного перерыва.

Все вышеизложенное приводит нас к выводу, что начало коллизионного режима на Южном Урале отвечает позднему франу (по Маслову и Артюшковой аскынское время), а по другим схемам - рубежу франского и фаиенского веков.

1.3. Стадии развития коллизионного процесса в Магнитогорском мегасинклинорин

Согласно циклу Вильсона геодинамическая обстановка коллизии предполагает прекращение субдукции океанической коры и постепенную смену ее на развитие надвигов и покровов в коре столкнувшихся континентов. Поэтому в начальную стадию коллизия протекает параллельно с затуханием субдукции океанической коры. Как уже отмечалось в предыдущем разделе, на Южном Урале с началом столкновения континентов связано формирование грубообломочных олистостромовых толщ. Одновременно на отдельных участках происходила вулканическая деятельность островодужного типа (Салихов и др., 1987) и формирование интрузий, что свидетельствует о продолжавшейся субдукции уже в обстановке столкновения континентов, которое, вероятно, происходило по касательной и обусловило постепенное сочленение континентов с юга на север (Салихов, Яркова, 1992; Салихов, 1996).

Вероятно, при таком косом столкновении соприкасающиеся зоны подвергались сложным деформациям не только сжатия и вращения, но и некоторого локального растяжения. Эта обстановка б регионе нами выделена в самостоятельную раннеколлизионную стадию (Салихов и др., 1993), основным индикатором которой является флишевая'формация, широко развитая в разных структурно-формацнонных зонах региона и выделяемая как зилаирская свита. На отдельных участках она латерально сменяется одновозрастными вулкано-терригенными образованиями или гру-бообломочными конгломератами. В позднетурнейское время начинают преобладать карбонатные осадки, которые в отдельных конседиментаци-онных структурах частично или полностью замещаются вулкано-терри-генными отложениями. Башкирский ярус составляет верхний стратон формирования раннеколлизионных осадков.

Раннеколлизионная стадия отражает коллизию островной дуги и континенту. При этом островодужный структурный ярус и частично океанические осадки обдуцируют на пассивный край Восточно-Европейского 14

континента, представленного западный склоном Урала. Одновременно происходит надвигание (ретрообдукция) того же структурного яруса в восточном направлении на Восточно-Уральское поднятие.

Вулканические и интрузивные комплексы .раннеколлизионной стадии относятся к двум рядам формаций. Первый ряд представлен ко-магматичными трахибазальт-трахитовой вулканогенной и габбро-монцонит-граносиенитовой интрузивной формациями, а также исключительно интрузивной тоналит-гранодиоритовон формацией. Комагматич-ные вулкано-интрузивные формации развиты в зонах с наиболее интенсивным предшествовавшим островодужным вулканизмом, а интрузивные комплексы тоналит-гранодиоритовой формации имеют более широкое распространение и контролируются областями подьмтий с более мощной континентальной корой, развитой вблизи зоны сочленения континентов. Второй ряд представлен базальт-трахидацит-риолитовой вулканогенной и комагматичной ей габбро-адамеллит-гранитной формациями, а также самостоятельной интрузивно]! шрисгеймит-габбро-диорит-плагиогранитной формацией.

Следующая, вторая стадия коллизионного этапа охватывает возрастной интервал от московского века до ранней перми включительно. На рЗ'бсже между башкирским и московским веками на Южном Урале наблюдаются региональный перерыв (Геология СССР. Т. XIII) и резкая смена характера-и состава разреза. На этой стадии сформировались основные структуры Уральской складчатой системы, происходило интенсивное горообразование, активное развитие Предуральского передового прогиба. Эта стадия отражает собственно континентальную коллизию (гималайский тип).

Осадочные образования этой стадии имеют ограниченное распространение и сохранились в небольших разрозненных синклинальных структурах, особенно в осевой зоне Магнитогорского мегасинклинория. Здесь фаунистически доказаны осади! московского яруса. Выделение отложений позднего карбона и перми не имеет таких доказательств. В общем, осадочные комплексы, залегающие выше башкирского яруса, з'слов-но датируются поздним карбоном - ранней пермью. Б.И.Чувашов (1984) считает, что в этих разрезах осадки представлены только московским ярусом. Более молодые осадки сохранились южнее широты Домбаровки. В Бакайской мульде отложения московского яруса перекрываются терриген-ной толщей позднего карбона, которая выше сменяется осадками с фауной ассельского яруса ранней перми. В юго-восточной части этой структуры известны также фаунистически охарактеризованные известняки позднего карбона. Очевидно, в Мугоджарах в московское и раннепермское время существовал морской бассейн, а севернее происходила денудация горных сооружений.

•В рассматриваемое московско-раннепермское время на Южном Урале вулканическая деятельность отсутствовала. Происходило (формирование интрузивных массивов орогенного типа, таких, как Ахуновский, Кацбахский и другие в Магнитогорском мегасинклинории. В пределах Восточно-Уральского поднятия широко развиты крупные гранито-гнейсовые купола, формирование которых связывается с позднепалеозойским орогенезом (Соболев и др., 1972; Ферштатер и др., 1994; Рапопорт, 1990, 1996).

В пермско-раннетриасовое время на заключительной третьей стадш! коллизионного процесса формировались комплексы протеробаз-диабазовой и сиешгт-диорит-гранит-порфировой (формаций. Преобладают параллельные дайки, малые дискордангные и конформные интрузии, которые отражают обстановку слабого растяжения за счет релаксации (гравитационной разгрузки). Осадочные образования развхшались локально в Магнитогорском мегасинклинории и фаунистически слабо охарактеризованы.

Постколлизионная история Урала - это разрушение гор и формирование в позднем триасе лампроитовой формации, свойственной внут-риконтинеитальным рифтовым структурам.

1.4. Стратиграфия и литология коллизионных образований

Стратиграфия коллизионного этапа развития Магнитогорского мегасинклинория разработана с разной степенью детальности. Часть разреза от раннего карбона по московский ярус включительно охарактеризована достаточно подробно. Более низкие и высокие уровни разреза изучены заметно слабее, особенно в северном сегменте региона.

Как уже отмечалось, столкновение континентов началось в позднем фране (рис. 2), что фиксируется развитием грубообломочных (Бияго-динский олистостром) осадков (Смирнов и др., 1974). Он подстилается песчаниками, глинистыми и кремнистыми отложениями с конодонтами франского' яруса. Олистостром прослеживается на значительные расстояния и через псаммит-пелитовые породы латерально замещается Туркме-невским олистостромом (Маслов, 1980). В вышележащих осадках обнаружены конодонты аскинского горизонта (Маслов, Артюшкова, 1997). Таким образом, названные олистостромы определенно имеют позднефран-ский возраст. Их строение свидетельствует об обвально-оползневом происхождении (Маслов, 1980). Они сложены обломочным материалом разного размера и состава. Отдельные олистоплаки имеют мощность дс 250 м и протяженность до 2 км. Однако преобладают олистолиты размером от 1-2 см до 1 м. По составу они в основном отвечают породам ниже лежащих толщ. Среди них широко развиты обломки и крупные глыбы из вестняков с живетской фауной.

В-период формирования олистостромовых образований происходили вулканические извержения, продукты которых выделены в самостоятельную толщу, но в разных географических широтах, полу чивших собственное название - бугодакская, нововоронинская, аблязовская. Состав их описан нами ранее (Салихов и др., 1992). Заключительные продукты извержении представлены подушечными лавами базальтового состава, которые местами перекрывают Биягодинский олистостром. В целом же оли-стостромовая толща и вулканогенные образования перекрываются песчаниками и различными конгломератами с прослоями известняков и глинисто-кремнистых осадков. Выше следуют мощные отложения зилаирской свиты, которые широко распространены и вещественно выдержаны на всем Южном и Среднем Урале. Почти одинаковые разрезы этой свиты известны в Зилаирском синклинории, Магнитогорском мегасинклинории, в Уфимском амфитеатре и в Восточно-Уральском мегасинклинории. Датируется зилаирская свита фаменом, но низы ее местами начинаются с фрака, а верхи иногда поднимаются до раннего турне включительно. Так, на Орь-Илекской возвышенности развиты граувакки. которые, согласно Е.В.Чибриковой (1991), отвечают франскому ярус)' и составляют первую (нижнюю) толщу зилаирской свиты. Вторая толща выделена на севере Сакмарского аллохтона по р. Вазям и содержит фран-фаменский комплекс спор.

Вторая толща зилаирской свиты выделяется и в других местах, в частности, на Орь-Илекской возвышенности юга Зилаирского синклино-рия и в Присакмарской структурно-фациальной зоне. Так, в верховьях р. Кии установлен постепенный переход между первой и второй толщами через однородные аргиллиты и глины (Чибрикова, 1987). Все это означает, что нижняя граница зилаирской свиты имеет скользящий характер.

Третья толща зилаирской свиты установлена в присакмарскои зоне и в других частях Магнитогорского мегасинклинория, а также на Орь-Илекской возвышенности казахского Урала и относится к раннему фаме-ну.

Четвертая толща развита наиболее широко и соответствует среднему фамену. - .

Наконец, пятая толща известна как ямашлинский горизонт (Келлер, 1949), который выделяется в качестве сгратотипического в смежной зоне Зилаирского синклинория ;и Предуральского прогиба. Отложения этого горизонта долгое время включались в карбон и лишь в последнее время принято решение о переводе этого горизонта в фаменский ярус, что согласуется с Международной стратиграфической шкалой.

Пятая толща зилаирской свиты выделяется также в Присакмарскои структурно-фациальной зоне и в Кизило-Уртазымском синклинории Магнитогорского мегасинклинория. На Большой Уртазымке эта толща • перекрывается раннекаменноугольньши отложениями. Осадки позднего фамена, перекрытые каменноугольными отложениями, известны также в

Цаканской синклинали Орь-Илекской возвышенности. Следует отметить, что в Магнитогорском мегасинклинории далеко не всегда удается отделить даже раннефаменскую от среднефаменской части разреза зилаирской свиты, и, тем более, трудно везде выделить все пять толщ. Во многом это объясняется тем, что состав свиты в целом довольно простой. Это грау-вакковые песчаники, сменяющиеся алевролитами, иногда глинистыми сланцами. Местами в разрезе присутствуют аркозовые песчаники, поли-миктовые конгломераты, кремнистые сланцы, изредка - прослои известняков. В свите повсеместно хорошо выражена ритмичность осадков. В прослоях известняков обнаружена макрофауна, а в глинистых осадках -флора. В зилаирских осадках широко распространены споры, а в кремнях разных уровней разреза обнаружены конодонты.

В целом зилаирская свита имеет типичное дпя флишевой формации ритмично-слоистое строение и широко развита на Южном Урале. Однако местами флишоиды этой свиты сменяются по латерали вулканогенными толщами, а в пределах Восточно-Мугоджарской мегазоны осадки фаменского возраста вообще отсутствуют.

Смена флишоидного разреза на вулканогенный хорошо видна в 2 км севернее пос. Кирса, Здесь среди полимиктовых песчаников и алевролитов с прослоями известняков, содержащих фауну фаменского яруса, присутствуют вулканогенные пор оды типа андезитов, трахианде-зитов и их туфов.

В других местах вулканогенные образования составляют значительные объемы и выделяются в самостоятельные свиты и толщи. В.М.Мо-сейчук и А.В.Яркова вместе с другими исследователями (1992ф) провели детальное картирование Магнитогорского рудного поля и смежных участ-

Условные обозначения к рис. 2 Схема сопоставления разрезов позднего девона

"/• \ - 1

-2

к к

-5 -9

» * « • — 6

-3

-7

Г г

| I

-4

I - риолиты (а) и их пирокластические фации (б); 2 - базальты (а), их туфы (б) и брекчии (в); 3 - базальты и их пирокластические фации, преимущественно калий-натриевые; 4 - субщелочные базальты и их пирокластические фации; 5 -туффиты, кремнистые туффиты; б - гуфоалевролигы, гуфоаргиллиты; 7 - конгломераты, брекчии; 8 - песчаники; 9 - аргиллиты, кремнистые аргиллиты; 10 - кремни, яшмы;

II - известняки, известковые конгломераты; 12 - места находки конодонтов.

ков и разработали для него детальную стратиграфическую схему позднего девона и карбона. Нижним горизонтам зилаирской свиты в их схеме соответствует новоивановская вулканогенная толща, которая сложена разнообразными вулканогенными породами, но преобладают плагиоклазовые базальты, трахибазальты и трахиандезитобазальты с характерными крупными и частыми выделениями плагиоклаза.

Граница новоивановской толщи с подстилающей вулканогенной аблязовской толща"! франского яруса всюду отчетлива благодаря смене общего облика и состава вулканитов. Иногда на контакте развиты гемати-тизированные туфы вишневой и сиреневой окраски, отсутствующие в остальных частях аблязовской и новоивановской толщ.

Возраст новоивановской толщи определяется на основании ее положения в разрезе и по наличию фауны. В низах подстилающей аблязовской толщи известна фауна, характерная для позднефранского подъяруса (Маслов, Артюшкова, 1997ф; Мосейчук, Яркова и др., 1992ф; Пазухин, 1993). Выше (шумилинская свИта и свита г. Магнитной) содержится фауна, характерная почти для всего объема фаменского яруса. В районе пос. Аблязово в прослоях известняков новоивановской толщи содержатся фо-раминиферы, характерные для фаменского яруса. На геологических картах эта толща, в основном, относится к колтубанской свите (в прежней стратиграфической схеме) франского яруса и, частично, - к березовской свите раннего карбона (Потапов и др., 1957ф; Емельянов и др., 1964ф; Ферштатер и др., 1964ф; Плтоснин, Плюснпна, 1965ф; Чайко и др., 1974ф).

Выше новоивановской свиты залегает либо существенно вулканогенная шумилинская свита (рис. 3), которая имеет иной фациальный облик, либо карбонатная свита г. Магнитной; между ними отмечаются фа-циальные переходы.

Шумилинская свита в основании сложена туфами и лавами тра-хиандезитового состава. Реже отмечаются андезиты, трахиты, трахидаци-ты, дациты, риодациты и трахириодацитЫ. Есть разрезы, где наряду с . вулканитами, широко развиты ритмичнопсреслаивающисся туффиты, алевролиты, песчаники, конгломераты вулканомиктового и известкового составов. Эти образования обычно завершаются известняковыми конгломератами и брекчиями, а также массивными известняками с прослоями пепловых туфов и туфоалевролитов и составляют первую пачку шумилин-ской евнты. По конодонтам она относится к фамену.

Выше эта пачка сменяется ритмично переслаивающимися туффпта-ми андезитового и трахиандезитового состава и песчаниками с вулканогенным материалом, спонголитами, радиоляритами, известняками. Они составляют вторую пачку шумилинсюй свиты, которая содержит много морских органических остатков - брахиопод и, главным образом, конодонтов лытвинско-го, режевсюго и першинского горизонтов раннего и позднего турне.

Условные обозначения к рис. 3(а, б) Схема сопоставления каменноугольных разрезов

_]49| Г Г\ ыГгЪ

I Э/ V | 55 56 |"с"

57 ПГ

и и

V V

Г Г

' ч

"Е

17 |ц/оо"

" Е

312 324

291 ^Э С | 30 35 | и О 1 36 41 | V О | 42 471 /3 /5148 53 | О ✓ \ 1 54

59 С

3 60

1 - полишисговые конгломераты и гравелиты; 2 - полимиктовые песчаники и алевролиты; 3 - полимиктовые песчаники и алевролиты, нередко углистые; 4 - ритмичное переслаивание палимистовых конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов; 5 - вулка-номикговые конгломераты и гравелиты; 6 - вулканомиктовые песчаники и алевролиты; 7-ритмичное переслаивание вулканомиктовых конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов; 8 - спонголиты, радиоляриты; 9 - кремнисто- и глинисто-кремнистые аргиллиты с прослоями радиоляритов и туффитов; 10-прослои каменных углей; 11 - известняки; 12-ритмичное переслаивание известняков, обломочных известняков, известняковых песчаников; 13-известняки, известняковые конгломераты и брекчии; 14-глинисто-известковистые ритмы; 15 - углисто-известковистые ритмы; 16 - ритмичное переслаивание полимиктовых песчаников, алевролитов, известняковых песчаников и известняков; 17-ритмичное переслаивание вулканомиктовых песчаников, алевролитов, известняковых песчаников и известняков; 18 - туфоконгломераты, туфогравелиты; 19 - туфопесчаники, ту-фоалевролиты; 20 - ритмичное переслаивание туфоконгломератов, туфогравелитов, туфо-песчаников, туфоалевролитов, вулканомиктовых песчаников и алевролитов; 21 - ритмичное переслаивание туфопесчаников, туфоалевролитов, вулканомиктовых и известняковых песчаников, пепловых туффитов, известняков; 22 - ритмичное переслаивание туффитов трахи-дацитового и трахириодацитового составов, туфопесчаников, известняков; 23 - базальты, реже андезито-базальты порфировые пироксеновые и плагиоклаз-пироксеновые; 24 - их туфы и ксенотуфы; 25 - их туффиты; 26 - базальту (диабазы и диабазовые порфирита); 27-их туфы и ксенотуфы; 28-их туффиты; 29-базальты субщелочные (спилитовидные диабазы и диабазовые порфирита); 30-их туфы и ксенотуфы; 31-их туффиты; 32 - базальты субщелочные (микродиабазы); 33 - их туфы и ксенотуфы; 34 - их туффиты; 35 - базальты субщелочные, реже андезито-базальты, иногда кайнотипные; 36 - их туфы и ксенотуфы; 37 - их туффиты; 38 - трахибазальты, реже субщелочные базальты и трахианде-зито-базальты порфировые плагиоклазовые; 39 - их туфы и ксенотуфы; 40 - андезиты, реже трахиандезиты; 41 -трахиандезиты, реже андезиты, трахиты; 42-их туфы и ксенотуфы; 43 - их туффиты; 44 - трахидациты, реже трахириодациты и дациты; 45 - их туфы и ксенотуфы; 46 - их туффиты; 47 - риодациты, риолиты, реже трахириодациты; 48 - их туфы и ксенотуфы; 49 - их туффиты; 50 - трахириодациты, трахириолиты, реже риодациты; 51 - их туфы и ксенотуфы; 52 - их туффиты; 53 - риолиты, реже риодациты, трахириодациты; 54 - их туфы и ксенотуфы; 55 - их туффиты; 56 - трахириолиты, трахириодациты; 57 - их туфы и ксенотуфы; 58 - их туффиты; 59 - находки ископаемой фауны; 60 - находки ископаемой флоры.

Третья пачка таллинской свиты также ритмично сложена туф-фитами кислого состава, вулканомикговыми песчаниками и алевролитами, спонгилитами, радиоляритами, известковыми конгломератами, брекчиями, однородными известняками. В целом эта пачка напоминает вторую, но отличается кислым составом вулканомикгового материала. В ней довольно много остатков фауны брахиопод и конодонтов, отвечающих ки-зеловскому горизонту позднего турне и косьвинскому - раннего визе.

Как уже отмечалось, шумилинская свита фациально замещается известняковыми разрезами свиты г. Магнитной, в которой установлена фауна фамена и турнейского яруса.

Шумилинская свита и свита г. Магнитной в основном согласно перекрываются вышележащими отложениями. Вместе с тем, вышележащие песчаники часто содержат перемытый материал шумилинской свиты. Заметный размыв отмечается на границе свиты г. Магнитной и вышележащей вулканогенной березовской свитый В скважине № 1750 Магнитогорской площади под вулканитами и известняками с фауной обручевского горизонта раннего визе вскрыты известковые конгломераты, в обломках которых есть фауна косьвинского горизонта визейского яруса.

Несколько иной характер имеет фамен-турнейский разрез в пределах Ждановского поднятия. Здесь на вулканитах франского яруса (абля-зовская толща) залегают грубообломочные туфы плагиоклазовых порфи-ритов и трахибазальтов, реже - лавовые потоки плагиопорфнровых базальтов новоивановской толщи, которые в свою очередь перекрыты слоистой пачкой красноцветных туфов и туффитов шумилинской свиты фа-менского яруса. Туфы игнимбритовидные и состоят из обломков андезита и трахиандезита. Туффиты содержат до 30 % хорошо окатанных валунов и гальки базальтов, аналогичных породам аблязовской свиты. Часто туфы и туффиты превращены в железисто-гидрослюдистые породы.

Выше залегает пачка грз'боритмичных полимиктовых конгломератов подугленосной (михайловской) свиты, возраст которой определяется по остаткам флоры как переходный от девона к карбону (зона этрень) до раннего турне включительно. Низы пачки представлены конгломератами, нередко валунными, а верхи - гравелитами, песчаниками, алевролитами. Конгломераты состоят из подстилающих пород позднего девона: базальтов, трахибазальтов, плагиоклазовых порфировых и афировых трахиан-дезитов, аргилизированных туфов. Около 20 % обломков в конгломератах по составу отвечают лейкократовым граносиенитам. Установлены также единичные обломки кислых эффузивов, кремнистых пород и кварца. Мощность ритмов колеблется от первых метров до десятка метров. В основании каждого ритма залегают конгломераты, которые выше сменяются гравелитами, песчаниками и алевролитами. Характерна частая смена по простиранию горизонтально- и косослоистых ритмов. Ждановский уча-

сток расположен в восточной зоне Магнитогорского мегасинклинория, которая в фамене представляла собой арену наземного вулканизма, а в раннем турне - прибрежноконтннентальную область конусов выноса (Чайко и др., 1974ф).

Начиная с позднего турне и до конца башкирского времени на Южном Урале формируются вулканические пояса, в основном приуроченные к грабенам, например, Магнитогорско-Богдановский и др. Вне грабенов преимущественно накапливались терригенно-карбонатные отложения. Вулканогенные разрезы (рис. 3) Магнитогорско-Богдановского грабена относятся к березовской (позднее турне - раннее визе) и кизиль-•ской (среднее визе - раннебашкирский подъярус) свитам. Березовская свита, выделенная Л.С.Либровичем (1936), отличается чрезвычайной фа-циальной изменчивостью. Менее изменчивой является кизильская свита, в основном сложенная известняками, которые в низах нередко замещаются вулканитами. К.П.Плюснин и А.А.Плюсцина (1962ф) эту нижнюю часть разреза назвали "вулканогенной кизильской свитой". Однако А.В.Ярковой, Г.И.Чайко, В.М.Мосейчукои установлено, что вулканиты в северной части Магнитогорско-Богдановского грабена содержат линзы известняков с фауной позднего визе, а в южной части грабена - с фауной более древнего (ранневизейского) возраста. В связи с этим А.В.Яркова предложила сохранить определение "березовская свита" за вулканогенными разрезами по р. Урал, возраст которых отвечает позднему турне -раннему визе. Соответственно, за карбонатными толщами сохраняется определение "кизильская свита" с возрастом от раннего визе до ранне-башкирского времени включительно. Вулканогенные образования, описанные ранее как "вулканогенная кизильская" или "позднеберезовская подсвкта", предложено выделить в греховскую свиту. Вулканогенные образования березовской и греховской свит объединяются в магнитогорскую серию (Салихов, Яркова, 1?92).

Отложения вышележащего московского яруса представлены, в основном, известняковыми конгломератами и, реже, - известковистыми полимикговыми песчаниками, а также алевролитами и аргиллитами.

В Янгельской и Агаповской синклиналях В.В.Бабкин (1964ф) выделил янгельскую свиту, представленную вишнево-красными и красными полимикговыми песчаниками, конгломератами, глинистыми сланцами, которые по растительным микрофоссилиям датированы поздним карбоном - ранней пермью. Местами подобные позднекаменноугольно-ранне-пермские породы развиты в осевой части Магнитогорского мегасинклинория.

II. МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ОБСТАНОВКИ СТОЛКНОВЕНИЯ ПЛИТ

Столкновение плит сопровождалось формированием вулклно-ин-трузивных, интрузивных (в том числе малыми интрузивами и дайками) и плутонических (батолитовых) формаций.

Каждой коллизионной стадии развития свойственны формации (табл. 1), характеризующиеся определенным петрографическим типом пород со специфическим петрохимическим составом и распределением в них редких и рассеянных элементов.

11.1. Переходный ряд формации

Этот ряд представлен вулкано-интрузивной ассоциацией позд-нефранского возраста, вулканогенные образования которой известны на западном крыле Магнитогорского мегасинклинория под названием вулканогенной бугодакской толщи (Маслов, Артюшкова, 1996), а на восточном крыле мегасинклинория - вулканогенных аблязовской, нововоронинской и куросанской толщ. Вулканогенные образования названных толщ связаны с деятельностью вулканов центрального типа. Продукты их проявления составляют базальт-андезибазальтовую формацию, представленную, главным образом, пироксеновыми и пироксен-плагиоклазовыми базальтами, а также' порфировыми андезибазальтами и трахибазальтами. В составе формации много тутфовых фацт'г, особенно развиты грубообломочные бомбовые туфы. Местами (с. Аблязово) отмечаются серпентинизирован-ные туфы пикритов. Нередко развиты тонкорнтмичные туфы и туффиты с примесью карбонатного материала и фаунистическими остатками. Ко-магматичные интрузивные фации этой серии развиты исключительно на восточном крыле Магнитогорского мегасинклинория. Ареалы их распространения разобщены. В южных частях крыла они образуют обособленный интрузивный комплекс, который контролируется антиклинальными структурами.

По петрохимическому составу (Салихов, Горожанина, 1992) вулканиты базальт-андезибазальтовой формации разделяются на два типа: 1) магнезиальные известково-щелочные и 2) глиноземистые субщелочные, которые отличаются повышенной калиевостью и принадлежат к калий-натриевому ряду. Магнезиальные базальты характеризуются натриевым уклоном, низким содержанием железа (суммарно окислов - 8-10 %, как исключение до 11 %) и высокой степенью его окисленности. Ко.ипс-ства магнезии и извести в них повышены (до 10 %). В ассоциации с этими базальтами в небольшом количестве присутствуют андезибазальты и пикриты с низким содержанием железа и титана.

Систематика магматических формаций

Таблица № 1

Стадии Геодинамическая формаций

коллизии обстановка Ряды

Островодулснып Орогенный Кмзири фтогснный

I. ВуЛК<1110- IQfipy'U (В !U> DI Tim

а)базащ>т-£ишеэ1п-оваявулка}гоге}|наяформашм (бнягодннская, нововоронннская, бугодакская, переходная Легальная аблязовская, куросанская толши)

коллизия б) габбро-диорт-гранодиортовая форматы (Погорельский, Краснлнский и др. массивы) II. Интрушвнъш пш

а) тонашrr-rpajкуйtopiгговал форматы (Погорель-

ский, Можаровскнй, Иссиргужинскнйн др.массивы)_

I. Вулкаио-ш rrpy и ш нь ш тип I. Будки io-1 и гфу il ш i ш и I nui

а) трахианаег»п-обазальт-трах1ща1ДГГорАЯ формант (ново- а) бататьт-тра.хидашгг-рнолзгговая формация (6q)öoB-

ивановская и др толши) ская, греховская, др. св!пы)

начальная Коллизия б) габбро-монцонлт-граносиентовая формация (BqKne- б)габбро-адамелт!гг-граттш формади (Мапсггогор-

(ракнеко.пи- континент - уральскшидр. Массивы) скии, Борковсюш, Чекинский, Богдановсктидр. мас-

ЗИОЮШ) островная дуга сивы)

И.Интрушвиьш um

а) граноднор!гт-грашггнад форматы (Заматохинскин, Аще- ПЛЬггруишньш um

бугакскнн и др .массивы) а) габбро-диортовая формация (утлый ашскии, фаГсу-

лннский. басаег-скин комплексы н др)

б) габбро-д ибаэ-днорнтовая формация (худолазоьскнй,

• нурачино-миндяксюп! и др. комплексы)

пивная Кош га и

(ci посол- кокгннент - III. Батагогговьш лш

лизионная) континент a) граннт-гранолщлггоьая формация (АхуновсюпЧ. Ларин-

сюпЧ, Кацбахсклн и др. массивы)

заключи- Позднекол-

тельная л слюнная III. Tiui малых liifrpyutBoii il даек

(позднешл- разгрузка а) nj3i>i ереюаз-дшбатоваа формация (худолазовскшЧ дай?

лшионная) ковыи, гадельшшский, жаановскин и др комплексы)

б)гратгг-лорфл]:ювля формация" (батоукша! мсдтьсиш,

железнодорожниисышн др. комплексы)

По содержанию микроэлементов вулканиты франа сопоставимы с таковыми в современных островных дугах, а также с вулканитами ирен-дыкской свиты рассматриваемого региона. Содержание РЗЭ в базальтах названных выше толщ несколько ниже, чем в породах современных и четвертичных островных дуг, но характерная тенденция обогащения легкими РЗЭ относительно более ранних островодужных формаций Южного Урала в них сохраняется.

Интрузивные образования представлены Погорельским, Крас-нинским, Мусогатским, Иссиргужинским, Монсаровским и др. массивами. Первые два из них характеризуются концентрически-зональным строением и, по-видимому, представляют собой реликты глубоко эродированных вулканических аппаратов. Другие названные массивы приурочены к брахиформным поднятиям и, по-видимому, также представляют собой корневые части вулканогенных построек типа вулканических валов. Состав названных интрузивов примерно одинаковый и варьирует от габбро до гранодиоритов с присутствием промежуточных габбро-диоритов, диоритов, монцодиоритов и кварцевых диоритов. Есть дайки габбро-диабазов, гранодиорит-порфиров и микрогранит-порфиров.

Габброиды этих массивов имеют первичный биотит-клинопи-роксеновый состав, который незначительно изменяется с увеличением кремнекислотяости пород. При этом в пироксенах увеличивается содержание волластонитовой и ферросилитовой молекул (примерно на 5 %), а в биотитах повышается железистость от 56 до 62 %.

Монцодиориты, диориты и гранодиориты отвечают биотит-рого-вообманковым разновидностям, иногда с небольшим количеством клино-пироксена. Роговая обманка с железистостью 37-40 %, биотит с желези-стостью 56-67 %. В монцодиоритах основным минералом является оргок-лаз-пертит.

Петрохимически интрузивные образования относятся к. калий-натриевому типу, хотя присутствуют разновидности пород с повышенной натриевостью (Монсаровский и Нижегородский массивы) и умеренно -повышенной калиевостью (Мусогатский и Иссиргужинский массивы). В целом породы имеют нормальную или слабо повышенную щелочность. Отмечается определенная петрохишгческая зональность интрузивов. Для интрузивов Ащебутакского антиклинория свойственны повышенные крем некислотность и железистость. В Верхйеуральском районе преимущественно развиты магнезиальные габброиды. Все интрузивные образования характеризуются пониженным содержанием редких земель, особенно цериевой группы (Ьа, Се). Они содержат небольшие количества Шэ и Б г, обычные для континентальных и островодужных толеитов. Низким • содержанием характеризуются также некогсррентные литофильные элементы {Ъх, Щ ТЬ и др.).

11.2. (Эрогенный ряд формаций

Этот ряд представлен вулкано-интрузивными и интрузивными формациями. Они проявились в раннюю и главную стадии коллизионного этапа. В начальную стадию коллизионного процесса формировались субщелочная трахиандезит-базальтовая (вулканогенная) и габбро-монцонит-граносиенитовая (интрузивная) вулкано-интрузивные формации, а затем -гранодиорит-гранитная интрузивная формация. В главную синколлизион-ную стадию (формировались гранитные батолиты.

Субщелочная вулкано-интрузивная формация начального этапа раннеколлизионной стадии проявилась в фаменское время, что подтверждается многочисленными находками конодонтов (Мосейчук и др., ,1992ф. Пазухин, 1989). Возраст интрузивных образований определен изотопным'методом (362±9 млн. лет, Салихов и др., 1990). В Магнитогорском районе вулканогенные фации данной формации представлены низами новоивановской толщи. Вулканизм был связан с деятельностью вулканических аппаратов центрального типа, которые отличаются большим разнообразием. В разрезе одних аппаратов (Магнитогорские карьеры, пос. Дмитровка и др.) преобладают лавовые потоки, а в разрезе других -пирокластический материал. Лавовые фации отличаются содержанием крупных (до 1.5 см), широкотаблитчатых, удлиненных вкрапленников плагиоклаза и нередко зональным строением потоков, в кровле которых развиты лавокласты. Среди туфов выделяются агломератовые, лапиллие-вые и пепловые разности, а также ксенотуфы, которые кроме трахиба-зальтового материала содержат обломки пород кислого и среднего состава. В ксенотуфах отсутствует слоистость. Размеры обломков колеблются от 1 до 20 см в поперечнике. Они составляют основание разреза центральной части Магнитогорского рудного поля. Агломератовые туфы прижерловых зон отличаются от ксенотуфов отсутствием инородных обломков основания вулканических аппаратов.

С удалением от жерловых зон туфы приобретают слоистое строение. Среди туфов иногда встречаются линзы известняков. Туфы имеют основной состав пород, однако местами (в скважинах района месторождений Малый Куйбас и г. Железнодорожной) отмечаются туфы дацитового состава. Мощность их колеблется от десятка сантиметров до одного метра.

С вулканогенными образованиями новоивановской толщи тесно связаны силлы и дайки трахибазальтов, субщслочных базальтов, трахиан-дезибазальтов и трахидацитов. Они отмечаются в карьерах Магнитогорского месторождения, месторождения Малый Куйбас и на Новобайрамгу-ловском участке, где рассекают лавовые и туфовые фации пород новоивановской свиты, а в карьере Дальнем - также породы шумилинской свиты.

Сама же шумилинская свита в ранней своей вулканической части представлена в основном породами трахиандезитового состава и в мень-26

шей мере породами трахидацитового. трахитового и дацитового составов. Распространение 3Toii ассоциации пород не имеет строго выраженного контроля ареалами проявлений трахибазальтов новоивановскон толщи, хотя совмещение их не является исключением. Известно два типа трахи-дацит-дацитовой вулканогенной ассоциации. Формирование первого из них происходило в морских условиях. В некоторых разрезах' свиты присутствуют прослои известняков среди туфов и лавовых потоков, претерпевших зеленокаменные изменения. Второй тип характеризуется наземными условиями формирования. В его строении участвуют игнимбрито-выс туфы и отложения грязевых потоков, которые претерпели краснока-менные изменения и приобрели сиреневую, вишневую и темно-ссрую окраски.

Лавовые фации развиты локально и. по-видимому, исключительно в прижерловых зонах вулканических аппаратов. В некоторых разрезах лавы составляют значительную часть разреза. Так. на левом берегу р. Урал к северо-западу от пос. Ивановского имеется ряд лавовых потоков трахиандезитов, среди которых выделяются разновидности с массивной и флюндальной текстурами и миндалекаменной. афнровой и порфировой структурами. Выше горизонта лавовых потоков развиты кр\пно-лапиллиевые и агломератовые туфы массивного сложения с зеленовато-серой. зеленой и пестрой окрасками. Последняя особенно характерна для ксенотуфов. в составе которых присутствуют бомбы и лапнлли зеленых трахиандезитов, обломочный материал более ранних розоватых и желтоватых трахиандезитов, претерпевших вторичный перегрев, и порфировых андезито-базальтов подстилающей толщи. Местами отмечаются обломки трахидаиитов. В карьерах Магнитогорского месторождения синхронные вулканогенные-образования отличаются сиреневой, вишневой и темно-серой окраской и присутствием линз игнимбритовых туфов, а также отложений грязевых потоков. Эти образования традиционно выделяются под названием атачиты (Заварицкий, 1956). Их происхождение многократно обсуждалось исследователями, что отражено в работе А.В.Говоровой (1987ф): Она рассматривает грубообломочные атачиты ' южного склона г. Атач. гак образования грязевых потоков вулканической природы. По заключению Г.Б.Ферштатсра и др. (1964ф) и В.М.Мосейчука и др. (1992ф), атачиты имеют сложный полифациальный состав и претерпели своеобразный метаморфизм.

Типичные игнимбритовыс туфы с характерными пламявидны.ми "фьямме" вскрыты карьером месторождения М.Куйбас и многими скважинами (скв. 1965. Зи др.) и хорошо различаются в керне. Местами среди этих туфов отмечаются экструзивные купола также трахидацитового состава.

В целом наземные фации имеют подчиненное развитие по сравнению с морскими фациями, по которым реконструируется обстановка морского акватория с выступающими вулканическими островами.

Комагматичные интрузивные образования представлены Вер.хне-уральским массивом, который характеризуется многофазным формированием и имеет концентрически-зональное строение с коническим падением контактов вглубь залежи. Ранняя фаза представлена габбро-монцонитами. среди которых различаются субщелочные оливиновые габбро, габбро-монцониты (субщелочные лейкократовые габбро), монцониты, кварцевые монцониты и их порфировидные разновидности. В более позднюю фазу "формировались крупнопорфировые сиениты. Дайковый комплекс массива представлен диабазами, габбро-диабазами, лампрофирами, кварцевыми д^орит-порфиритами, гранодиорит-порфирами, микрограносиенитами, микрогранитами. Габбро-монцониты ранней фазы характеризуются био-тит-клинопироксеновой ассоциацией темноцветных минералов, а сиениты второй фазы - биотит-роговообманковой ассоциацией высокожелезистых темноцветных минералов и реккурентно-зонадьным плагиоклазом. Роговые обманки в габбро-монцонитах и сиенитах характеризуются широкой вариацией железистости. Во всех породах массива присутствует калиевый полевой шпат.

Верхнеуральский массив характеризуется фсннеровским типом дифференциации. Все породы массива имеют субщелочной калий-натриевый состав. Им свойственны повышенные значения железистости и легких РЗЭ и высокие содержания Шэ и Б г, а таюке Щ ТЬ и Ъх. Кислые разновидности дайковых пород массива обогащены торием, а лампрофиры -Сг, N1, тяжелыми РЗЭ и стронцием.

Интрузивные комагматы трахиандезит-дацитовых вулканитов развиты в Ащебутакском антиклинории. где представлены Ащебутакским и Дуненским массивами. Первый сложен в основном монцодиоритамн. переходящими в краевых частях массива в гранодиориты. а второй - субщелочными гранодиоритами (граномонцодиоритами), в меньшей мере -граносиенитами и адамеллитами. В массивах широко развиты дайки ада-меллйт-порфиров. порфировидных граномонцодиоритбв и гранит-апли-тов. 'В них также отмечаются дайки трахиандезитов, трахидацитов и тра-хилипаритодацитов, видимо, представляющие собой корневые фации вулканитов. Фрагменты синхронных вулкано-терригенных фаций известны по западной периферии Ащебутакского антиклинория.

Породам данного комплекса свойственны биотит-роговообман-ковая ассоциация фемических минералов с низкой железистостью и ка-лишпат-плагиоклазовая ассоциация полевошпатовой составляющей.

В целом комплекс отличается повышенной общей щелочностью при высокой калиевости. а также высокой кремнекнслотностью и низкой железистостью.

Характерной особенностью является также высокое содержание в породах рубидия и стронция, а иногда и редкоземельных элементов.

Интрузивы, не сопровождающиеся вулканогенными фациями, (формировались вслед за рассмотренными вулкано-интрузивными формациями. Они детально изучены нами на примере Заматохинского массива и ряда небольших интрузивных тел Верхнеуральского и Ахцебутакского районов (Салихов, Митрофанов. 1994). Эти интрузивные образования относятся к гранодиорит-гранитной (формации и в основном сложены гра-нодиоритами и мелкозернистыми гранитами. Последние отвечают фазе .дополнительных интрузий. Жильная фация представлена гранит-аплита-ми, пегматитами, кварцевыми диоритовыми порфирнтами и граноднорит-порфирами.

Породы рассматриваемой гранодиорит-гранитной формации от- • личаются биотит-роговообманковой ассоциацией темноцветных минералов, в которой роговая обманка характеризуется шгзкой ж;елезистостью (около 44 %). Они также отличаются появлением слаборешетчатого низкого .микроклина. Петрохимически гранодиоритовая ассоциация пород характеризуется низкой общей щелочностью, повышенными значениями Иа^О/К^О и магнезиальностыо с известково-щелочным трендом дифференциации. По содержанию редких и рассеянных элементов эта ассоциация не отличается от других ассоциаций позднего девона, которые имеют высокие количества рубидия, стронция и редких земель.

В эпоху коллизионного горообразования формировались гранитные батолиты, которые преимущественно расположены в Восточно-Уральском поднятии (Львов, 1965), в меньшей мере - смежной восточной зоне Магнитогорского мегасинклинория. В пределах последней нами исследованы такие массивы как Кацбахский, Ахуново-Карагайский, Ларинский, Уйского Бора (Салихов, 1995). Все они сложены нормальными га лиевыми микроклиновыми гранитами, среди которых выделяются биотитовые, биотит-роговообманковые и двуслюдяные разновидности. В качестве ксенолитов развиты плагиограниты и гранодиориты. Фаза дополнительных ■ интрузий, например, в Ахуново-Карагайском массиве "образу ет небольшие штоки пегматоидных гранитов. Жильная серия представлена микрогранитами, гранит-порфирами, аплитовидньщи гранитами, плагиогранит-порфирами, аплитами и пегматитами.

Характерными минералами гранитных батолитов являются микроклин, нередко с пертитами, железистый биотит, роговая обманка. По петрохимическим признакам гранитоиды батолитов отвечают щелочноземельному типу с повышенной ролью в них кремнезема и глинозема. В отличие от гранитоидов Восточно-Уральского поднятия для рассматриваемых массивов характерна повышенная роль халькофильных элементов.

Гранитные батолиты орогенной серии по петрогеохимическим особенностям пород являются вполне обособленными. Им свойственны низкие содержания всех литофильных редких и рассеянных компонентов, характеризующих специфику состава области магмагенерации. При этом

содержание легких РЗЭ увеличивается в 1.5 раза, а в габброидных разновидностях - в 2 раза и более. Сходная картина отмечается для дру гих ли-тофильных компонентов.

Вообще орогенные формации раннеколлизионной стадии, отличаясь от островодужных формаций, представляют собой продукты двух самостоятельных типов магм. Магматические формации раннеколлизионной стадии явно имеют базальтовую основу, хотя сиалический коровый материал в процессе субдуцирования, вероятно, также был вовлечен в область магма генерации.

Формация гранитных батолитов принципиально отличается от более ранних орогенных формаций развитием мощных зон ороговикова-ния и полосчатых мигматитов, ассоциацией пород, а также размерами залежей и особенностями вещественного-состава. Прежде всего это грани-тоидные породы исходного щелочноземельного гранитного расплава, генерация которого связана с областью развития метаморфизма пород существенного кислого состава.

II.3. Квазирифтогенные формации

Эта группа формаций представлена вулкано-интрузивными и собственно-интрузивными или лайковыми комплексами. Они формировались на разных стадиях развития региона в коллизионной обстановке, но в условиях локального небольшого растяжения.

Вулкано-интрузивные комплексы формировались в грабенах локальных раздвигав, развивавшихся между отдельными блоками на фоне общего сжатия региона. Наиболее представительным грабеном такого типа является Магнитогорско-Богдановскнй. В нем вулканическая деятельность проявлялась непрерывно, начиная с першинского времени позднего турне и до поздневизейского времени, и отвечает базальт-трахидацит-риолитовой формации. В других грабенах вулканическая деятельность проявлялась в более ограниченное время. Так. в Иргизской зоне -вулканогенные образования относятся к позднему визе - Серпухову (Путеводитель. 1966). а в верховье р. М.Кизил и руч. Миндяк - к позднему ту рне -раннему визе (Геология СССР. т. XIII. 1964). Похоже, что в Восточно-Уральском прогибе вулканогенные образования данной формации также имеют позднетурне-ранневизенекпй возраст. В Мугоджарской мегазоне соответствующие образования не расчленены с той детальностью, как в Магнитогорско-Богдановском грабене, но в целом они сопоставимы по возрасту. Интрузивные фации в последнем грабене вскрыты рядом глубоких (до 2 км) скважин.

Первые проду кты базальтового вулканизма, отвечающие першин-скому времени позднего турне, обнаружены на севере Магнитогорско-Богдановского грабена (Салихов. Яркова. 1992). Они представлены шаро-

выми лавами базальтов, а также силлами массивных долеритов и диабазовых порфпритов. которые отмечаются и в других частях грабена, но не везде сопровождаются линзами известняков с фаунистическими остатками. Вулканиты першинского горизонта в северной части грабена перекрываются терригенными отложениями вплоть до вулканических образований обручевского времени раннего визе. Следовательно, они образуют отдельную ассоциацию вулканогенных пород, связанную с началом зарождения грабена, когда возникающие разрывы имели рассеянный характер. а инъекции магматического расплава представляли собой легальные трещинные излияния или конформные силлы.

В последующее, кизеловское время позднего турне вулканизм был более интенсивным и в основном проявился в средней и южной частях грабена, где выявляются вулканические аппараты центрального типа. Нами реконструировано несколько стратовулканов с обширными полями пи-рокластических и лавовых фаций основного состава и небольшим объемом пород кислого состава. Это Богдановская, Греховская, Кипчакская, Чекинская и другие менее крупные вулканические постройки. В целом продукты вулканизма позднего турне объединены нами в ершовско-чекинский комплекс.

В начале раннего визе вновь произошло мощное трещинное излияние базальтовых лав в двух линейных раздвиговых зонах разного простирания. В западной части грабена развита так называемая Центральная зона, которая имеет меридиональное простирание и контролирует размещение афнрйвых и микропорфировых базальтов и микродолеритов кось-винского горизонта раннего визе. Эта зона была активна и в последующее время. Другая более восточная зона - Жарумбайская - имеет диагональное северо-восточное простирание (СВ 15°) и контролирует трещинные излияния базальтов косьвинского ранневизейского возраста. С удалением от центра зоны постепенно увеличивается количество осадочных образований и одновременно уменьшается мощность вулканогенного косьвинского горизонта. Местами среди базальтов отмечаются некки, сложенные эруптивным материалом. В центре Жарумбайской зоны вскрываются корни вулканического аппарата, сложенные габбро-диабазами, от которых радиально расходятся дайки и разрывные нарушения. Щитовой вулкан Зингейский имеет двухъярусное строение. Нижний ярус вулкана сложен покровами базальтов, переслаивающимися лавовыми потоками с пирок-ластикой основного состава. Верхний ярус сложен кислыми вулканитами, среди которых широко развиты экструзивные купола, овальное размещение которых подчеркивает вытянутый в север-северо-восточном направлении план щитового вулкана. Экструзивные и суб вулканические фации кислого состава отвечают не только косьвинскому. но и последующему обручевскому горизонту раннего визе. Все они располагаются закономер-

но относительно центра щитового вулкана, продуцировавшего базальтовые лавы вплоть до конца раннего визе.

В промежуточном блоке между Центральной и Жарумбайской раздвиговыми зонами вулканическая деятельность связана с развитием стратовулканов, таких как ГрязнуЦшнский, Греховской 2, горы Острой. Первые два являются наиболее сложными и крупными. Они активно действовали в позднем турне. При этом в косьвинское время произошло смещение их центров на юго-запад (Салихов, Яркова, 1992). Среди продуктов деятельности этих вулканов преобладают лавовые потоки и пепло-вые, лапиллиевые, бомбовые туфы в основном базальтового состава. Они перекрываются риолитами и их пирокластическими аналогами. Страто-вулкан горы Острой продуцировал исключительно породы риолитового состава.

К югу от охарактеризованной области проявления трещинного вулканизма и стратовулканов развиты многочисленные мелкие вулканические постройки, отличающиеся кратковременной эксплозивной деятельностью с образованием грубообломочных пирокластов базальтового состава. Они перекрываются вулканогенными породами.кислого состава, которые относятся преимущественно к экструзивным и субвулканическим фациям. Таким образом, обширное плато вулканогенных пород раннего визе косьвинского времени связано с ареальным типом вулканизма. Оно контролируется крупной Гусихинской кольцевой структурой, хорошо выраженной на космических снимках (Косарев, 1986).

В последующее обручевское время раннего визе описываемый вулканический пояс продолжал развиваться в условиях раздвига. В это время в его Центральной линейной зоне происходило излияние лав, представленных микропорфиритовыми и афировыми базальтами. В сопряженной Черноотроженской зоне формировались потоки долеритов, микродиабазов, афировых базальтов, иногда оливинсодержащих. Эти образования перекрываются существенно туфогенным материалом. В целом картина аналогична охарактеризованной выше в Жарумбайской зоне, сложенной вулканитами косьвинского горизонта. Здесь нами установлены два довольно крупных вулканических аппарата: Черноотроженский и Ти-касайский.' Они окружены экструзивными куполами кислого состава, расположенными в радиусе 1.5-2 км от вулканических жерловин. Южнее аналогичные экструзивные купола широко развиты согласно с общим простиранием вулканической зоны, в строении которой преобладают щитовидные многожерловые вулканические сооружения с единым субкру-стальным ярусом. В составе этих сооружений широко развиты лавовые потоки, туфы и туффиты основного состава. Лавовые потоки сложены микропорфировыми базальтами, среди которых выделяются и оливино-вые разновидности.

В северном секторе МагнитоГорско-Богдановского грабена в об-ручевекое время также происходила активная вулканическая деятельность, следы которой изучены в южной части Магнитогорского рудного поля. ■

В последующее, бурлинское время среднего визе вулканическая деятельность преобладала в Центральной зоне в виде трещинных излияний, представленных микропорфировыми базальтами, иногда оливинсо-держащими. В поздней части бурлинского горизонта присутствуют риоли-товые порфиры и их туфы.

В Магнитогорском рудном поле в разрезе этого горизонта выявляются вулканические аппараты центрального типа, например, Сыртин-ский стратовулкан.

В южной части Центральной зоны вулканогенные фации сменяются терригенными осадками средневизейского возраста.

Еще большее сокращение роли продуктов вулканизма характерно для вышележащего усть-греховского горизонта. Таковые достоверно установлены в устье руч. Греховка'по левому берегу р. Урал, где они представлены риолитовыми порфирами. В Магнитогорском рудном поле в разрезе усть-греховского горизонта присутствуют риолиты и базальты. Вообще вулканическая деятельность в усть-греховское время имела весьма локальный и рассеянный характер. Она завершает крупный цикл вулканической деятельности, начавшийся в раннем визе. Вулканогенные образования этого цикла непрерывно связаны между собой и составляют единый грязнушинский комплекс, который имеет ритмичное строение, . особенно хорошо выраженное по периферии комплекса. Первый ритм в общем, отвечает косьвинскому горизонту и представлен контрастной ба-зальт-риолитовой ассоциацией. Сходная ассоциация пород свойственна и обручевскому горизонту на юге грабена и бурлинскому в его северной половине. По-видимому, вулканиты усть-греховского горизонта составляют наиболее сокращенный последний ритм. В центральной же раздвиговой • зоне, вероятно, базальтовый вулканизм был непрерывным от косьвинского времени до бурлинского включительно. В конце бурлцнского времени слабо проявился кислый вулканизм. Контрастные ассоциации хорошо окаймляют центры вулканической деятельности, и показывают на их миграцию с юга на север.

Следующий цикл вулкашиеской деятельности охватывает период от жуковского времени среднего визе до богдановскош времени позднего визе. Расчленение разреза этого цикла слабо изучено, за исключением периферии ареалов вулканизма, где установлены толщи базальтов среди известняков жуковского (район пос. Кизильское), каменско-уральского (Агаповская синклиналь и др.), и богдановского (в районе железнодорожного вокзала г. Магнитогорск;!) горизонтов. В Западномагнитной зоне среди базальтов известны линзы известняков, датируемые разными уровнями позднего визе. Базальты трещинного вулканизма на севере иссле-

дуемой зоны сменяются вулканизмом ареального типа, продуцировавшим пирокластические породы базальтового состава. Кислые вулканогенные породы здесь редки. Роль их существенно увеличивается восточнее За-падномагнитной зоны, а также к югу и востоку от Агаповской синклинали. В целом вулканогенные толщи жуковско-богдановичского горизонта получили развитие в северном секторе Магнитогорско-Богдановского грабена. К югу они сменяются осадочным комплексом. Вулканическая деятельность в жуковско-камснско-уральское время была сосредоточена на севере грабена, где объемы вулканогенных образований заметно больше, чем в предыдущем цикле. Эта ассоциация вулканогенных пород отвечает самостоятельному кизило-магнитогорскому комплексу.

На восточном плече Центральной раздвиговой зоны благодаря реконструированным вулканам разного возраста рассчитаны величина и скорость раздвиження самой зоны в период от кизиловского до косьйин-ского времени. Они составляют соответственно 3-5 км при 2-4 мм в год (Салихов. Яркова. 1992).

Вулканическая деятельность в Магнитогорско-Богдановском грабене в основном происходила в подводных условиях. Однако, крупные стратовулканы. по-видимому, выступали над у ровнем моря, поэтому часть вулканических фаций имеет признаки наземных образований.

Вулканогенные фации представлены базальтами нормального и субщелочного типа, а субвулканичсские фации - габбро-диабазами. Иногда среди вулканогенных фаций отмечаются щелочные базальты, андези-то-базальты, трахиандезито-базальты и андезиты. Кислые вулканогенные породы, имеющие разнообразную окраску и разные структурно-текстурные особенности, отвечают лейкориолитам, трахириолитам, дацитам, риодацитам, тра.хидацитам, коменднтам.

Весь спектр пород основного и переходного состава характеризуется высоким содержанием полевых шпатов от Лабрадора (№ 52) до би-говнига (№ 84). редко отмечается-ортоклаз. Характерным темноцветным минералом является титан-авгит- (2У=50-53. С^=42), иногда присутствует оливин (20-25 %Ра), а в габбро-диабазах и в субщелочных базальтах - керсутит или баркевикит. В кислых вулканогенных породах в небольшом количестве присутствует обыкновенная зеленая роговая обманка, а в ко.мендитах - арфведсонит, изредка эгирин и пертитовый полевой шпат.

Важной особенностью вулканогенных пород зон раздвигав является высоки щелочность, свойственная субщелочным и нормальным базальтам, а также трахириолитам и лейкориолитам. Все они отвечают калий-натриевому типу. Породы основного состава бедны магнезией и кремнеземом. Базальтои-ды обладают очень высоким коэффициентом жслезистости и повышенным значением окиси титана. Кислым вулканогенным породам характерна высокая глиноземистость. повышенные железистость и титанистость. 34

Все выделенные комплексы (формировались последовательно и петрохимичсски близки между собой. Однако базальты'сршовско-чекин-ского комплекса выделяются относительно повышенным количеством магнезии, титана и фосфора, а базальты грязнуш и некого комплекса - минимальным содержанием суммарного железа и железистости в целом. Базальты кизило-магнитогорского комплекса имеют аномально высокие абсолютные содержания глинозема и повышенную желсзистость. а также нестабильное содержание окиси титана.

Интрузивные фации. В зонах распространения раннекаменно-угольных вулканитов широко развиты массивы полнокристаллических пород габбро-адамеллит-гранитной формации (Салихов и др., 1977). Они изучались многими исследователями, и утвердилось представление об их магматической природе и внутрикамерной дифференциации с выделением в верхах камеры гранитов, а в низах - габброидов (Ферштатер. 1966). Однако сведения, полу ченные в последние годы на основании глубокого бурения (до 2 км), вносят значительные коррективы в представления о строении массивов и происхождении слагающих их пород разного типа. Установлено, что все известные массивы представляют собой телескопи-рованные сочетания множества тел разной формы типа конформных эт-молитов и лакколитов и явно интрузивных несогласных крутопадающих штоков и даек, а также причудливо ветвящихся залежей с признаками па-лингенно-мстасоматичсского генезиса. Известны также однофазные простые массивы небольших размеров, которые так же, гак и сложные массивы. контролируются вулканическими структурами. Они выполняют либо жерловые части небольших одноактных и более крупных и сложных вулканов, либо кальдеры стратовулканов. Примером последних являются Богдановский и Чскинскнй массивы. В Магнитогорском рудном поле габбро-гранитные массивы размещаются по системе кольцевых разрывов, связанных с палеовулканической постройкой. К таковым относятся Куй-басовский, Магнитогорский и Мосовский массивы.

В Магнитогорско-Богдановском грабене к подобным сложным массивам относятся Разборнинский и Борковский. В его пределах известны также многочисленные простые однофазные интрузивы гранитного, граносиенитового и габброидного составов.

Крупные габбро-гранитные массивы занимают площади размером 5-10 км". Они имеют сложные причудливые конту ры с множеством ответвлений по относительно крупным разрывам и небольшим трещинам, вдоль контактов различных осадочных и вулканогенных пород. По-видимому, габброиды формировались в обстановке неустойчивого режима кристаллизации. Об этом свидетельствует разнообразие их структурно-текстурных особенностей и минералого-петрографического состава. Визу-

ально хорошо различаются две основные группы пород, это: такситовые габбро-диабазы с мелко- и среднезернистой структурой и габбро с аллот-риоморфозернистой и субофитовой средне- и крупнозернистой структурами. Габбро-диабазы обладают тонкой, а габбро - более грубой шлировой текстурами.

Характерны широкие качественные и количественные вариации минерального состава габбро и габбро-диабазов. Ведущим минералом в них, кроме плагиоклаза, является клинопироксен, сопровождающийся реакционной роговой обманкой. Часть габбро и габбро-диабазов содержат небольшое количество оливина и ромбического пироксена и, таким образом, выделяются оливиновые, габбро-норитовые и гиперитовые разно' видности, которым свойственно высокое содержание титаномагнетита (до 10 %). При содержании титаномагнетита более 10 % габбро относятся к рудной- разновидности. Кроме того, выделяются пегматоидные породы габбро-диоритового состава. Они обладают крупнозернистой структурой и содержат в качестве темноцветного минерала преимущественно роговую обманку.

Наиболее распространенной петрографической разновидностью являются нормальные ктинопирокссновые, пироксен-роговообманковые и роговообманково-пироксеновые габбро. В Куйбасском массиве известно множество линз и отдельных горизонтов лейкократовых и меланократо-вых разновидностей, в том числе неравномернозернистых и со шлировы-ми текстурами, которые особенно характерны для рЗяных габбро, т.е. кли-нопироксеновых габбро, габбро-трокголитов и габбро-норитов.

Гранитовды представлены широким диапазоном петрографических разновидностей пород, среди которых традиционно выделяют граниты, плагиограниты, гранодиориты, сиениты, монцониты. Взаимоотношения их между собой и вмещающими вулканогенными и интрузивными породами основного состава неоднозначны. Имеется множество примеров их взаимных постепенных переходов, например, перехода диоритов в габброиды и базальты. Породы типа монцонитов, сиенитов и граносиени-тов часто имеют постепенные переходы между собой и упомянутыми диоритами. Вместе с тем отмечаются довольно резкие-переходы между ними. Имеются случаи пересечения тонких жилок, где прекрасно видны многие детали, которые неоднозначно проявлены в более крупных объектах. Водно, что жилы не имеют четких ограничений и образуют постепенные переходы с вмещающими породами. В участках пересечения прожилков состав породы не соответствует составу отдельно взятых прожилков или среднему (гибридному) между ними составу, а отвечает более лейкократо-вым и кислым породам. Все это не сопоставимо с механизмом обычного внедрения магматического расплава. Под микроскопом в этих породах наблюдается широкое развитие реакционных взаимоотношений и неравновесность минеральных фаз. Петрохимический и микроэлементный состав также иной, чем у магматических образований. Имеются признаки

формирования начальных членов ассоциаций по габброидам или базальтам - это характерные структуры первичных пород (матрицы) или их теневые контуры, постепенные переходы между гранитоидами и вмещающими породами.

Гранитоиды отвечают лейкократовым и субщелочным гранитам и' имеют определенную зональность, выраженную в размерности главных породообразующих минералов, в количестве порфировых выделении, в характере распределения пород с микропегматитовой структурой. В при-контакговых зонах гранодиоритовых тел Алексеевского и Мосовского массивов отмечаются признаки гибридизма, выраженные в неравновесных 'минеральных ассоциациях, в неравномерном распределении темно-цветов и полевых шпатов, в их размере. В экзоконтакговой части этих тел развиты порфиробласты, количество которых возрастает по мере приближения к гранодиоритам.

Инъецированные граниты в конкретных массивах имеют свои характерные петрографические и химические особенности, отличающие их друг от друга. Автохтонные породы во всех массивах петрографически близки к диоритам, монцонитам, сиенитам, граносиенитам, плагиоклази-там и плагиогранитам. На примере Магнитогорского, Мосовского и Куй-басского массивов детально изучены закономерности их распределения, поскольку здесь они вскрыты горными выработками и многочисленными скважинами до глубины около двух тысяч метров. Картины, наблюдаемые на уровне современного эрозионного среза, не противоречат данным по скважинам и горным выработкам.

Автохтонные породы продразделяются на три ассоциации - дио-рит-плагиосиенитовую, плагиоклазит-плагиогранитную и монцонит-граносиенитовую. Кажется, что первые ассоциации представляют собой непрерывную серию, однако, они практически всегда пространственно разобщены. При этом плагиоклазит-плагиогранитная ассоциация тяготеет к кровле, а диорит-плагиосиенитовая - к более глубоким горизонтам массивов. Соответственно монцонит-граносиенитовая ассоциация вместе с-инъецированными гранитами, занимает срединную (центральную) позицию. Такова общая картина вертикальной зональности массивов, которая в деталях несомненно сложнее.

По вещественному составу инъецированные граниты в рассматриваемых массивах весьма разнообразны, но вообще соответствуют четырем главным типам - магнитогорскому, борковскому, чекинскому и раз-борнинскому.

Магнитогорский тип гранитов относится к семейству лейкограни-тов. Это серые и кирпично-красные мелкозернистые породы, сложенные, главным образом, калий-натриевым толевым шпатом и кварцем, нередко обнаруживающим пегматитовые взаимопрорастания. Присутствуют роговая обманка и реже биотит.

Борковский тип гранитов в отличие от предыдущего имеет ссро-сирснсвую окраску и среднсзсрнпстуто структуру. Есть также пегматоид-ные разновидности. Щелочной полевой шпат микропертитового строения . является главным породообразу ющим минералом (около 70 %). В качестве темноцветного минерала присутствует роговая обманка, а характерного акцессорного минерала - сфсн.

Чскинские граниты преимущественно щелочные эгириновые. эгирин-арфвсдсонитовые и арфведсонитовые. В экзоконтакга.х развиты ассимилированные породы подобные граноснснитам. кварцевым сиенитам и сиенитам. Ведущими минералами пекинских гранитов являются микропертитовые и криитопертитовыс калий-натриевые полевые шпаты, ядра которых представлены анортоклазом. Присутствуют самостоятельные выделения альбита с комбинацией полисинтетических двойников с перпендикулярной им периклиновой системой двойников, которые нередко сменяются на типичную шахматную стру кту ру. Эгирин составляет 17 %, арфведсонит. иногда с оторочкой рибекита - 2-10 %.

Разборнинский тип отвечает биотитовым и биотит-роговообман-ковы.м гранитам. Веду щими минералами в них являются микроклин-пер-тит (35-40 %). олигоклаз (24-27 %) и кварц (28-32 %). Биотит с роговой обманкой составляют не более 5 %.

Собственно интрузивные комплексы раннеколлизионной эпохи представлены двумя формациями: габбро-диоритовой и габбро-диабаз-диоритовой. Габбро-диоритовая формация в основном образует конформные тела, приуроченные к крыльям крупных синклинальных структур, в виде: а) пластовых залежей значительной протяженностью (до 10 км) и мощностью в 50-60 м. например, массив Маха басаевского комплекса: б) лакколитов размером до 500 м в диаметре, например, интрузивы района д. Альмухаметово-Файзулино файзулннского комплекса: в) лополптов большого размера, например, г. Углыкташ. протяженностью около 6 км и мощностью более 300 м. Все они приурочены к элементам синклинальных структу р, в частности, последнее тело - к восточному крылу Имангу-ловской синклинали, осложненному дополнительной складкой.

Как правило, и другие тела имеют однородное недифференцированное внутреннее строение. В них отсутству ют жильные фации. Исключение составляет Утлыкташскпй лополнт. обладающий признаками стра-тиформности. В основании лополита развиты мелкозернистые мезократо-выс габбро, характеризующиеся шарово-скорлу поватой отдельностью. В центре залежи преобладают крупнозернистые лейкогаббро без шарово-скорлу поватой отдельности. Наконец, апикальная часть интрузивного тела сложена крупнозернистыми габбро-диоритами. Большинство интрузивных тел данной формации сложены лейкократовыми габбро и габбро-

диоритами. В небольшом объеме присутствуют пегматоидные габбро, они выделены среди пород басаевского комплекса. Практически все породы характеризуются наличием правильных близких к ндиоморфным зерен плагиоклаза, в интерстицшгх которых развиты мелкие выделения пирок-сена-пижонига или диопенда. роговой обманки, титаномагнетита и других второстепенных минералов.

Габбро-диабаз-диоритовая формация контролируется зонами разрывных нарушений, приуроченных к синклинальным структурам. Зоны разрывных нарушений в основном имеют меридиональное (в пределах Таналыкского поднятия. Уртазымской синклинали и Гай с ко го рудного района) и диагональные (в пределах Учалинского района и Худолазовской синклинали) простирания. Обычно интрузивные образования рассматриваемой формации объединяются в комплексы по территориальном}' признаку: в Учалинском районе - нуралино-миндякский комплекс (Салихов, 1970); в Баймакском и Абзелиловском районах - худолазовский комплекс (Салихов. Пшеничный, 1984). Наиболее детально морфология интрузивных тел изучена в худолазовском комплексе. В целом они отвечают трещинному тип}' и по площади не превышают одного квадратного километра. Преобладают интрузивные тела площадью в первые сотни квадратных метров. Контуры их в плане - жилообразные, удлиненно-эллипсоидальные, округло-изометричные. угловатые в виде параллелограмма, трапеции и т.п. Боковые контакты интрузивов - крутые, а подошвенные — пологие. Интрузивы прослеживаются в глубину на десяти! и первые сотни метров и реже до одного километра. В ряде случаев они имеют многоярусное строение, размещаются на нескольких гипсометрических уровнях и соединяются между собой узкими дайкообразными каналами. Простирание тел .худолазовского комплекса преимущественно СВ 10-20°. При этой они образуют цепочки или зоны того же простирания. В свою очередь последние группируются в мощный пояс с общим простиранием на СВ 12°. Отдельные линейные зоны хорошо выражены гравитационными ¿1 магнитными аномалиями не только в случае их выхода на дневную поверхность, но и при глубоком залегании. Смежные линейные зоны часто связаны между собой узкими ответвлениями, которые выделяются повышенной магнитностью и имеют выдержанное простирание на СЗ 310° и СВ 1520°. В ряде мест на участках сближения линейных зон развиты штокооб-разные интрузии. Тела правильных геометрических форм обычно размещаются в краевых частях пояса, особенно вдоль его западной границы. В центральной части пояса преобладают залежи эллипсоидальной формы.

В сложении худолазовского комплекса принимают участие интру зивные тела ультраосновного, основного, среднего, кислого составов. Рассчитанные нами количественные соотношения между ними ориентировочно составляют 5.8 : 81:13: 0.2.

Интрузивы ультраосновного состава в общем сложены шрисгсй-митами. Внутреннее строение их характеризуется слабо выраженной дифференциацией, при которой на глубоких гипсометрических уровнях преобладают высокооливиновые разновидности. В лежачем контакте тел нередко развиты гибридные породы габброидного ряда незначительной мощности (первые десятки сантиметров). В худолазовском комплексе известны также тела, в строении которых кроме шрисгеймитов участвуют и лейкократовые габбро практически безоливиновые (Южно-Кусеевская, Северо- и Южно-Басаевские залежи). Последние, составляя незначительный объем, занимают апикальные части залежей.

Интрузивы основного состава по характеру внутреннего строения подразделяются на две группы. Первая представлена расслоенными телами, а вторая объединяет тела, в которых отсутствуй явная послойная дифференциация.' но проявлена тенденция к накоплению меланократовых пород в их основании. По характеру дифференциации и валовому составу среди габброидных интрузивов различаются: 1) стратиформные залежи бускунского, карасаз-япрактинского, западно-карасазовского, восточно-карасазовского типов; 2) зонально-дифференцированные залежи северо-бускунекого типа; 3) слабо дифференцированные залежи кусеевского, ка-расазовского, туканского и уляндыкульского типов.

К бускунскому тип)' интрузивов относятся преимущественно оли-виновые разноввдности габброидов. среди которых выделены оливиновые габбро и габбро-трокголиты и высокооливиновые и оливиновые габбро-диабазы. Габбро и габбро-троктолиты иногда имеют элементы полосчатости, а среди оливиновых габбро-диабазов очень широко развиты неоднородные и шлировые текстуры. В апикальных частях тел постоянно развиты безоливиновые габбро или габбро-диабазы, соответствующие по минеральному составу пироксен-роговооб.манковым и роговообманково-пироксеновым разновидностям. Безоливиновые габбро-диабазы со шли-ровой текстурой или неравномернозернистой струкстурой ассоциируют с меланократовыми габбро и плагиоклазовыми шрисгеймитами. Относительно крупные линзы последних тяготеют к придонным частям, а меньшие их размеры встречаются на различных гипсометрических у ровнях, подчеркивая стратиформный характер строения интрузивов. В эндокон-тактовых частях залежей бускунского типа присутствует маломощная (до 20 см) зона пород основного состава с хорошо выраженными признаками ассимиляционной природы.

Карасаз-янрактинский тип характеризуется самыми крупными в худолазовском комплексе габброидными интрузивами, достигающими 3.5 км по длине и 200 м в ширину. Это расслоенные интрузии, однако элементы стратификации в них выражены слабее, чем в бускунском типе. Некоторые различия отмечаются также в ассоциациях пород, их минера-

лого-петрографических ■ и петрохимичсских особенностях. Интрузивные тела карасаз-япрактинекого типа обнаруживают некоторое непостоянство по петрографическому составу. Выделяются два подтипа залежей - запад-но-карасазовский и лира. В западно-карасазовском подтипе развиты преимущественно биотит-оливиновыс габбро-диабазы и биотитовые трокто-лит-диабазы. Реже отмечаются габбро-троктолиты, оливиновые габбро, приближающиеся к плагноклазовым шрисгеймитам, а также кварцеодер-жащие разновидности олнвиновых и безоливиновых габбро-диабазов. Стратификация подчеркивается наличием линз мела но кратовых высоко-оливиновых габброидов, которые сопровождаются неравномернозерни-стыми лейкократовыми габбро-диабазами. В отличие от бускунского типа эти породы размещаются, главным образом, в верхних горизонтах залежей.

Интрузивы, подтипа лира сложены преимущественно кварц-оли-виновыми габбро-диабазами. В них присутствуют мелкие линзы и шлиры кварц-биотит-ортопироксеновых разновидностей олнвиновых габбро и габбро^диабазов. Апикальные части некоторых тел (Лира III) представлены лейкократовыми диабазовыми порфиритами, которые на глубине сменяются кварц-оливиновыми и оливиновыми габбро-диабазами.

Восточно-карасазовскнй тип стратифицированных интрузивов сложен весьма разнообразными породами. Среди них выделяются габбро-диориты и многочисленные петрографические разновидности габбро, такие гак роговообманковые, клинопироксеновые. ортопироксеновые, оливиновые и другие с разлитыми количественными соотношениями между плагиоклазом и темноцветными составляющими. Общая схема их стратификации следующая: верхние горизонты представлены габбро-диоритами, которые вниз по вертикали сменяются лейкократовыми габбро, затем лейкогаббро с большим количеством шлиров разного размера, сложенных роговообманковыми и иироксен-роговообманковыми габбро, иногда содержащих ничтожные количества оливина. Еще ниже следует горизонт массивных габброидов, аналогичных по составу укачанным шлирам. Наконец, придонные части залежей сложены неравномерно-зернистыми и шлировыми габброидами. которые отвечают оливиновым габбро, габбро-троктолитам и габбро-норитам. В целом же габбро-диориты и лейкогаббро составляют половину объема массивов или несколько превышают суммарное количество других разновидностей пород.

Доля олнвиновых и ортопироксеновых разновидностей габброц-дов в восточно-карасазовском типе не превышает 5-7 %. В этих габброи-дах встречаются прожилки габбро-пегматитов, аплитов и дайки кварцевых диоритов.

Зоналыю-дифференцированные интрузивы основного состава отнесены к северо-бускунскому типу, объединяющему сходные по петрографическому составу породы. Зональность интрузивов состоит в том, что их

ядерные части представлены кварц-роговооб.манковымп габбро и габбро-• диабазами, которые в сторону эндоконтактов тел сменяются шлировыми и неравномерно зернистыми габбро-диабазами. В придонных частях залежей иногда присутствуют оливин-ортопироксеновые габбро-диабазы, а также редкие прожилки габбро-пегматитов и аплитов.

Слабо дифференцированные интру зивные тела основного состава имеют широкое развитие в виде небольших залежей, которые отличаются правильными в плане и разрезе изометрическими формами типа параллелограммов и прямоугольников. По набору петрографических разновидностей пород и по валовому химическому составу они разделяются на четыре типа: 1дсеево II. карасазовский. луканский и уляндыкульский.

Интрузивные тела первого типа (Куссево II) сложены неравно-■ мернозернистыми, часто шлировыми породами, которые в массе отвечают меланократовым габбро и габбро-диабазам, а в шлировых образованиях -мезократовым габброидам. Это тип наиболее основных по составу интрузивов и, соответственно, с наиболее высокой магнезиальностью.

Карасазовский тип интрузивов представлен оливиновыми и рого-вообманково-пироксеновыми габбро-диабазами. В них пироксен всегда количественно преобладает над роговой обманкой, что отсутствует в залежах других типов.

Туканский тип интрузивов отличается большим, чем предыдущий тип, набором петрографических разновидностей пород. В его составе выделяются роговообманковые и пироксен-роговообманковые габбро, габбро-диабазы и о.ливинсодсржащис габбро-диабазы. Вариации пород определяются составами шлировых обособлений. Эти породы в целом сопоставимы с таковыми интрузивов северо-бускунекого типа.

Уляндыкульский тип включает в себя наиболее крупные залежи нерасслоенных интрузивов. Обычно это дайкообразные залежи протяженностью до одного километра при мощности 20-10.0 м. Они сложены кварц-роговообманковы.ми габбро и кварцевыми лейкогаббро. В прикон-тактовых зонах встречаются роговообманковые и пироксен-роговообманковые габбро. В интрузивах присутству ют многочисленные прожилки и линзы габбро-пегматитов, которые также тяготеют к эндоконтактовым зонам. Редко отмечаются дайки микродиоритов.

Интрузивы диоритового состава образуют тела в виде хонолитов, и только массив "Кольцо" представляет собой шток. Различаются бескварцевые. кварцеодержащие и кварцевые диориты. Местами в краевых частях массивов отмечаются шлировыс габбро, которые связаны с диоритами постепенными переходами. Часто отмечаются прожилки диорит-пегматитов. кварцевых диорит-порфиритов и плагиогранит-иорфиров.

, Интрузивы кислого состава сложены плагнограннтами. среди которых редко отмечаются линзы пегматитов. Их размеры и общее количество незначительны в объеме худолазовского комплекса.

Пересечения выделенных типов интрузивных тел встречаются редко. Тем не менее они показывают, что стратнформныс интрузивы олн-виновых габброидов бускунского типа сформированы раньше кварц-рого-вообманковых габбро уляндыкульского типа, а гарасазовский тип оливи-новых и пирокссн-роговообманковых габбро - до становления восточно-карасазовского типа стратиформиых тел. Они также показывают, что интрузивы диоритового состава предшествовали формированию пироксен-роговообманковых габбро ссвсро-бускунского типа. Эти взаимоотношения свидетельствуют о гетеродромном характере формирования интрузивов ■ разного состава. Получается, что габброидные тела формировались в две последовательные фазы. Сначала формировались слабодифференциро-ванные интрузивы и бускунский тип расслоенных интрузий. а позднее -карасаз-япракгйнский и северо-бускунский тип расслоенных интрузий.

В заключение можно подчеркнуть, что рассматриваемые комплексы представлены большим разнообразием петрографических типов пород. Они определяются соответствующим диапазоном породообразующих минералов - оливина, главным образом, высокомагнезиального с содержанием форстеритовой молекулы от 67 до 91 %; моноклинного пироксена с максимальным и наиболее стабильным количеством волостанито-вой составляющей (40-47 мол. %); большим диапазоном вариаций энста-титовой составляющей (31-45 мол. %), и минимальным количеством и большим разбросом ферроси.шгговой части (4-27 мол. %): ромбического пироксена, среди которых различаются бронзит и гипсрстен при небольшом диапазоне ферросилитовой составляющей (от 22 до 36 %): обыкновенной роговой обманки с широкой вариацией в них Ре - 20-72 мол. %. Все породы основного состава, несмотря на разнообразие структур, могут быть объединены в две группы на основании габитуса главных породообразующих минералов. В них плагиоклаз представлен либо широкотаблитчатыми. либо удлиненно-призматическими зернами, первые из которых имеют субидиоморфные и ксеноморфные очертания, а вторые - идио-морфные. Темноцветные минералы также относятся к двум группам, хотя характеризуются значительным разнообразием формы зерен. Если оливин представлен изометричными. близкими к идиоморфным зернами, то ор-топироксен имеет гак изометричные субидиоморфные. так и ксеноморфные зерна. Клинопироксен и роговые обманки образуют идиоморфные и ксеноморфные моновыделення. Нередко выделяются полиминеральные зерна с реакционным развитием роговой обманки по пироксену. Темноцветные минералы ксеноморфных очертании ассоциируют с плагиоклазом удлиненно-призматического габитуса, а идиоморфные и субидио-

морфныс выделения - с таблитчатыми зернами плагиоклаза. Первая ассоциация характерна для офитовой и субофитовой структур, возникающих в условиях гнпабиссальных глубин, а вторая - для габбровой. идиоморф-но-зсрнистой и субндноморфно-зсрнистой структур, возникающих в условиях абиссальных глубин и спокойной кристаллизации. Эти две крайние структурные разновидности связаны между собой постепенными переходами. При этом к первой разновидности относятся следующие породы:

1) пирокссн-роговообманковые. роговообманково-пироксеновые и био-титсодсржащис габбро-диабазы. Постоянными темноцветными минералами в них являются клинопироксен и роговая обманка:

2) оливинсодержащне. оливиновые и кварц-олившювые габбро-диабазы, которые также постоянно содержат клинопироксен и роговую обманку;

3) троктолит-диабазы, характеризующиеся преобладанием оливина над другими темноцветными минералами;

4) оливин-ортопироксеновые. иногда кварцеодержащие габбро-диабазы. Количество оливина в них составляет 1-4 %, а ортопироксена 1-7 %; меньше клинопироксена и роговой обманки, иногда присутствует биотит;

5) диабазовые лорфириты (апикальная часть массива Лира III), в которых порфировые выделения представлены плагиоклазом, оливином и ортопироксеном.

В свою очередь, ко второй разновидности относятся:

1) роговообманковые иногда кварцеодержащие габбро, в которых ведущими минералами являются роговая обманка и плагиоклаз, а количество кварца не превышает 5 %:

2) пироксен-роговообманковые и роговообманково-пироксеновые габбро:

3) оливиновые и оливинсодержащне габбро и габбро-диабазы, которые наряду с клинопироксеном и роговой обманкой содержат оливин;

4) габбро-троктолиты, в которых оливин преобладает над другими темноцветными минералами;

5) биотитовые габбро-троктолиты и биотитсодержащие оливиновые габбро (1-6 % - биотита):

6) габбро-нориты и ортопироксеновые габбро с постоянным прису тствием оливина, ортопироксена и роговой обманки, но с разным их количественным соотношением:

7) биотит-ортопирокссновыс иногда кварцеодержащие габбро.

Перечисленные петрографические типы пород являются в основном мезократовыми. К лейкократовым относятся кварцеодержащие и роговообманковые их разновидности. Меланократовые породы преобладают в расслоенных интрузиях, где образуют горизонты и линзы высокооливи-новых габбро. Особый интерес представляют леикократовые оливиновые габбро-диабазы, несущие сульфидную минерализацию. 44

Наиболее характерными текстурами рассмотренных пород являются:

1) массивные однородные;

2) полосчатые с гемидиашистовым типом полос, характерным для роговообманково-пироксеновых и реже оливинсодержащих габбро;

3) шлировые тексту ры, среди которых выделяются медкошлиро-вые (до 1 см), среднсшлпровыс (1-2 см), крупношлировые (3-5 см) и ги-гантошлировые (5 см и более) разновидности. Для массивных роговооб-манковых и пироксен-роговообманковых габбро .характерно крупнозернистое строение. Все другие типы пород обладают средне- и мелкозернистым строением. Для шлировых выделении характерны гак четко выраженные контуры, так и постепенные их переходы в основн)то массу. Распределение шлировых выделений различно. Мелко- и среднешлировые выделения имеют очень густое распределение (6-8 выделений на 1 дм"). Крупные и гигантские шлиры удалены друг от друга на 7080 сантиметров по керну Шлировые текстуры отмечаются почти во всех петрографических типах пород основного состава. Петрографический состав шлировых обособлении обычно соответствует перечисленным выше петрографическим типам пород.

В 'заключительную стадию коллизионного режима магматическая деятельность проявилась в узких линейных зонах преимущественно меридионального направления. Эти зоны соединяются между собой ответвлениями других направлений, и, таким образом, создается рисунок неправильной решетки, представленной дайками и малыми интрузиями. В ряде случаев последние концентрируются в виде узлов определенных магматических комплексов.

Выделяются комплексы основного состава, например, баишсвский, среднекислого состава - ахуново-петропаштовский, или пестрою сиенит-дио-рит-грашгг-порфирового состава - балбукский комплекс. В отдельных узлах устанавливается совмещение магматических пород разной формационной принадлежности. Так, в Худолазовской синклзшали известны сочетания даек основного состава, представляющих худолазовскшЧ комплекс, и даек гранит-порфиров кизильского комплекса. В осевой зоне и на восточном крыле Магнитогорского мегасинклинория отмечаются сочетания интрузий и даек гра-нит-порфиров, диорит-порфиритов и сиешгг-диорит-порфиритов железнодо-рожнинского комплекса. С дайками основного состава, представляющими магшггогорско-спасский, разборнинский, богдановский, ждановский и таш-линский комплексы, эти сочетания отвечают двум последовательно формировавшимся формациям: 1) ранней протеробаз-диабазовой формации, представленной, главным образом, протеробазами и в меньшей мере - габбро-диабазами. габбро-порфиритами, спессартитами и одинитами, слагающими параллельные дайки: 2) последующей формации конформных (типа лакколи-

тов) тел гранитоидов, в основном гранит-порфиров. которым сопутствуют сиенит-порфиры, монцониты, сиенит-диорит-порфнрнты, диорит-порфириты. В целом это пестрая гранит-порфировая формация.

Выделенные формации имеют согласное с общеуральской зональностью распространение. В Магнитогорском мегасинклинории они образуют три зоны: западную, среднюю и восточную. В западной зоне преобладает контрастная протеробаз-диабазовая формация, представленная преимущественно породами оливин-базальтового типа. Базальты -толсты, кварцевые толсты и щелочные базальты имеют здесь подчиненное развитие. Все породы этой формации характеризуются минимальной кислотностью, незначительными вариациями основности и обогащены никелем, кобальтом и другими элементами.

Гранит-порфировая формация этой зоны имеет существенно натриевый характер и предельно высокую кремнекислотность.

В средней зоне развиты те же формации, но в более дифференцированном варианте. Например, протеробаз-диабазовая формация представлена породами от оливиновых и щелочных базальтов до кварцевых толеитов. В среднем она соответствует толеитам. Соответственно, гранит-порфировая формация представлена широким диапазоном пород от мон-цонитов до гранит-порфиров.

Средневзвешенный состав базальтов средней зоны по сравнению с западной зоной имеет повышенное количество кремнезема и окиси калия, а пониженное - магнезии и окиси титана. В них также более высокие содержания цинка и лантана и пониженные содержания сидерофильных элементов.

Особенностью гранит-порфиров и других сопутствующих пород в средней зоне является повышенное содержание калия и общей щелочности. Количество редких и рассеянных элементов в них сопоставимо с таковыми в сиенитах и щелочных гранитах.

Восточная зона мегасинклинория характеризуется развитием, главным образом, гранит-порфировой формации, с которой тесно связаны щелочно-земельные гранодиориг-порфиры. Эта ассоциация пород отличается от таковых средней зоны пониженными содержаниями никеля и кобальта и повышенными меди и цинка. Подобные гранитоиды в пределах Восточно-Уральского поднятия иногда ассоциируют с дайками основного состава, например, в Качкарском рудном районе

Субмеридиональные зоны развития позднепалеозойского магматизма в Магнитогорском мегасинклинории обнаруживают унаследованное простирание от предыдущего развития Уральской складчатой системы. Различие продуктов магматизма этих зон,, вероятно, обусловлено различием состава исходных расплавов.

11.4. Петрогеохимнческие вариации продуктов магматизма коллизионного этапа

Выделенные формации и формационные серии коллизионного этапа характеризуются определенными (табл. 2) общими петрогеохнми-чсскими свойствами, отличающими их как от собственно островодужных, так и океанических продуктов вулканизма и интрузивного магматизма (Салихов и др., 1993). Вместе с тем, конкретные комплексы разной фор-мационной принадлежности определенно различаются между собой как ассоциацией типов пород, так и особенностями их- вещественного состава.

При этом ясно проявляется эволюционная направленность последовательно формировавшихся комплексов орогенной серии, а также их латеральные вариации.

Смена островодужной обстановки региона коллизионной (островная дуга - континент) отразилась в смене натриевых формаций калий-натриевыми и в общем увеличении щелочности. Характерно, что вулкано-интрузивные образования поздней стадии островодужного режима, рассмотренные в работе в качестве переходной формации, также имеют калий-натриевый тип щелочности и нормальную (невысокую) общую щелочность. Переходный рубеж хорошо выражен в количественном изменении литофильных редких элементов. Островодужной ассоциации вулкано-интрузивных пород этого рубежа свойственно низкое содержание легких редкоземельных элементов, в частности лантана и самария, которые устанавливаются гак в основных (Ьа - 10-15 г/т, Бпт - 4-5 г/т), так и в кислых дифференциатах (Ьа до 25 г). В вулканитах островодужного и переходного к коллизионному типу минимум вдвое ниже, чем в орогенных базальтах, содержание таких литофильных редких элементов как цирконий, гафний, торий, стронции, рубидий, .а содержание сидерофильных элементов, таких как кобальт, никель, хром, скандий, наоборот вдвое больше. Вместе с тем, в позднеостроводужной формации, рассмотренной в работе, есть отдельные дифференциаты, которые по петрогеохимическим особенностям приближаются к орогенным образованиям. Так, в Погорельском массиве встречаются габброиды с высоким значением РЗЭ, рубидия и стронция и пониженными количествами хрома; никеля и кобальта. Среди среднекислых пород того же массива отмечены субщелочные диориты и даже кварцевые монцодиориты с повышенным содержанием щелочей и редких литофильных элементов. Эта ассоциация пород, по-видимому, отражает обстановку их формирования, отвечающую начал)' коллизии континент-островная дуга.

Орогенные вулканогенные и интрузивные комплексы в общем отвечают калин-натриевой серии, однако они заметно эволюционируют во времени и в пространстве. Их общая щелочность постепенно снижается

во времени и в направлении от центра к востоку мсгаспнклинорпя. Шин большая щелочность характерна для эффузивных трахибазальт-трахириолитовых и. габбро-монцонит-сиснитовых интрузивных фаций, проявившихся в Верхнеуральском районе. В свою очередь, интрузивные образования более восточного Ащсбутакского антиклинория характеризуются относительно пониженной щелочностью и приближаются к породам известково-щслочного типа или целиком отвечают им. Они также характеризуются высоким содержанием циркония, рубидия и стронция. При этом количество циркония незначительно увеличивается в связи с повышением кремнекислотности пород. Содержание стронция снижается согласно тренду последовательно-дифференцированного эволюционного ряда, а ру бидия - увеличивается. Породы интрузивов отличаются аномально высоким содержанием стронция (1000-1200 г/т) танолит-гранодиоритовой формации фамен-раннетурнейского возраста. Из других литофильных элементов показательны содержания легких редких земель. Так, количества лантана (25-45 г/т) и самария (4-10 г/т) минимум вдвое превышают содержание этих элементов в островодужных образованиях.

Типичные орогенные гранитоиды главной коллизионной стадии представлены микроклиновыми разновидностями пород, слагающими крупные массивы (батолиты средних размеров). Это - калий-натриевые породы, отвечающие щелочно-земельному ряду с низкими содержаниями железа, кальция и магния. По химическому составу в них преобладают литофильные компоненты, в том числе редкие (НГ, Та, Сб, Ш), Тй и др.) и редкоземельные (Ьа, Бт, Се, Ей) элементы, и в небольшом количестве присутствуют фемические компоненты (Бе, Сг, V и др.). Заметим, что, гак и во всех орогенных формациях, в гранитоидах данной формации очень высокое содержшше стронция (от 707 до 1729 г/т). Ко.шгчество же всех литофильных элементов в них на уровне, а чаще несколько ниже, чем в орогенных (формациях предыдущей стадии, но содержание фемических компонентов вдвое и более раз ниже, чем в последних. Вместе с тем, содержание редкоземельных элементов резко падает в гранитоидах батоли-товой серии. Последним также свойственны низкие (в два и более раз) количества хрома, кобальта, скандия и др.

Квазирифтогенная вулкано-шпр)гзивная формация характеризуется в целом повышенной щелочностью, хотя среди базальтов выделяются нормально-щелочные (Е Ыа:0 + К20 = 3-4.5 %) и субщелочные (11\'а;0 + К20 = 5.56.5 %) разновидности, кислые вулканогенные дифференциалы отвечают главным образом субщелочным разновидностям (I №ь0 + К20 > 8 %). Кислые интрузивные образования отличаются весьма широким диапазоном щелочности. иногда даже в пределах одного массив;), но в вйде разных (фаз внедрения с телсскопированным размещением. При этом обогащены щелочами и редкими элементами ^г. НГ. ТИ. Ш), Та) относительно молодые и близповерхност-ные фации.

Породам основного состава свойственно высокое содержание окиси титана (1.4-3.0%). значительно превышающее количество этого компонента в орогенных и островодужных базальтах. Диапазон их вариации в квазирнфтогснных породах на разных возрастных уровнях довольно широкий, но просматривается направленность в увеличении его количества к заключительным стадиям магматизма. Квазирифтогенные базальты. гак и другие породы основного состава коллизионного этапа, обогащены цирконием, но в целом содержание его ниже, чем в породах оро-генного этапа. Среди вулканитов кислого состава по содержанию (в г/т) циркония выделяются две группы пород: с пониженным (220-280) и с высоким его содержанием (340-600). Максимальным количеством (472-683) циркония выделяются риолиты ершовско-чскинского комплекса.

В интрузивных фациях кислого состава общий уровень циркония ниже, чем в вулканитах. Преобладают гранитоиды с минимальным количеством циркония (200-290 г/т) и редко встречаются гранитоиды. у которых содержание его достигает 360-380 г/т.

По количеству' рубидия и стронция рассматриваемая формация не отличается от орогенных формаций. При широком диапазоне вариаций стронция (160-^2 500 г/т) в базальтах содержание его растет вместе с повышением щелочности от ранних к более поздним разностям базальтов. С увеличением кислотности пород тренд стронция снижается. Рубидий в высоких количествах присутствует в кислых породах (100-150 г/т), при этом тренд его коррелируете» с кремнекислотностыо. В целом среди ква-зирифтогенных вулкано-интрузивных комплексов выделяются две серии пород: одна из них характеризуется низкими количествами рубидия и стронция (ершовско-чекинский комплекс), а вторая - высокими их количествами (грязнушинский комплекс).

Раннекамснноутольные вулкано-интрузивные п интрузивные образования характеризуются повышенными содержаниями редкоземельных элементов. В базальтах содержание Бт обычно превышает 4.5 г/т. Ьа - 25-45 и Се - 4-10 г/т. Лишь в некоторых разновидностях габброидов количество лантана снижается до уровня островодужных базальтов. В кислых дифференциатах отмечается увеличение содержания легких редкоземельных элементов, главным образом, за счет лантана и церия. Количество же самария практически остается на уровне пород основного состава.

Продукты магматизма заключительной стадии (позднеколлизион-ной разгрузки) обнаруживают определенную общность с раннекаменно-угольными квазирифтогенными формациями. Вещественный состав базальтов в целом является калий-натриевым с нормальной или умеренно повышенной щелочностью. В них отмечаются высокие содержания окиси титана (0.9-2.7 %). хрома (76-465 г/т), никеля (14-240 г/т) и других феми-ческих микрокомпонентов. Вместе с тем. содержание всех названных хи-

Таблица № 2

Химический состав магматических пород коллизионой эпохи позднего палеозоя

ОСТРОВОДУЖМЫЙ РЯЛ ФОРМАЦИЙ

Элемент пепехолнан стал и я коллизии

1 1 2 1 3 1 .4 1 5 1 6 1 7 1 8 1 9 1 10 1 11 1 12 1 13 1 14 1 15 16 17 18

бю2 50.0 51.4 54.7 57.4 51.0 45.1 50.4 46.4 53.9 59.5 64.6 54.9. 61.4 67.3 56.0 58.9 65.0 70.3

тю2 0.8 0.5 0.7 1.2 1.0 1.2 0.8 1.1 0.9 0.7 0.6 1.2 0.7 0.5 0.7 0.8 0.6 0.4

аьоз 16.7 14.7 14.2 14.9 17.7 13.2 16.8 13.2 16.6 14.9 15.5 17.7 16.4 15.3 17.0 16.6 15.5 14.4

ре203 5.7 5.1 3.3 4.4 3.5 7.5 4.6 6.2 4.3 2.6 3.1 3.5 1.5 1.7 2.4 3.0 3.0 1.7

РеО 4.6 5.1 4.7 6.1 6.3 8.6 6.1 7.0 5.4 4.5 2.5 4.7 (.9 5.6 4.5 .2.0 ).7

МпО 0.1 0.2 0.1 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.1 0.1 - - 0.1 - ■ - -

мго 7.6 9.0 7.7 2.3 4.3 7.1 5.6 8.3 3.9 2.3 • 1.1 4.3 3.1 1.6 4.0 2.5 1.2 0.8

СаО 9.6 9.9 8.9 5.3 8.6 11.9 9.3 12.6 8.5 5.6 2.9 '7.3 5.6 2.8 8.3 5.9 3.9 2.5

Ыа,0 3.3 2.0 4.2 4.0 2.8 1.5 2.6 2.0 2.9 5.1 4.3 3.8 3.5 4.1 3.1 4.5 4.3 4.0

К2Ъ 0.2 0.8 0.2 2.8 1.8 0.9 1.6 1.1 1.6 2.9 4.1 1.5 3.4 3.6 1.3 2.0 3.7 3.2

РгО, 0.1 0.1 0.1 0.6 0.3 0.1 0.1 0.2 0.1 0.3 0.4 - - 0.1 - - - -

ппп 1.3 1.2 1.2 0.8 2.5 • 2.2 1.9 1.7 1.7 1.5 0.8 1.1 1.2 1.0 1.6 1.3 0 8 1.0

Ьа 7.8 5.2 13.2 21.1 10.2 5.7 8.9 14.9 10.1 19.5 22.9 9.9 11.2 7.0 16.9 20.5 20.5 18.0

Се 31 24 19 37 22 17 16 25 24 46 46 23 24 15 30 42 36 34

Бт 2.2 2.1 1.4 6.9 3.6 2.2 2.8 4.3 2.6 5.0 5.8 2.8 2.5 1.6 4.6 4.6 4.9 5.0

ей 2 2 1 3 2 1 1 1 2 4 3 2 i 1 1 3 2 1

уь 6.1 6.0 • 5.4 0.9. . - 0.7 - 1.2 0.9 1.2 1.1 1.3 - 3.1 2.5 1.5 1.8

ы . _ . 0.2 • 0.2 - 0.2 - 0.2 0.2 0.3 0.1 - 0.1 0.7 0.2 0.2

яь 5 20 5 59 40 10 37 35' 65 31 108 28 74 82 40 32 26 62

Бг 380 267 368 321 308 389 425 519 . 235 385 343 . 365 409 290 309 115

гг 97 96 95 149 . 58 75 76 67 226 130 184 181 122 173 202 296

т . 5.5 3.5 _ 2.9 2.9 4.7 6.8 2.1 4.3 4.7 4.5 5.2 4.9 11.1

Та _ 0.7 0.8 - - - 0.5 0.5 0.6 0.8 - - - -

ТЬ 4 1 2 2 2 5 6 1 5 3 4 6 6

и _ , . - . . . . . - - 3 4 - 5

38 46 35 31 32 75 42' 54 26 20 12 24 14 7 31 20 16 6

Со 37 42 32 13 28 49 33 46 23 12 5 19 16 7 27 17 9 5

№ 53 12 46 34 . - . - 46 - - - - - - - -

Сг - • - 20 50 100 45 81' 34 - • 19 16 25 - - - -

Си 10 10 10 32 - - 42 - - - - - - - -

гп 69 77 62 92 - - - - 60 - - - - - - - - -

РЬ 19 22 16 20 - - 9 - - - - - - - -

ЫагО+КгО 3.5 2.8 4.4 6.8 4.6 2.4 4.2 3.1 4.5 8.0 8.4 5.3 6.9 7.7 4.4 6.5 8.0 7.2

Ыа,0+К,0 04 0.3 0.5 1.3 0.5 0.2 0.5 0.2 0.5 1.4 2.9 0.7 1.2 2.8 0.5 1.1 2.1 2.9

СаО

ОРОГЕППЬП! FM 'I ФОРМАЦИИ

Элемент к и ч a л ь il и и (первая) с т a л и я к о .'1 л II 1 H и

19 20 21 22 24 1 25 1 26 ! 27 1 28 1 29 1 30 1 J1 1 32 34 36 37

Si02 53.5 52.3 55.2 55.1 55 6 67.2 55.7 61.0 48.5 53.0 61 3 66.0 59.9 64.1 60 9 60.2 67 5 48 1 52.0

TiOj 1.2 1.4 1.2 l.l 1.4 0.5 1.2 1.0 l.l . 1.1 0.6 0.6 0.9 06 0.6 0.4 0.1 1 1 0.9

Д120) 17.0 20.4 16.S 17.0 19.1 16.9 17.1 17.4 17.5 170 17.0 16 5 17.4 16 1 170 17.3 15.0 16.1 17.5

Ге205 4.3 4.0 4.7 4 6 4.1 2.3 3.4 2.4 8.0 4.0 3.0 3.2 3.2 2.8 3.0 2.4 2.9 32 4.3

FeO 3.7 5.2 3.6 3.4 3.6 04 4.0 2.4 4.3 3.3 1.7 0.7 2.0 1.4 22 2.0 1 3 73 4 8

MnO 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 02 0.1 0.1 . - - ■- 0.1 0.6 - 0.2 0.2

MgO 4.1 3.9 3.3 2.9 2.4 07 3.6 1.8 4.3 6.0 4.0 0 5 2.6 2.2 1.7 1.8 0.6 84 4.0

CaO 6.6 4.0 6.1 6.6 2.7 0.4 6.1 2.5 7.9 6.1 1.9 1.7 3.9 2.2 3.2 2.8 07 9 4 7.6

Na,0 5 2 2.5 6.1 3.8 5.6 4.1 3.8 5.9 3.7 4.0 4.7 5.8 . 5.2 5.1 4.2 4.9 4.5 3 2 3.8

к,o 2.8 4.3 0.7 3.T 3.2 57 2.3 2.4 2.5 3.0 2.8 3.6 3.2 3.3 5.7 6.3 6.7 1 6 2.3

i'.o. 0 6 0<1 0.6 0.6 0.3 0.1 0.3 0.4 0.4 - - - - - 0.2 0.2 0.1 04 0.3

nnn 0.9 1.5 1.7 1.1 1.8 1 6 2.3 2.7 1,4 2.5 3.0 1.5 1.7 22 1.3 l.l 0.6 l.l 2.3

La 31.0 30.0 31.0 17.0 42.9 37.0 38.0 22.6 34.6 34.2 37.7 27.0 39.5 40 9 35.2 47.7 26.5 34.5

Ce 64 42 57 . 38 96 27 54 47 61 54 61 49 75' 85 61 77 51 64

Sm 7.2 5 6 86 3.9 11.8 6.1 7.4 6.3 7.4 7.3 5.3 5.0 5 6 6.5 6.6 9.5 5.5 7.5

Eu 2 2 2 3 4 3 3 3 3 ■y 2 7 3 4 3 2 2 3

Yb 4.0 - 4.3 3.9 . O.S 3.6 8.7 0.8 2.0 1.0 1.4 2.7 l 4 1 5 0.7 1.2 - 0.7

Lu . . . . . . 06 0.5 0.1 . 0.2 - 0.1 - 0.1 0.1 0 2 - 0.3

Rb 72 262 27 99 82 122 77 80 92 76 47 84 84 130 112 116 222 49 99

Sr 523 851 538 506 610 481 297 . 770 719 301 454 290 307 473 1 15 597 660

Zr 196 219 216 187 198 187 282 192 253 242 212 217 241 169 375 116 173

Hf 6.7 7.0 11.0 3.8 11.5 7.4 9.5 14.9 85 6.7 16.6 3.3 4.8

Ta - - - - . - . . . 1.0 0.8 - 1.1 0.4 l.l - -

Th - 8 9 7 5 7 9 14 9 15 13 6 20 3 7

U - . . . . 7 9 - - - - 6 - 9 7 17 - -

Sc 16 19 22 25 20 6 32 20 15 28 IS 7 12 9 12 8 6 38 21

Co 18 23 27 24 4 21 4 10 30 13 6 17 12 6 10 5 40 20

Ni 24 27 30 26 34 18 . . - - - - - 54 - 134 58

Cr - . - - - - 22 11 44 . 142 59 - 17 - 281 _ 18

Cu 10 10 10 26 93 9 - - - - 30 - 174 93

Zn 33 48 63 _ 19 • - 48 58 - - - - - 45 - 24 35

Pb 10 10 10 - 28 - 5 - - - - - - - 9 - 7 11

Nafl+KjO 8.0 6.8 6.8 7.5 8.8 98 6.1 8.3 6.2 7.0 7.5 9.4 8.4 8.4 '9.9 11.2 11 2 4.8 6.1

Na,ü+K,0 ГаП 1.2 1.7 1.1 1.1 3.3 24.5 1.0 3.3 0.8 l.l 3.9 5.5 2.2 3.8 3.1 40 16.0 0.5 08

Продолжение таблицы № 2

(ЭРОГЕННЫЙ РЯД ФОРМАЦИЙ

Элемент начальная (псовая) стадия коллизии

38 39 40 4, 42 43 44 | 45 | 46 | 47 | 4$ | 49 | 50 | 51 52 53 54 56 57

БЮ2 52.7 54.9 58.4 57.3' 55.8 67.9 74.1 67.1 72.1 67.5 63.4 57.5 57.0 61.2 64.2 65.4 70.3 72.0 67.6 70.8

тю2 1.1 0.9 0.7 1.4 1.1 0.4 0.1 0.3 0.3 0.3 0.4 1.1 0.9 0.9 0.7 0.6 0.3 0.1 0.5 0.4

А1Л 17.9 17.3 18.2 17.1 16.9 15.0 11.9 16.0 14.2 15.6 15.9 ¡7.8 15.0 16.0 16.0 15.2 14.1 14.4 15.6 14.1

3.6 3.7 3.2 3.4 4.0 2.0 1.6 1.7 1.0 2.3 2.1 3.6 2.6 2.2 2.2 1.8 1.4 0.8 0.9 0.8

ИеО 5.4 4.2 2.4 2.5 2.5 0.8 0.8 '1.7 1.0 1.4 2.3 3.3 3.3 2.2 1.3 2.1 1.5 0.9 1.1 1.2

МпО 0.2 0.1 0.1 - _ _ _ . 0.1 0.1 0.1 - - - - - - .- 1.6

MgO 4.0 3.2 1.9 3.2 4.4 1.8 1.3 1.6 1.1 1.3 23 3.9 67 4.0 2.2 2.3 1.4 0.9 2.3

СаО 7.2 6.1 4.1 4.4 6.3 2.5 0.8 3.6 1.6 2.8 4.5 5.4 6.3 5.3 3.9 4.4 2.8 2.3 2.8 2.2

Ыа20 4.5 4.4 4.7 4.7 4.1 4.2 3.0 4.7 4.4 5.3 4.6 3.0 4.0 4.0 4.0 4.2 4.0 4.0 4.4 4.2

к2Ъ 2.4 3.4 4.7 3.4 2.3 3.2 6.0 2.5 3.4 1.7 3.3 1.5 1.3 3.0 4.0 3.0 4.0 4.0 4.1 4.1

р2о5 0.5 0.4 0.3. . _ _ 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 0.2 - ■ - - - - - 0.6

ппп 0.7 1.2 1.3 2.6 2.0 2.2 0.3 0.7 0.8 1.6 0.9 2.6 2.9 1.2 1.5 0.9 1.0 0.6 0.7

Ьа 42.9 35.1 35.3, 33.8 35.1 26.7 16.6 27.6 29.0 12.3 38.2 34.1 20.8 32.1 45.2 35.8 26.6 16.3 36.0 36.5

Се 71 69 64 55 62 49 39 51 58 23 64 70 32 54 73 54 48 26 54 67

Бш 8.9 8.2 7.1 6.5 5.0 3.4 5.9 4.2 4.3 1.8 5.7 4.4 3.6 5.4 8.4 6.1 6.7 3.0 5.7 4.0

Ей 5 4 4 3 3 1 1 2 2 1 2 2 2 2 2 2 2 1 1 1.2 1 1.2

УЬ 0.9 1.4 1.0 1.1 1.9 _ 1.1 0.8 1.3 0.7 0.6 0.6 0.9 1.2 1.7 1.7 1.8 0.6

Ьи 0.3 0.1 . 0.2 0.1 0.2 - 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 0.1 - - 0.1 -

ЯЬ 51 74 87 45 62 134 154 86 143 42 80 50 93 116 164 104 160 175 132 136

Бг 612 538 570 682 754 650 268 1 051 297 722 835 567 623 398 562 389 286 368 178

Ъх 129 184 134 256 269 240 214 213 206 235 206 151 • 194 256 227 201 179 247 220

1И 2.4 5.6 5.8 15.1 17.9 5.5 6.9 5.5 4.7 3.6 6.3 3.4 6.0 16.9 12.9 ' 5.5 6.1 3.9 9.1 8.5

Та 0.9 0.8 1.7 0.4 0.7 0.7 1.0 0.8 0.7 1.0 0.8 1.0 1.2 1.5

ТЬ 3 7 8 9 11 7 31 9 .11 2 11 9 5 13 28 20 26 14 24 28

и 2 6 6 4 ■ _ 3 7 . . . . - - 4 3 4 4 4 6

Бс 25 20 и 19 20 5 2 8 4 5 9 11 17 14 11 9 6 2 5 4

Со 23 18 12 17 21 7 3 8 7 7 12 12 23 19 14 13 9 ' 3 5 4

№ . 66 52 . . . . 43 34 - 73 62 - - - - - - ' ■

Сг _ 20 12 25 19 37 12 14 23 17 201 57 27 36 - 11 - -

Си 72 24 - - - - 16 17 - . 37 16 - - ' - - - - - --

Ъл 42 32 - - 32 38 - 57 . 72 - - - - - - ■ -

РЬ _ 12 10 - и 22 - 14 17 - - - - - - -

№2о+к2о 6.9 7.8 9.4 -8.1 6.4 7.4 9.0 7.2 7.8 7.0 7.9 4.5 5.3 7.0 8.0 7.2 8.0 8.0 8.5 8.3

Ыа,0+К,0 1.0 1.3 2.3 1.8 1.0 3.0 11.3 2.0 4.9 2.5 1.8 0.8 0.8 1.3 2.1 1.6 2.9 3.5 3.0 3.8

СаО

Прило.чнлчшс таблицы Ка 2

КВАЗИРИФТОГЕННЫЙ РЯЛ ФОРМАЦИЙ

Элемент начальная (первая) стадия коллизии

58 59 60 61 62 .63 64 | 65 | 66 | 67 | 68 | 69 | 70 | 71 | 72 75 76 77

БЮг ' 47.4 48.8 46.5 50.9 52.7 68.8 69.3 68.9 72.4 73.8 50.1 50.4 54.5 61.1 73.3 72.7 70.6 61.8 45.8 54.9

ТЮ2 1.4 2.2 2.2 3.2 1.4 0.5 0.6 0.4 0.3 0.2 1.8 1.2 1.1 0.8 ■ 0.3 0.5 0.5 1.1 1.9 1.4

А1гО, 17.0 17.4 17.3 14.6 18.1 13.7 15,2 14.9 13.5 10.4 15.8 15.4 18.1 16.4 12.6 14.5 14.3 15.4 16.5 17.7

Ре20, 2.6 4.8 6.3 5.8 2.2 3.1 1.7 2.4 2.1 3.5 4.7 5.1 3.9 2.0 2.1 2.1 2.1 4.3 3.4 2.5

РеО 5.2 6.3 4.8 5.3 5.7 1.8 1.6 1.7 1.0 1.1 5.0 3.7 2.7 2.9 0.7 0.3 0.1 2.0 6.6 4.5

МпО 0.1 0.3 0.2 0.2 0.1 0.3 0.1 0.1 0.0 0.1 0.2 0.2 0.1 0.1 - - - 0.1 0.3 0.2

МЯ0 5.2 5.6 3.9 4.8 5.5- 0.8 0.4 0.6 0.6 0.3 5.9 5.1 3.8 1.5 0.8 0.2 0.5 2.7 6.9 4.0

СаО 12.7 7.8 7.7 7.4 5.5 1.7 1.3 1.8 0.3 1.0 9.0 7.8 5.1 4.8 0.-9 0.4 1.4 1.8 8.1 6.1

№20 3.0 3.5 4.8 3.9 3.7 5.3 6.3 5.8 5.5 4.2 3.3 5.3 4.7 5.2 5.4 7.7 6.0 5.4 2.9 4.5

К,О . 0.2 0.5 0.9 0.8 0.9 4.4 2.5 2.7 3.5 3.8 0.7 1.2 1.9 0.9 2.3 ' 0.1 3.9 1.9 0.9 1.3

Р,Ъ5 0.2 0.3 0.3 0.6 0.3 0.1 0.1 0.0 0.0 - 0.4 0.6 0.3 0.3 0.1 0.8 00 0.2 0.2 0.3

плп 5.0 2.5 4.5 2.4 4.0 0.7 0.9 0.7 0 7 1.6 3 1 3.0 3.8 3.0 1.5 0.7 06 3.3 6.6 2.5

Ьа 11.2 15.2 16.0 19.5 15.0 44.0 18.7 19.4 52.4 21.4 24.5 15.0 11.5 34.0 . 32.0 45.0 4.0 8.8 17.0

Се • 45 42" 50 77 81 78 45 121 36 46 48 57 42 40 81 42 12 33

Бт 3.5 5.3 6.4 5.1 • 8.4 5.9 6.7 7.9 6.6 16.8 4.9 7.6 5.3 6.8 6.9 5.3 8.8 6.9 4.6 4.6

Ей 2 3 2 2 4 3 3 3 5 2 2 1 3 -> 2 1 2 3 2

УЬ 3.5 - 4.6 . 2.4 . , . . . 3.1 3.9 2.1 . 1.8 3.3 35 1.8 - 3.3

Ьи - _ . _ . _ - - - - 0.7 0.5

ЯЬ 10 18 19 83 47 55 107 10 8 - 34 131 95 1 10 107 38 35

5г 158 243 277 405 221 82 154 139 48 - 594 736 - 685 219 80 440 91 243 338

2г _ 172 173 185 609 472 536 594 683 135 • 179 140 170 347 244 140 370 - 138

ИГ _ _ _ _ _ - - - 1.5 10.0

Та - _ - - - - - - - - - - 2.2

ТЬ у 4 - 4 и 9 9 9 14 4 4 - 3 4 6 - 4 - 5

Бс 30 34 35 38 39 10 10 7 6 9 34 30 30 24 7 8 14 7 29 23

Со 16 12 32 18 2 14 8 7 и 9 31 48 7 5 4 7 25 27 19

N1 153 120 •41 11 - 4 58 28 40 25 48 68 . 130 '32 19 20 15 16 42 69

Сг 142 159 112 149 - 67 69 107 108 82 43 61 105 1 43 7 5 22 12 53 110

Си 54 73 37 86 - 42 50 39 43 21 ' 21 38 87 38 11 8 30 6 34 43

Ъа 164 108 106 _ 48 48 126 50 62 147 100 118 105 - 37 22 60 42 87 71

РЬ' _ _ ; _ . _ _ - - - - -

№гО+КгО 3.2 4.0 5.7 4.7 4.6 9.7 8 8 8.5 9.0 8.0 4.0 6.5 6.6 6.1 7.7 7.8 9.9 7.3 3.8 5.8

0.3 0.5 0.7 0.6 0.8 5.7 6.8 4.7 30.0 8.0 0.4 0.8 1.3 1.3 8.6 19.5 7.1 4.1 0.5 1.0

-С*

Продолжение 1аблицы >'» 2

КНАЗИРИФТОГЕ1ШЫЙ РЯД ФОРМАЦИЙ

Элемент начальная (нерв л я) стадия коллизии

78 79 80 81 82 83 | 84 1 85 1 86 1 87 | 88 1 89 | 90 | 91 92 93 94 95 96

БЮа 69.9 67.9 74.1 50.8 48.3 49.7 47.3 51.1 59.3 61.4 47.9 50.4 49 0 59.5 67.8 72.8 71.8 42.6 46.6

ТЮ2 0.5 0.5 0.3 1.9' . 1 6 20 2.1 2.1 1.2 1.0 1.9 2.0 1.6 1.2 06 0.4 0.5 3.5 1.8

АШ, 16.0 15.5 13.0 16.6 17.7 16.0 16.5 166 16.7 16.1 16.5 16.8 16.9 16 8 15.5 12.9 13.7 13.1 (6 5

Рс2 О, 1.1 1.0 1.1 52 6.6 6.3 7.7 3.6 2.6 2.5 4.1 7.5 5.0 2.7 2.6 2.1 2.5 9.4 5 7.

ГеО 1.3 2.4 0.9 5.6 2.8 3.7 3.2 5.3 3.1 2.6 5 1 3.4 4.0 3.1 1.1 0.9 0.4 9.1 6.1

МпО 0.1 0.1 _ 02 0.2 0.3 0.2 0.3 0.1 0.1 0.2 0.2 0.2 0.1 0.1 - - 03 0.1

МцО 0.8 1.1 0.8 5.1 5.9 5.4 5.1 5.1 2.6 2.1 6.5 5.1 6.3 2.6 1.0 0.4 0.5 6.6 63

СаО 06 1.5 1.1 7.9 9.4 8.1 9.7 6.7 6.3 5.7 8.7 6.9 9.2 6.3 1.3 0.5 0.8 9.6 л.з

Ыа20 3.1 5.2 2.5 3.6 3.1 4.2 4.1 5.5 4.2 4.1 4.1 3.6 3.6 4.1 5.1 4.8 5.9 2.4 2.9

к2о 3.2 1.2 2.0 1.1 0.8 0.7 0.5 ■ 0.6 0.8 • 0.8 0.7 0.9 0.6 0.6 3.2 4.2 2.5 1.1 0.6

Р20, 0.1 0.2 0.1 0.3 0.3 0.3 0.3 0.3 0.5 0.4 0.2 0.3 04 0.4 0.2 0.1 0.1 0.2 0.2

ппп 3.4 3.2 3.2 1.6 3.3 3.3 3.3 2.8 2.6 3.2 4.2 2.9 3.2 2.6 1.5 0.9 1.3 2.1 1.9 •

44.0 34.0 32.0 14.4 24.9 20.4 20.8 12.9 16.0 25.0 13.0 11.0 18.0 16.0 38.0 25.0 34.0 ¡4.0 16.0

Се 55 42 40 33 60 33 12 49 20 54 14 18 39 20 53 54 57 40 42

Бт 5.6 6.9 5.3 5.9 5.7 6.0 10.6 5.9 7.9 5.5 5.0 4.5 4.8 7.9 7.0 5.5 7.1 3.5 3.6

Ей 2 2 2 3 2 4 3 3 2 2 3 2 1 2 2 2 1 3 '2

УЬ - 1.8 3.3 . - . . 2.5 1.9 3.4 1.9 • 4.1 2.0 46 3.4 2.9 - 3.6

Ьи . 0.4 0.4 - - . - - 0.8 - ' - - - - - - -

!*ь 107 131 95 328 10 10 - 10 37 135 14 II . 37 53 135 40 36 24

Бг 91 219 80 145 1 581 366 1 241 329 510 66 447 349 725 510 312 66 61 205 355

гг 370 347 244 - 163 149 130 147 - 476 137 135 163 - 420 476 430 84 124

нг 14.5 11.5 8.5 - - - . - 7.5 4.7 13.7 5.2 13.2 10.5 - -

Та 3.0 1.4 1.2 - - - - . - - - 1.5 - - - -

ТЬ 6 4 6 6 6 - 3 10 4 - 6 3 5 10 10 5 3

и . 6 6 _ - . - - . . 2 1 2 3 3 3 3 11 3

Бс 7 7 ■8 44 36 43 39 40 46 6 37 33 33 41 6 6 6 7 55

Со 3 5 4 20 35 28 29 30 14 6 36 24 28 14 6 6 8 16 24

N1 16 19 20 75 125 68 73 47 54 17 47 70 82 54 14 17 18 68 73

Сг ■ 12 7 5 134 169 96 81 52 14 119 82 87 - - 26 14 10 75- 93

Си 6 11 8 16 • 35 20 24 16 28 9 34 40 62 2Я 18 9 7 64 34

г-л 42 37 22 60 ■87 131 66 83 89 18 92 80 79 89 24 18 22 96 47

РЬ - - - - - - - - - - - • - - - • - 46 41

Ка,0+К20 6.3 6.4 4.5 4.7 3.9 4.9 4.6 6.1 5.0 4.9 4.8 4.5 4.2 4.7 8.3 9.0 8.4 3.5 3.5

10.5 4.3 4.1 0 6 0.4 0.6 0.5 0.9 0 8 0.9 Об 0.7 0.5 0.7 6.4 18.0 10.5 0 4 0.3

Продолжение таблицы № 2

К В А 3 M Р И Ф 'Г О Г Е H H Ы И РЯД Ф О Р M A U И Й

Элемент начальная (первая) сталия К О Л Л И 3 н и

97 1 98 1 99 1 100 1 101 1 102 . 103 1 104 1 105 1 106 1 107 1 108 I 109 1 ПО

SiOj 47.5 54.0 72.9 70.0 65.4 55.3 59.6 65.1 61 4 • 64.6 66.8 68.6 64.8 71.6

TÍO, 1.8 1.2 04 0.5 0.4 1.8 1.6 1.1 1.3 1.0 0.8 0.7 1.0 0.6

А1,0, 16.1 17.4 13.3 14.9 16.0 15.1 15.5 15.5 15.5 15.4 15.0 14.5 14.2 14.5

Fe20, 4.3 3.8 1.0 1.2 2.1 4.1 2.6 1.2 2.7 2.3 1.9 2.0 1.8 0.7

FeO 6,2 4.5 1.2 1.3 2.0 3.7 2.7 1.6 2.7 2.1 2.3 1.3 3.1 0.5

MnO 0.2 0.1 - - 0.1 0.1 0.1 - 0.1 0.1 0.2 0.1 0.1 0.1

MgO 6.9 4.3 0.5 0.9 2.8 4.0 3.0 1.5 2.3 1.6 1.2 0.5 1.2 0.3

CaO 10.5 7.3 1.5 0.8 4.2 ' 6.2 5.7 3.1 40 2.9 1.4 1.2 ■ 4.0 2.3

Na>0 3.1 3.5 4.4 5.7 4.2 7.2 6.8 8.5 5.7 5.7 6.1 5.4 7.0 6.9

K2o 0.8 2.2 3.7 3.1 1.7 0.4 0.3 0.2 1.8 2.3 2.4 4.0 0.6 0.7

P203 0.3 0.3 0.1 0.1 0.1 0.4 0.4 0.3 0.4 0.2 0.2 0.1 0.5 0.4

nnn 2.3 1.4 1.0 1.5 1.0 0.5 1.7 1.9 2 1 1.8 1 7 16 1.7 1.4

La 12.0 15.0 28.0 37.0 19.0 10.0 25.0 11.0 31.0 53.0 31.0 19.0 23.0 32.0

Ce 29 27' 59 56 37 41 55 75 44 21 55 62 52 92

Sm 30 6.0 7.0 7.0 4.0 2.0 7.0 4.0 6.0 10.0 8.0 3.0 7.4 13.0

Eu 2 2 2 8 2 ■ 1 3 2 4 4 3 2 4 4

Yb 3.9 . 4.0 4.0 . 5.0 2.0 . . 3.0 2.0 3.0 6.0

Lu . . 0.3' . 0.3 . 0.4 - 0.4 - - 0.6 0.3 0.6 0.7

Rb 39 66 78 79 74 39 31 39 31 29 48 101 - -

Sr 300 533 135 98 312 241 341 243 251 224 212 146 - -

Zr 104 148 360 372 203 173 3Ö7 392 - - - - - -

Hf . 11.0 14.0 4.0 . - 14.0 7.0 16.0 10.0 - -

Ta - - - 4.0 - - - - - - -

Th 6 10 4 8 5 3 7 2 8 7 •6 9 8

U 3 5 6 8 - 1 10 - - - - •

Sc 61 44 10 8 10 36 25 14 18 14 13 14 8 11

Co 19 8 4 2 7 15 7 12 7 4 12 6 3 '4

Ni 73 46 22 33 40 59 30 36 31 18 10 46 57 II

Cr 105 184 54 40 83 114 68 59 12 9 3 70 124 90

Cu 34 204 9 12 21 42 23 9 9 8 3 13 35 5

Zn 38 51 ■ 42 23 43 47 37 29 79 92 114 40 51 21

Pb 43 55 23 32 24 30 26 58 67 86 38 18 24 18

Na20+K20 3.9 5.7 8.1 8.8 5.9 7.6 7.1 8.7 7.5 8.0 8.5 9.4 • 7.6 7.6

• Na,0+K,0 j\ CaO 0.4 0.8 5.4 11.0 1.4 1.2 1.2 2.8 1.9* 2.8 6.1 7.8 1.9 3.3

ОРОГЕННЫЙ Р.Ф. 1 КПАЗНРИФТОГЕННЫЙ РЯП ФОРМАЦИЙ

Элемент главная (вторая) заключительная (третья) стадия

111 | 112 113 114 115 | 116 | 117 | 118 | 119 | 120 | 121

БЮ2 ТЮ2 Л120, Ре,0, ИеО МпО МйО СаО Ка20 К20 Р20, ппп

Ьа

Се

Бт

Ей

УЬ-

Ьи

Бг гг

Та ТЬ

Бс Со N1 Сг Си Ъп РЬ

65.8 0.4 17.1 1.1

2.7 0.1

1.8 4.4 4.0 1.9 0.1 0.5

10.0 55 2.0 2 1.0

59 1 394

6.0 0.6 5

№20+К20 №,0+К,Р ■ СаО

5.9 1.3 ■

72.1 59.9 60.1 74.5 48.7 46.9 46.6 51.4 48.6 48.2

0.4 0.4 0.5 1.5 1.7 2.0 1.8 1.8 1.6

16.0 17.7 15.8 14.4 17.4 17.7 16.7 17.2 17.1 16.4

0.9 3.6 3.2 0.3 2.3 2.6 4.0 4.3 5.7 4.6

1.3' 1.5 2.0 0.9 7.4 7.6 6.9 5.5 5.1 6.5

_ _ . 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2

0.5 1.5 3.5 0.2 6.2 7.4 6.8 4.9 5.6 6.5

1.6 5.7 3.8 ' 0.2 7.7 7.2 9.5 7.9 6.0 10.1

3.7 6.5 5.6 4.5 3.9 3.0 3.0 3.8 4.5 3.0

2.9 1.7 4.0 4.6 0.7 1.6 0.4 0.8 1.0 0.5

0.1 0.1 0.3 . 0.3 0.3 0.3 0.4 0.4 0.2

0.5 1.3 1.2 0.4 3.7 4.1 3.6 1.8 4.3 2.2

10.0 33.0 72.0' 3.0 7.0 8.0 7.0 12.0 10.0 7.0

33 45 121 . 41 29 25 33 25 37 22

2.0 5.0 8.0 3.0 5.0 6.0 . 5.0 5.0 6.0 5.0

1 3 6 2 2 2 3 1 2 1

1.0 1.0 2.0 1.0 1.0 2.0 2.0 2.0 3.0 1.0

75 I 60 115 . - - . - -

693 537 1 021 69 506 338 468' 461 347 380

223 308 87 136 . 151 137 127 130 122

5.0 - - - - - - - * -

0.8 - • - - - - - * *

7 - 35 11 • - ■ ■ ;

6 9 11 2 29 25 36 31 38 40

5 10 15 2 39 44 43 27 33 36

44 61 33 106 145 180 93 90 62

6 . 125 138 195 146 158 172

51 42 24 56 65 44 55 40 68

- 57 48 22 85 72 73 87 111 87

6.6 ' 8.2 9.6 9.1 4.6 4.6 3.4 4.6 5.5 3.5

4.1 1.4 2.5 45.5 0.6 0.6 ' 0.4 0.6 0.9 0.3

П [) и ¡и с ч а н н е ( к т я б л . ЛЬ 2 )

Вулкано-интпузппнми означивания позднего Апана

Вулканогенные фации (1-5): 1 - базальт натриевый, 2 - базальт калиево-натриевый, 3 - андезито-базальт, 4 - железистый андезит (дайка, Погорельский массив), 5 - мегаплагиограшгг (дайка, Нижегородсю.ш массив).

Интрузивные фации (6-18, Погорельский массив - 6+10, Красттский массив - 12+14, Мусогатстш массив - 15+17): 6 - габбро меланократовое, 7 - габбро метасоматически измененное, 8 - габбро, 9 - диорит, 10 - субщелочной диорит, 11 - кварцевый монцодиорит, 12 - диорит, 13 - кварцевый диорит, 14 - гранодиорит, 15 - диорит, 16 - кварцевый диорнт, 17 - гранодиорит, 18 - адамеллит (Иссиргужинский массив).

Вулкаио-интрузнвные образования фамепа

Вулканогенные фации (19-30, блоки ксенолитов в Верхнеуральском массиве - 25+27, переотложенные породы - 28+30): 19 - трахибазальт, 20 - высо-глиноземистый трахибазальт, 21 - натриевый трахибазальт, 22 - калиевый трахибазальт, 23 - трахиандёзит, 24 - трахит, 25 - трахибазальт, 26 - трахит, 27 -' трахидацит, 28 - трахи базальт, 29 - трахиандёзит, 30 - трахидацит.

Субвулканнческ-не дайки (31-35, район Ащебутакского массива - 31+33, район Мусогатского массива - 34+35): 31 - трахиандёзит, 32 - трахидацит, 33 - трахи-риодацит, 34 - трахиандёзит, 35 -плапкжлазовый порфирит.

Итрузивные фации (36-56, Верхнеуралъааш массив - 36+44, 48+49; Замато-хинсют массив - 45+47, Западно-Иссиргуэ/синская интрузия — 50+52, Ащебутакский массив - 53+55, Дуненский массив - 56+57): 36 - габбро субгцелочное, 37 - лейко-габбро, 38 - габбро-монцошгг, 39 - монцонит, 40 - кварцевый монцошгг, 41 -порфировидшлй кварцевый монцонит, 42 - сиенит, 43- микрограносиенит, 44 -микрогранит, 45 - гранодиорит, 46 - мелкозернистый гранит, 47 - гранодиорит-порфир, 48 - кварцевый монцодиорит, 49 -'диоритовый порфирит, 50 - монцодиорит, 51 - кварцевый монцодиорит, 52 - гранодиорит-порфир, 53 - гранодиорит, 54 - адамеллит-порфир, 55 - гранит, 56 - гранодиорит, 57 - адамеллит.

Вулкано-питпУзивные образования паннекаменноугольиого времени

Вулканогенные фацмн (58-75, березосская свита: Ершовско-Четнаят массив - 58+67, грязнутинский комплекс - 68+75, позднеберезовский комплекс - 76+80, греховская септа: кизчяо-магнитогорский комплекс - 81-37, уральский комплекс -88+94): 58 - базальт толеитовый, 59 - долерит, 60 - базальт субщелочной, 61 - базальт щелочной, 62 - андезитобазальт, 63 - трахидацит, 64 - трахириодацит, 65 - риолит черный.66 - риодит сиреневый, 67 - риолит сферодитовый, 68 -■ базачьт, 69 - долерит,70 - андезитобазальт, 71 - дацит, 72 - риолит натриевый, 73 - риолит низкощелочной, 74 - риолит, 75 - риодацоит, 76 - базальт, 77 - диабаз, 78 - риодацит, 79 - риодацит натриевый, 80 - риолит низкощелочной, 81 - базальт толеитовый, 82 - толеит, 83 - базальт субщелочной, 84 - Долерит, 85 - долерит субщелочной, 86 - андезит, 87 - дацит, 88 - базальт, 89 - миндалекаменный базальт, 90 - диабаз, 91 - андезит, 92 - трахиандёзит, 93 - трахириолит калиевый, 94-- трахириолит натриевый.

Интрузивные фации (95-110, куйбасский комплекс - 95+98, инъекционные граниты - 99+101, автохтонные гранитоиды: дпорнт-п.пагиосиенитовая ассо-

циация - ¡02+104, мопцонпт-граносиетиноиая ассоциащш - 105+108, плагиак-лалип-ппагногратипная ассоциация - 109+110): 95 - габбро оливиновое. 96 -габбро пироксеновое. 97 - шлировый габбродиабаз, 98 - пегматоидный габбро-диорит,

99 - лейкогранит, 100 - субщелочной гранит, 101 - гранодиорит, 202 - субщелочной диорит, 103 - субщелочной кварцевый диорит, 104 - граносиенит, 105 -кварцсодержащий монцоиит, 106 - кварцевый моицонит, 107 - кварцевый сиенит,

108 - граносиенит, 109 - кварцсодержащий плагиоклазит, 110 - плагиограштг.

Батолитовые гпанптоиды иозднскамешклтольного времени

Ахушжо-Карапшскнн массив (111-112): 111 - гранодиорит, 112 -гранит.

Малые интрузивы и ланки позднего палеозой

Балбукскин комплекс (113-115): 113 - диоритовый порфирит, 114 - сие-нито-диоритовый порфирит, 115 - гранит-порфир.

Протероиаз-дпабазовая ассоциация пород (116-121): 116 - Худолазов-ский дайковый комплекс, 117 - Гаделышшскш комплекс, 118 - Башневский комплекс, 119 - Разбор!гинский комплекс, 120 - Богдановский комплекс, 121 -Ждановский комплекс.

мических элементов несколько ниже, чем в раннекаменноугольных породах основного состава, а роль литофильных элементов в тех и других примерно сопоставима.

Гранит-порфиры, составляющие главный объем кислых пород заключительного этапа коллизии, сходны с кислыми раннекаменноугольны-ми квазирифтогенными породами. Однако, ассоциирующие с ними кварцевые сиенит-порфириты, сиешгт-диорит-порфиры и диорит-порфириты особенно обогащены редкоземельными элементами и стронцием.

В заключение отметим, что в процессе формирования Уральской складчатой структуры при коллизии Восточно-Европейского и Казахстан-ско-Киргизского континентов в позднем палеозое проявилось направленное и закономерное изменение состава магматических продуктов. Эти направленность и закономерность имели сложный характер и связаны с меняющейся тектонической обстановкой в локальных частях столкнувшихся континентов на фоне эволюции региона при общем сжатии.

III. МЕТАЛЛОГЕНИЯ КОЛЛИЗИОННОГО ЭТАПА

Эндогенные полезные ископаемые, сформировавшиеся в эпоху коллизии в Магнитогорском мегасинклинории, разнообразны. Наибольшую известность получила железорудная серия формаций, в частности, скарново-магнетитовая формация Магнитогорского месторождения. Кроме нее к железорудной серии относится титаномагнетитовая формация,

которая на исследуемой территории представлена рудопроявленнямн н небольшими месторождениями. Формирование железорудных формаций тесно связано с вулкано-интрузпвным процессом раннскаменноугольного времени и, в основном, происходило в грабенах и их обрамлениях. В каменноугольное время в них также происходило образование марганцевых руд. принадлежащих вулкано-осадочной кремнисто-карбонатной формации. В свою очередь, с самостоятельными интрузивными комплексами каменноугольного возраста, формировавшимися в обстановке стабилизированных блоков земной коры, тесно связано сульфидное медно-никс-левое оруденение. Примером служит худола зовский интрузивный комплекс. в связи с которым выявлено двадцать восемь мелких месторождений и проявлений медно-никелевых руд.

• С наиболее ранним, в основном, фаменским, вулканизмом и интрузивным магматизмом коллизионной эпохи связаны месторождения молибден-медно-порфирового типа. Примером служит Всрхнеуральский массив фамен-раннелурнейского возраста.

На заключительном этапе коллизионного процесса в позднем карбоне-перми-триасе формировались месторождения золото-кварцевой и шеелит-золото-кварцевой формаций. Последние связаны с гранитными батолитами. Золото-кварцевые месторождения обнаруживают тесную связь с диабаз-протеробазовой лайковой и сиенит-диорит-гранит-порфировой малоинтрузивной формациями.

III.1. Месторождения скарново-магнетитовон формации

Скарново-магнетитовые месторождения давно разрабатываются на Урале. К ним относится крупное Магнитогорское месторождение, приуроченное к восточному крылу одноименного мегасинклинория. Позднее были открыты и стали разрабатываться крупнейшие - Качканарское, Соколовское. Сарбайское и другие - скарново-магнетитовые месторождения, приуроченные к Валерьяновской зоне Южного Зауралья (Полтавец. 1991). В других струкгурно-формационных зонах Южного Урала известны Клю-чевское. Теренгьевско-Сардыкское. Николаевское. Карталы-Аятское. Са-рыобинское и другие перспективные рудопроявления этого типа. Нами изучено Магнитогорское рудное поле и основные его месторождения.

Магнитогорское рудное поле приурочено к ранневизейскому пал с о вул ка I ш ч с с ко \ IV поднятию, в центре и на северо-востоке которого развиты глубокоэродированные вулкано-купольные сооружения. На поверхность выходят преимущественно позднедевонские и раннекаменно-угольные вулканогенно-осадочные и осадочные породы фундамента этих сооружений. Здесь же развиты корневые тела визейского вулканизма и комагматичные им гранитоиды и габброиды.

III.1.1. Месторождении Машиюгорского рудного поди

В пределах Магнитогорского рудного поля известно несколько склрново-магнститовых месторождении и рудопроявлений. которые по форме залежей подразделяются на два типа. Одни из них имеют пологую плистообразную форму и согласно залегают среди карбонатных и оса-дочно-вулканогенных пород, падающих под углом 10-30°. Главным представителем этого типа является Магнитогорское месторождение и ряд более мелких месторождений - Димитровскос. Южное, а также рудопрояв-ления Башик и Придорожное.

Второй тип характеризуется крутопадающими (<70-89°) линю-, жило- и столбообразными рудными телами, приуроченными к зонам разрывных нарушений. К этому типу относятся месторождения Малый Куй' бас и Подотвальное.

Магнитогорское месторождение - это Западная и Восточная залежи, которые к настоящем)' времени полностью отработаны. Эти залежи располагались в карбонатных породах свиты горы Магнитной, которая подстилается туфами и туфолавами трахиандезитов, а также туфопесча-никами и туфоконгломератами шумилинской свиты. Стратиграфически ниже развиты вулканиты аблязовской и новоивановской толщ, которые значительно вскрыты Главным и Дальним карьерами.

Непосредственно к северу от Магнитогорского месторождения развит однрименный габбро-гранитный массив, контакт которого в приповерхностной части пологий, а на глубине - крутопадающий. От массива во вмещающие породы отходят многочисленные согласные тела и секущие апофизы габброидов и гранитоддов. Карьером вскрыто и установлено, что западная залежь представляла собой единое тело, секущее напла-• стование пород под углом около 10°, а восточная залежь - систему сближенных субпараллельных тел, согласных с напластованием известняков.

Руды Магнитогорского месторождения, сложены сульфидсодержащи-ми магнетигами и продуктами их окисления и имеют преимущественно массивную или пятнистую, реже прожилюво-вкрапленную и полосчатую текстуры. В основном они мелкозернистые. Средне- и крупнозернистые руды образуют редкие прожилки в дайках и контактах гранитного массива. С магнети-товыми рудами связаны кобальтсодержащий пирит, гранат (гроссуляр-андра-дит), хлорит и кальцит, диопсид, леденбергит, петит, гематит, мушкетовит, халькопирит, везувиан, прениг. В виде акцессориев присутствуют галенит, висмутовые минералы, марказит, сидерит; мусковит, сфен, псиломелан, пирротин, борнит, валлернт. блеклые руды, арсенопирит. шпинель, флюорит, барит, волластониг, тремолит, андалузит, турмалин, ильванит. В окисленных рудах основной материал - мартиг и полумаргит. В основных рудах отмечаются высокие содержания кобальта, меди, свинца, мышьяк), марганца. 60 .

Месторождение Малый Куйбас приурочено к столбообразном) ксенолиту вулканитов в краевой северо-восточной части Куйбасовского габбро-гранитного массива. Здесь множество небольших гнездовндных, линзовидных и столбообразных рудных тел. мощностью - от 2 до 50 м. Падение их крутое (40-90°) на запад и юго-запад. Центральные части этих рудных тел. в основном, сложены массивным магнетитом с примесью пироксена. амфибола, хлорита и сульфидов. В краевых частях тел преобладают полосчатые, пятнистые, брекчиевидные и прожилковыс руды. По минеральному составу на месторождении различаются три типа руд: маг-нстптовые. сульфидно-магнетитовые. а также мартнтовые и полумартнто-вые. Главными рудными минералами являются магнетит (около УО %) и неравномерно распределённые пирит и пирротин. Из нерудных минералов развиты гранат, апатит, кальцит, хлорит. Встречаются также скаполит, биотит, альбит, калишпат, титаномагнетнт, ильменит, халькопирит, сфалерит. марказит, мельниковит. халькозин, ковеллин, гематит, мушкетовит.

Как видно, рассмотренные месторождения различаются между собой не только морфологией рудных тел, но и составом руд. В Мало-Куйбасовском месторождении в составе магнетитовых руд присутствуют значительные количества пентландитсодержащего пирротина и титано-магнетита. а в рудах Магнитогорского месторождения таковые проявлены весьма незначительно. Кроме того, руды этих месторождений отличаются по химическому составу, по вариациям содержания кобальта, серы, фосфора. ванадия, титана, меди, цинка и свинца.

Магнетитовые руды всех месторождений тесно связаны со скарнами и другими высокотемпературными метасоматитами. Магнетит образуется после граната и часто включает его. В парагенезисе с магнетитом обычно присутствуют актинолит и хлорит. Изучением состава газово-жидких включений и термометрией установлено, что железо мигрировало в форме РеС13 и. с помощью раствора №С1. По данным декрипитации формирование магнетитовых руд происходило в интервале температур. 750-400°С (Юсупов, 1992ф).

Видимо, образование магнетитовых руд началось в заключительную стадию процесса скарнировання, а их основная масса образовалась на стадии высокотемпературной пропилитизации. В пропилитах отмечается рассеянная магнетитовая минерализация, образующая ореолы вокруг рудных тел.

Одни исследователи (Ферштатер. 1966: Овчинников и др., 1972: Баклаев, 1973) полагают, что месторождения Магнитогорского рудного поля имеют контактово-метасоматическую природу, другие (Белевцев и др.. 1981) - вулканогенно-осадочную. Однако, тому и другому представлениям противоречат следующие факты.

1. Рудные залежи-не имеют строго выраженного контроля контактами гранитондных тел. Руды приурочены к осадочным (Магнитогорское месторождение), вулканогенным (Малый Куйбас, северная часть Днмит-ровского) или осадочно-вулканогенным (Придорожное, Подотвальнос) породам и размещаются гак вдали, так и внутри гранитных тел. В последних встречаются ксенолиты и прожилки магнетитовых руд.

2. Возрастной диапазон рудовмещающих толщ варьирует от позднего франа до позднефамен-ранневнзейского времени. Наиболее крупная залежь Магнитогорского месторождения размещается в позднсфамсн-позднстурнейскнх известняках, в процессе отложения которых вулканическая деятельность в рудном поле не проявлялась.

3. Отсутствует систематическая связь рудных (магнетитовых) тел со скарнами, и нередко в рудных телах магнетит ассоцииру ет с хлоритом. Вместе с тем, и скарны, и магнетитовое орудсненис тесно связаны с крупным палсостратовулканом. Все месторождения и рудопроявления Магнитогорского рудного поля размещаются в прнжерловой части вулканического сооружения и контролируются кольцевыми разломами. Эта прижерло-вая часть на протяжении всего периода жизни вулкана являлась аномальной по температурному режиму и тектонической напряженности. Она подвергалась деструкции и отличалась повышенной циркуляцией интра-теллурического газо-флюидного потока, высокотемпературная фаза которого, по-видимому, была энергетической базой, генерировавшей палин-генный гранитный расплав и развитие гранитизированных пород, нормативно близких граносиенитам, сиенитам, диоритам и габбродиоритам. Исследовашш показывают, что формирование метасоматических образований рудного поля происходило по базальтам. Выщелачивание, мобилизация и перенос мафических компонентов осуществлялись газовой, рас-плавно-солевой и водно-солевой фазами. Анализ включений (Юсупов, 1992ф) доказывает серно-хлорно- кислотный характер выщелачивания. В железной расплавно-солевой и гидротермальной фазах выносились водно-растворимые соли и гйдратированные соединения К, N3. Са. М§. Ее, А1, С1, 5, СО;, 7л\, РЬ, Си, которые обнаруживаются в виде включений в большинстве метасоматических минералов. По-видимому, эти основные и сопутствующие им химические элементы в процессе своего накопления не только структурировались в молею,лярные ансамбли, но и сепарировались (ликвировались) на две поликомпонентные жидкие фазы. Одна из них обладает высокими содержаниями кремнезёма, глинозёма и железа и, разлагая известняки, поглощала большое количество кальция и кристаллизовалась в виде андрадитовых, пироксен-гранатовых скарнов и других мегасоматитов. Вторая фаза - железоокисно-сульфидная, являясь более подвижной и низкоплавкой, кристаллизовалась с некоторым отставанием относительно соликвата, образуя сульфидно-магнститовые тела.

Метасоматиты и рудные тела размещаются в зонах разрывных нарушений разного характера и залегания. Это и крутопадающне разрывы север-северо-восточного и субширотного простираний, и- пологие плоскости отслоения, возникшие в условиях сжатия. При этом, наиболее крупные залежи магнетитовых руд и скарнов контролируются плоскостями отслоения, а на пересечении крутопадающих и субгоризонтальных нарушений часто образуются раздувы залежей. Нередко пологолежащис рудные залежи образуют единые тела- с вертикальными жилами, по-видимому, выполняющие рудоподводящие каналы. Хлорит-магнетитовые образования с различным соотношением в них хлорита и магнетита накладываются в равной мере на вулканиты, гранитизированные породы и на граниты в виде субвертикальных тонкопрожилковых зон. На месторождении М.Куйбас рудные тела образуют крутопадающие линзообразные залежи в гранитизированных трахиандезиговых порфпритах, а на Магнитогорском месторождении - пластообразные залежи в слабо мраморизированных щвестняках. С лежачего бока эти последние залежи сопровождаются апофизами, рассекающими известняки, нередко совместно с дайками основного состава. При этом дайки частично замещаются апофизами. Маг-нетитовые руды тесно связаны со скарнами, формирование которых, по-видимому, несколько опережало образование магнетитовых руд. Известно наличие скарнов и магнетитовых руд в качестве ксенолитов в палинген-ных гранитах и одновременно развитие их по гранитизированным породам. Но в основном магнетит-хлоритовые жилы секут палингенные граниты (Серавкин, Косарев, Знаменский, Салихов, 1994).

Все эти соотношения скарнов и магнетитовых руд с палингенны-ми гранитами и гранитизированными породами свидетельствуют о длительном, практически синхронном развитии процессов рудо- и скарнооб-разования и формирования гранитоидных массивов в Магнитогорском рудном поле. По-видимому, они генетически связаны общностью генерационного газо-флюидного потока.

. Вообще складывается впечатление, что это был единый процесс, который в прогрессивную стадию привел к гранитизации базальтового субстрата и обогащению газо-флюидного потока фемическими 'компонентами.. В последующую регрессивную, стадию этот доток мстасоматически преобразует боковые породы. Взаимодействуя с: литологичерки (химически) компетентным разрезом, он сбрасывает фемйческие компоненты и базифицирует окружающие породы и приводит к образованию скарнов и других метасоматитов, обогащенных железом, магнием, кальцием, а в отдельных частях - хлорит-магнетитовых рудных тел. Не случайно продукты гранитизации и базификации обнаруживают определенную общность минералов. Гранитоиды содержат значительное количество магнетита и пирита и в резко подчинённом количестве присутствуют пирротин, халькопирит, сфалерит. Эти минералы обособлены как в виде син-генетичных включений (многофазных расплавных включений) в главных

породообразующие минералах, так и в виде широко развитых отдельных зёрен и их агрегатов в.интерстициях тех же породообразующих минера-, лов. Они также устанавливаются в ядрах кристаллов гранатов, апатитов и магнетитов скарново-рудных зон. Во включениях широко развиты пирит, халькопирит, пирротин и редко - сфалерит. Последний также редко встречается в магнетитовых рудах и сравнительно часто - в гранитоидах. В мраморизированных известняках, вмещающих рудные тела, широко развита микровкрапленность сфалерита, образованного здесь благодаря возгонке сульфидов.

III.2. Месторождения марганцевых руд

Среди рудных формаций коллизионной эпохи известны небольшие месторождения марганцевых руд. К ним относится, в частности, Зин-гейское месторождение, расположенное в пределах Моховой синклинали. Общий геологический разрез месторождений следующий (Сидоров, 1990ф). В основании - ранневизейские органогенные известняки, обычно темно-серые, мелкозернистые, участками окремнелые. Они сменяются вверх туфопесчаниками того же возраста мощностью до 20-22 м. Выше следуют окремнелые известняки раннего визе мощностью до 5 м. Затем размещается рудный подгоризонт, который сменяется органогенными обломочными известняками мощностью до 8 м. Выше следуют сидеритизи-рованные известняки до 7"м мощности. На сидеритизированные известняки налегают известняки органогенные окремненные ранневизейского возраста.

Рудный подгоризонт имеет сложное литологическое строение, мощность его около 20 м. Отмечается грубая ритмичность, проявившаяся в чередовании фаций кремнисто-карбонатных руд и органогенно-обломоч-ных известняков. Такая ритмичность отражает периодичность поступления рудных растворов. Прослои рудной фации неоднородны: они состоят из прослоев от 1 до 5 см карбонатов железа и марганца, струйчато-прлосчатых сульфидов и черных кремней. Периферийная зона рудного подгоризонта представлена окремнелыми известняками с несколько более мощными складчато-полосчатыми сульфидными прослоями, представленными пиритом, иногда обогащенные сфалеритом. Здесь же встречаются халькопирит и арсенопирит.

Центральная (основная) часть рудной зоны сложена, главным образом, такими минералами, как нанганокальци'т, манганоевдерит, родохрозит и его железо-цинковая разновидность. Есть вкрапленность и прожилки пирита и магнетита. Постоянно прису тствуют опал, халцедон, есть хлорит, серицит, биотит, полевой шпат, кальцит. Широко развит манга-ноапатит, присутствует барит. В рудах постоянно в повышенных количе-

стяах присутствуют никель 2-3x10'2, мышьяк 7хКГ3, кобальт ЗхЮ'3, медь 5х 10"2, барий до 0.1 % и фосфор до 0.8 %.

Кремнисто-карбонатно-марганцевые руды являются самоплавкими (коэффициент основности - 0.73). Содержание окиси марганца от 8 до 24 % (в среднем 10.03'%). В целом руды высокожелезистые и высокофосфористые.

Месторождение в целом относится к вулканогенно-осадочному тип}'. Формирование руд происходило в палеобассейне, куда поступали периодически вулканические эксгаляции, поставляющие кремнезем, марганец, железо, фосфор, барий, никель, кобальт, медь, мышьяк и др. компоненты.

111.3. Месторождения медно-никелевон формации

Медно-никелевое оруденение на Южном Урале известно в связи с небольшими (в несколько сот квадратных метров) раннекаменноугольны-ми интрузивами худолазовского комплекса. Выявлено около тридцати ру-допроявлений и мелких месторождений, связанных с интрузивами ультраосновного и габброидного состава, представляющих, соответственно, кусеевский и бускунско-западно-карасазовский типы (Салихов, Пшеничный, 1984).

Ш.3.1. Медно-ннкелевос оруденение кусеевского типа

Сульфидное оруденение кусеевского типа связано с интрузиями ультраосновного и существенно ультраосновного состава худолазовского комплекса и в рассеянном виде распределяется по всему объёму этих интрузий, а в более концентрированном виде - в придонных частях последних. Известны две морфологические разновидности сульфидных обособлений. Одна из них представлена относительно мелкими зёрнами (0.10.3 мм) или их агрегатами, выполняющими интерстиции главных породообразующих минералов, а другая характеризуется обособлениями изомет-ричных сростков относительно крупных зёрен сульфидов размером до 25 мм. Последняя разновидность обособлений сульфидов в основном образует ореол вокруг рудного тела, состоящий из интерстициальных сульфидов, и реже - вкрапленность вне рудных тел. Интерстиционные выделения сульфидов, кроме рудных тел, отмечаются в виде гнёздообразных скопленний на разных более высоких гипсометрических уровнях интрузивных тел.

Главными рудообразующими минералами являются пирротин, халькопирит, пирит, пентландпт. В подчиненном количестве присутствуют магнетит, титано-магнетит и ильменит. Редко встречаются сфалерит, галенит, кубанит, самородное золото и хромшпинелиды.

Содержание никеля в рудах составляет 0.3-0.7% , меди - 0.2. 0.6%, кобальта - 0.01-0.02%. Количество никеля в пентландите неус-

тойчивое, но всегда превышает количество железа. При этом железистые пентландиты ассоциируют с железистым пирротином. Никель и кобальт содержатся также в пирите. Максимум никеля в пирите отмечается на контактах с пирротином.

Ш.3.2. Медио-нпкелсьое оруденение бускунского типа

Наиболее яркое оруденение этого типа представлено месторождением Северный Бускун, которое связано с одноименным массивом габбро. По размерам и запасам руд это стратиформное месторождение превосходит другие месторождения региона. Основная масса сульфидов приурочена к низам интрузива, однако непосредственно в подошвенной зоне количество их невелико. Оруденение отмечается и в более высоких горизонтах массива, где контролируется линзами меланократовых высокооливиновых габбро и плагиоклазовых шрисгеймитов, в которых присутствует мелкая вкрапленность сульфидов.

В верхних горизонтах других габброидных интрузивов сульфиды контролируются габбро-пегматитами, в которых в незначительных количествах присутствуют пирит и халькопирит, а пирротин - редок.

В рудных телах сульфидная ассоциация в основном та же, что и в кусеевском типе оруденения. Дополнение составляют никелин, сфалерит, галенит, борнит, виоларит, хромшпинелид.

В пределах Северо-Бускунскош месторождения известны мета-соматические жилы и прожилки с сульфидной минерализацией, представ?-ленной пиритом, халькопиритом, частично пирротином и редко пентлан-дитом. Преобладают существенно пиритовые и халькопиритовые прожилки. Микротекслурно-сгруюурные особенности сульфидных агрегатов отличаются чрезвычайно большим разнообразием, характерным для сульфидной минерализации гидротермально-метасоматического происхождения.

В целом оруденения в стратиформных телах габброидов бускун-ского типа отличаются сравнительно высокими содержаниями никеля (0.3-1.29 %), меди (0.3-1.09 %) и кобальта (0.03-0.1 %).

К бускунскому типу оруденения относятся также Западно-Караса-зовская, Восточно:Бускунская и другие рудные залежи, приуроченные к одноименным массивам габбро. Западно-Карасазовская рудная залежь связана с массивом меланократовых высокооливиновых габбро, которые вверх по разрезу переходят в неравномерно-зернистые габбро-диабазы.

В северной части этого массива выявлены более богатые никелем сульфидные руды. Вмещающие их породы представлены линзами меланократовых оливиновых габбро и неравномернозернистых габбро-диабазов, которые аналогичны соответствующим породам Бускунского интрузива. Руды также сходны с бускунскими. Однако в Западно-Карасазовской залежи более широко развиты вкрапленные руды среди неравномерно' зернистых и шлировых габбро-диабазов.

В описываемых рудах нами установлены следующие рудные минералы: пирит, пирротин, пентландит, никелин, виоларит, халькопирит, сфалерит, магнетит, ильменит. Основные рудообразующие сульфиды -пирит, халькопирит, пирротин, пентландит.

Ильменит и магнетит наблюдаются в виде рассредоточенных сравнительно крупных вкрапленников (десятые доли миллиметра), образующих выделения типа скелетных кристаллов или метакристаллов. Пирит представлен двумя генерациями: ранний пирит близко одновременный с пирротином и поздний пирит, образующийся в результате гипоген-ной дисульфидизации пирротина. Для позднего пирита характерны петельчатые и прожилково-каркасные микротекстуры среди замещаемого им пирротина.

Пентландит и магнетит часто образуют своеобразные решетчато-паркетовидные взаимопрорастания. Даже в тех случаях, когда пентландит полностью находится в окружении сульфидов (преимущественно пирротина), петельки (решётки) магнетита не пересекают границ пентландита с этими сульфидами и полностью локализуются в зернистых агрегатах пентландита. Подобные образования в других типах минерализации не наблюдались.

Виоларит вместе с землисто-порошковатым (типа мельниковита) дисульфидом железа иногда образуют довольно крупные пластинчатые выделения в сростках с пирротином и халькопиритом.

В описываемых рудах, наряду с обычными для руд магматического происхождения текстурами, широко распространены (а нередко и преобладают) минеральные агрегаты, текстурно-структурные особенности которых более характерны для эпигенетичных руд гидротермально-мета-соматического происхождения. Встречаются также метаморфогенно-диа-генетические (регенерированные ?) халькопиритовые минеральные пара-гснезисы, указывающие на процесс галогенной дисульфидизации пирротина.

Несмотря на низкое содержание вкрапленных сульфидов в массе породы (единицы процентов), валовое содержание в них никеля достигает 0.58 %, меди - 0.31 %, кобальта - 0.02 %, а в крупных сульфидных обособлениях, соответственно, 1.94 %, 1.06 % и 0.11 %. Таким образом, это оруденение вызывает интерес в части дальнейших поисков более крупных промышленных объектов.

В валовых пробах сульфидных руд рассмотренных типов медно-пике левого оруденсшга всегда присутствует хром (от 0.0061 до 0.069 %), в основном связанный с хромшгашелцдами. Кроме того, хром устанавливается в гиде микропримесей в сульфидах рудопроявлений в дифференцированных габброидах. Содержание его в пирротине на порядок выше, чем в халькопирите, но максимальное содержание его отмечается в магнетите.

Известно, что в рудах худолазовского комплекса элементным анализом в валовой руде и в отдельных минералах устанавливаются золото, серебро и платиноиды.

В валовых пробах-максимальное количество золота составляет 0.07 г/т, чаще оно варьирует в интервале 0.1-0.2 г/т. В сульфидах рудных тел габброидных интрузивов золото распределяется неравномерно. Оно обнаружено в половине проанализированных зёрен пирротина с широким диапазоном количественных вариаций (0.094-0.515 %). Столь же широкие количественные вариации золота отмечаются в пенгландите (0.0940.515 %). Стабильный уровень содержаний (0.246-0.258 %) золота характерен для халькопирита. Максимальные количественные значения его установлены в магнетите (1.663 %).

Серебро в валовом составе рассматриваемых руд составляет от 1.7 до 6.6 г/т, а в среднем 3.2.г/т. В минералах количество серебра заметно колеблется: в халькопирите - до 0.018 %, в пирротине - до 0.089 %, в магнетите - до 0.232 %.

Элементы платиновой группы анализировались не полностью. Наиболее часто обнаруживается платина. Содержание её в валовой рудной пробе около 0.1 г/т. в сульфидах она устанавливается спорадически: в пирите от 0.054 до 0.444 %, в пенгландите - 0.394-0.488 %, в халькопирите

- 0.012 %. Высокое её содержание установлено в магнетите - до 0.232 %. Палладий установлен лишь в магнетите в количествах 0.043-0.480 %. Осмий и иридий локальным микрозондовым методом установлены в пирротине (0.43 % - иридия), в халькопирите (0.259 % - пирротина, 0.082 %

- осмия) и в магнетите (0.203 % - иридия, 0.247 % - осмия).

Минеральный состав медно-никелевых руд худолазовского комплекса вообще сопоставим с составом "руд крупнейших месторождений Норильско-Талнахской группы. Однако, в рудах Норильско-Талнахской группы содержания золота и серебра на порядок выше, чем в рудах Худолазовского комплекса.

П1.-3.3. О происхождении сульфидных медно-никелевых руд худолазовского интрузивного комплекса

Существует разное представление о природе сульфидных медно-никелевых руд, позволяющее исследователям дискутировать с представителями других направлений, вплоть до полного неприятия. Наибольшей известностью пользуется теория магматической природы (Годлевский, 1968; Котульский, 1946; Смирнов, 1966) и метасоматической природы (Золотухин и др., 1977; Горяинов, 1971; Зотов, 1970; Захаров, 1990).

При решении вопроса происхождения сульфидного медно-никеле-вого оруденсния нами учитывались следующие важнейшие особенности этого оруденения и его околорудных боковых пород. 68

1. Оруденение размещается только непосредственно в интрузивных телах.

2. Рудоносные интрузии имеют довольно различный валовой вещественный состав; это значит, что оруденение связано с глубинными дифференциалами, отличающимися достаточно широким диапазоном состава и повышенной ролью определённых петрогенных компонентов.

3. Оруденение дифференцированных интрузивных залежей тяготеет к определённым петрографическим типам пород и размещается на различных гипсометрических уровнях интрузивов.

4. Различные горизонты, в том числе рудоносные, стратиформ-ных залежей представляют собой дифференциаты (в широком понимании), возникшие в пределах камер интрузивных тел, и не обладают признаками самостоятельных фаз внедрения.

5. Предположение о метасоматической природе оливина - характерного минерала рудоконтролирующих пород - никак не подтверждается фактическим материалом. Напротив, широко развитые полиминеральные зёрна с оливиновым ядром, соотношение оливина с полевыми шпатами и другие факты однозначно свидетельствуют о раннемагматической стадии кристаллизации оливина.

6. Шлировые текстуры пород, в том числе рудоконтролирующие, нередко именуемые такситовыми породами, также не являются метасома-тическими образованиями.

7. Породы рудоносных зон более метаморфизированы, чем безрудных горизонтов. В них широко развиты хлорит, карбонат и в небольшом количестве - субщелочной яркозелёный амфибол. В породах рудоносных зон часто отмечаются метасоматические прожилки, сложенные карбонатом, пренитом и хлоритом.

Минералого-геохимические-исследования сульфидной минерализации и текстурно-структурные особенности сульфидных агрегатов, а также их соотношения с главными породообразующими и вторичными минералами позволяют сделать следующие выводы и предположения.

1. Наиболее вероятно, что первоначальное преобладающее количество сульфидной минерализации в интрузивных телах ультраосновного и существенно ультраосновного составов имеет ликвационную природу.

2. Первичная сульфидная медно-ншселевая минерализация претерпела наложенные метаморфогенно-гидротермальные преобразования с • преотложением некоторого его количества.

3. Определенная часть сульфидного медно-никелевого оруденения в стратиформных телах габброидов бускунекого типа и в слабо дифференцированных стратиформных телах габброидов западно-карасазовского типа имеет явные признаки магматического происхождения, а другая

часть его имеет не менее четкие признаки, свидетельствующие об эпигенетической гидротермалыю-метасоматической природе рассматриваемой сульфидной минерализации. Это указывает на сложный и продолжительный процесс формирования обоих типов сульфидного медно-никелевого оруденения. В этом процессе выделяются две стадии рудоотложения: а) магматическая халькопирит-пентландит-пирротиновая и б) гидротермаль-но-метасоматическая халькопирит-пирротиновая с пиритом.

4. Полигенное сульфидное медно-никелевое оруденение в габб-роидах претерпело более позднее метаморфическое преобразование с перераспределением некоторого количества сульфидного вещества.

5. Сульфидная минерализация в экзоконтактовых зонах интрузивов основных и ультраосновных пород имеет полностью гидротермально-метасоматическую природу.

Таким образом, данные свидетельствуют о полигенной природе сульфидных медно-никелевых руд худолазовского комплекса. Выделяется первоначальная генетичная связь оруденения с интрузивными телами, в пределах которых рудные залежи непосредственно связаны с определёнными типами пород. Хорошо просматривается также участие флюидной фазы в рудогенезе.

Из этих фактов очевидно, что проблема генезиса сульфидных медно-никелевых руд многогранна. Наши представления о происхождении руд, основанные на приведённых выше материалах, имеют предварительный характер и сводятся к следующему.

Очевидно, начало обособления сульфидной фазы связано с мета-стабильным режимом магматического расплава, благоприятным для ликвации расплава и дифференциации его при кристаллизации некоторых , ранних силикатных минералов. В эту7 стадию определяются основные на- , правления эволюции магматического расплава, в том числе выделение рудоносных дифференциатов..Полное обособление рудной фазы связано-с' заключительной стадией кристаллизации расплава, процесс рудоотложения происходит в поздне- и постмагматическую стадии в условиях насыщения флюидами.

Процессы метаморфизма (автомегаморфизма и регионального метаморфизма), сопровождавшиеся широким развитием в магматических горных породах вторичных чешуйчато-шестоватых нерудных силикатных минералов, привели к разубоживанию и частичному разрушению ранее образовавшихся сульфидных: руд магмат ического происхождения.

Метаморфогенно-гидротермальные процессы, наложенные на первичную медно-никелевую сульфидную минерализацию, привели к пе-рсотложениго некоторого количества рудного вещества и образованию регенерированной сульфидной минерализации. 70

Более поздние гидротермально-метасоматнческис процессы сопровождались формированием халькопирит-пирротнновой минерализации с пиритом.

II 1.4. Месторождения молибден-медно-порфировон формации

Медно-порфировые оруденения имеют весьма ограниченное развитие на Южном Урале в виде нескольких небольших месторождений и рудопроявлений (Агеева, Волчков, 1962; Грабежев, Белгородски!-!, 1989). В Магнитогорском мегасинклинории к орудснснию этой формации относятся Салаватское, Вознесенское и Вер.хнеуральское рудопроявления (Минина, 1989; Грабежев, 1986). Нами наиболее детально изучено Верхнеуральское рудопроявленпе (Салихов и др., 1984), которое в отличие от других содержит повышенные концентрации молибдена и соответственно может быть отнесено к молибден-медно-порфировому типу (Грабежев, Чащухина, 1995; Попов, 1977; Кривцов и др., 1995). Вер.хнеуральское рудопроявленпе размещается в пределах одноименного массива и тесно связано с гидротермально метасоматически измененными породами - оксе-талитами.

Рудные минералы представлены пиритом, халькопиритом, галенитом, сфалеритом, блеклыми рудами, кубанитом, борнитом, а также магнетитом, гематитом, ильменитом, рутилом, сфеном, характерными для медно-порфирового типа месторождений (Павлова, 1978). По нашим данным намечается определенная гипсометрическая зональность в распределении главных рудных минералов. Молибденит развит преимущественно в глубоких горизонтах рудных зон, где его прожилки тяготеют к периферии зоны интенсивного серицит-кварцевого метасоматоза. Вверх молиб-денитовая минерализация сменяется халькопиритовой, а затем - полиметаллической со сфалеритом и галенитом. Аналогичная зональность наблюдается и по латерали. Она заключается в закономерной смене указанной последовательности минерализации в направлении от северного к южном}' флангу рудного поля. При этом халькопирит тяготеет к.участкам развития более слабо измененных основных по составу пород. Наибольшие концентрации меди (0.09-0.13%) отмечаются на северо-западном фланге рудного поля, где преобладают интенсивно пропилитизированные габбро-монцониты и монцодиориты. Поздняя полиметаллическая минерализация накладывается на более ранние рудные минеральные ассоциации, особенно на пиритовую, широко развитую в разных частях рудного поля. Характерно, что отмеченная выше зональность рудных ассоциаций в общем согласуется с последовательностью образования главных рудных минералов - от более высокотемпературных к низкотемпературным. Таким образом, смена типов минерализации в плане и разрезе отвечает типовой зональности: Мо-Си, Мо-Си-Си, Ъх\, РЬ-2п, РЬ. Для Верхнеураль

ского рудопроявления характерны низкие содержания в рудах сурьмы, мышьяка, кобальта? и несколько повышенные значения селена.

• Очень низкие концентрации золота в пиригах, обычно в пределах 0.05-0.15 г/т. Только в пиригах юго-западного фланга рудопроявления его содержания достигают 0.2-0.9 г/т, а в среднем 0.5 г/т. Серебро по данным ней-тронно-активациошюго метода обнаружено только в 30 % проб пиритов в количествах от 14 до 21 г/т, в среднем 10 г/т (п=22). Отчетливых корреляций содержания золота и серебра в пиритах рудопроявДения не установлено. Отношение Au/Ag в пиритах имеет большие вариации (25-250), минимальные значения характерны для пиритов с повышенными содержаниями золота.

Рубидий-стронциевым изотопным анализом по серицит-карбонат-кварцевым метасоматитам установлен абсолютный возраст Верхнеуральского рудопроявления 341±1 млн. лет 875т/865г = 0.70518. Возраст Верхнеуральского массива, определенный нами по тому же методу, составляет 362 млн. лет, т.е. интервал между временем формирования массива и Си/Мо рудопроявления составляет 21 млн. лет. Между тем, в пределах рудопроявления известны дайки гранодиорит-порфиров, которые по вещественному составу сходны с гранодиоригами Заматохинского массива, изотопный возраст которого составляет 346 млн. лет. Дайки гранодиорит-порфиров на рудном поле подвержены метасоматическим изменениям также, как и вмещающие породы. Следовательно, гидротермально-мета-соматические процессы, приведшие к образованию Верхнеуральского молибден-медно-порфирового рудопроявления, по всей вероятности, связаны с формированием тоналит-гранодиоритовой формации, к которой относится Заматохинский массив. Известно, что с этим типом интрузивных формаций связаны крупнейшие меднопорфировые месторождения меди (Покатов, 1972; Попов, 1977).

Гидротсрмально-метасо.матическая природа Верхнеуральского рудопроявления не вызывает сомнения. При этом первоисточник флюидов имел глубинную природу7, на что указывает низкое (мантийное) первичное 87Бг/868г отношение (0.70518) карбонат-серицит-кварцевых метасоматитов рудопроявления. Это стронциевое отношение в метасоматитах более высокое, чем аналогичные отношения в первичных породах Заматохинского (0.70411) и Верхнеуральского (0.70449) массивов и свидетельствует об активном взаимодействии газово-жвдкого флюида с материалом земной коры. При этом, как щелочные, так и рудные' металлы рудопроявления имели двойственный источник (Салихов, Митрофанов, Юсупов, 1994; Митрофанов, Салихов, 1994) - глубинный и частично выщелоченный из вмещающих пород. Установлено, что при альбитизации габбро-монцонитов, монцонитов и сиенитов выносятся Си, 2п, Со, меньше - Мо, N1, С,г и др.

Из подрудных зон окситализацин сиенитов, практически не сопровождаемых сульфидизацией, выносятся Си, Mo, Со, Zn, Pb ir др.

III.5. Месторождения золота

Оценкой золоторудных формаций и закономерностей их размещения в регионе занимались в разные годы многие исследователи. Наибольшую известность получили работы Н.И.Бородаевского, В.А.Прокина, П.Ф.Сопко, В.Н.Сазонова.

Всё множество месторождений и проявлений золоторудной минерализации по набору продуктивных минеральных и элементных ассоциаций и их структурно-формационных позиций молено отнести к золото-кварцевой, золото-сульфидно-кварцевой и существенно сульфидной системе рудных формаций.

Последняя в исследуемом районе представлена колчеданной и золо-то-колчеданно-полиметалличесшй формациями, месторождения которых размещены в пределах силуро-девонских вулканических поясов в зоне широкого развития островодужных риолит-базальтов, где контролируется вулканическими аппаратами (Серавкин, 1986; Серавкин и др., 1994). В отличие от колчеданной формации, месторождения золото-сульфтвдно-кварцевой формации :;е обнаруживают строгой приуроченности к определённым вулканогенным или осадочным образованиям. В их размещении основную роль играют структурные факторы, создающие благоприятные руцолокализующне условия. Те же структурно-тектошиеские факторы нередко контролируют продукты интрузивного и дайкового магматизма, с которыми во многих случаях парагене-тически связано золотое оруденение коллизионного этапа. .

Более или менее достоверные данные о глубинности образования месторождений золото-кварцевого и золото-сульфидно-кварцевого типов есть только для единичных месторождений. Однако, с уютом данных о продуктивных минеральных ассоциациях и морфологии рудных тел, все известные месторождения и проявления золота в исследуемом регионе могут быть отнесены к формации средних глубин.

По величине сульфидно-кварцевого отношения месторождения коллизионного типа могут быть отнесены к малосульфидному (5 % сульфидов) и умеренно сульфидному (15-10 % сульфидов и более) типам. Малосульфидные кварцевые жилы ,-концентрируясь в линейных зонах поз-днепалеозойского тектоно-магматического этапа развития региона, являются коренным источником осадочно-рассыпного золота.

Коллизионный режим обусловил наложение золото-сульфидно-кварцевого оруденения на другие типы месторождений, порой даже не золотоносной формации. Примером являются апоскарновые проявления, в которых процесс золотого рудообразования лишь пространственно совмещён со скарнами, а парагенезис и во времени оторван от них.

рождениях присутствует золото. Установлена хорошо выраженная корреляция золота с медыо. свинцом и цинком в переотложенных и поздних рудах (кварц-пиритовых, кварц-халькопирит-пиритовых, кварц-пирит-гале-нит-сфалершовых). Проведенные исследования по концентрации золота в различных месторождениях колчеданного типа Магнитогорского мегасин-клинория показали, что значительно обогащены золотом и серебром именно месторождения, расположенные в зоне влияния позднепалеозой-ской активизации.

Многократное наложение золотой минерализации существенно затрудняет установление возрастных границ образования месторождений. Тем не менее, особенности геохимии минеральных парагенезисов наряду с данными определений изотопного возраста позволяют выделить в ряде месторождений продуктивные золотоносные ассоциации, связанные с позднепалеозойским этапом тсктоно-магматичсской активности.

Ш.5.1. Месторождения золото-кварцевой формации позднего палеозоя

Месторождешш золота коллизионного этапа изучены нами в Уча-Л1ШСЮМ и Сибай-Батгакском рудных районах. В Учалинском районе они кош-ролфуадтся Агьцэо-Бгойдинсюй, Вознесенсю-Сакмарской и Восточно-Ирендьпхкой стругаурно-формащюнными зонами (зонами разломов). В Си-бай-Батгаксыэм рудном районе месторождения и проявления золота позднего палеозоя концентрируются в Западно-Ирендыкской, Худолазовско-Гаделышш-ской и Восточно-Ирсндыкской зонах. При этом в последней вьщеляются Яр-лыкаповская и Ургазымская рудные подзоны. Геологическое строение месторождений довольно разнообразное, но их объединяет то, что рудные тела контролируются разрывными нарушениями значительно более молодого возраста, чем вмещающие породы. Примечательно, что эта же система разрывов контролирует и продукты позднепалеозойского магматизма.

Рудные тела месторождений представлены жильным и прожил-ково-вкрапленным штокверковым типами. Жильный тип сложен кварцем с очень низким (<5 %) количеством сульфидов и высоким (относительно сульфидов) содержанием золота. Этот тип оруденения не сопровождается интенсивным ореолом вторичных изменений; отмечается лишь слабое развитие кварца, хлорита, анкерита и кальцита.

Прожилково-вкрапленные штокверковые руды сложены преимущественно сульфидами, часть из которых являются основными концентраторами золота, и руды сопровождаются интенсивным изменением вмещающих пород, их лиственитизацией, карбонатизациеи, серицитиза-цией, окварцеванием и хлоритизацией. В целом метасоматические колонки соответствуют березит-лиственитовой формации и в сравнении с таковыми других типов золоторудных месторождений Урала (Сазонов, 1979) обогащены кварцем и обеднены карбонатом.

Выделяются месторождения простого строения, целиком сложенные одним нз следующих типов руд: золото-пиритовым, золото-арсенопи-рит-пиритовым, золото-халькопирит-пиритовым. Месторождения сложного строения представлены рядом типов руд, таких как: золото-пиритовый, золото-сфалерит-пиритовый,' золото-халькопирит-сфалерит-пиритовый, золото-галенит-сфалерит-пиритовый и золото-полиметаллшшский.

Основным концентратором золота в рудах месторождений простого минерального строения является пирит, представленный двумя гене-рац][ями. При этом вторая генерация отличается от первой пониженным на 1-1.5 % содержанием железа и гораздо большим содержанием примесей элементов последних стадий рудообразования, в том числе золота, которое присутствует как в виде микроскопических самородных выделений внутри пирита, так и в ионной форме. В месторождениях с золото-арсенопирит-пиритовым типом руд пириты содержат высокие значения мышьяка, а в месторождениях с золото-халькопирит-пиритовым типом руд вдвое повышено содержание кобальта. Причем пирит в последнем типе руд характеризуется низким (36-38 %) содержанием железа.

Другим минералом-концентратором золота является арсенопирит, который характерен для месторождений с золото-арсенопирит-пиритовым типом руд. Арсенопирит и пирит в них в одинаковой степени золотоносны. Золото входит в кристаллическую решётку, а самородные его выделения отсутствуют.

В золото-халькопирит-пиритовом типе руд концентратором золота, кроме пирита, является пирротин.

В месторождениях сложного состава и строения золото связано с пиритом, сфалеритом, халькопиритом и галенитом. Основным концентратором его является пирит второй генерации. Подробное описание минерального состава руд приведено в работе (Салихов, Бердников, 1985). Здесь лишь отметим, что самородное золото образует мельчайшие (редко около 0.15 мм) выделения неправильной, червеобразной, линзовидной формы. Пириты с высокой золотоносностью относятся к поздним минеральным ассоциациям и контролируются кварц-карбонатными жилами. Однако, участки максимальной золотоносности пирита не всегда совпадают с наибольшей концентрацией последнего. По-видимому, поздний пирит и золото отлагались неравномерно и возможно имела место миграция золота из ранних в поздние (пирит и сфалерит) сульфиды.

Различия в геологическом строении и в количественных вариациях минерального состава руд, видимо, сказались и на микроэлементном составе сульфидов. Особенно это видно на примере распределения кобальта. Так, в месторождениях Учалинского района пирит характеризуется стабильно повышенным содержанием кобальта (0.01-0.02%, не-

редко достигая 0.05 %). В Сибайском районе количество кобальта в общем на порядок ниже (0.001-0.0015 %).

Пириты месторождений этих рудных районов различаются также по содержанию золота. В Учалинском районе абсолютные его значения колеблются от 0.1 до 126 г/т, при наиболее распространённых 1-10 г/т и в . среднем составляет 8.2 г/т. В Сибайском районе содержание золота колеблется от 0.7 до 184 г/т, наиболее распространённые значения 5-40 г/т и в среднем 16 г/т.

Нами также установлены различия в содержании хрома и соотношении его с кобальтом в пирротинах. В золото-кварцевых жилах Учалин-ского района пирротин обнаруживает высокие значения хрома при пониженном значении кобальта, а в Сибайском районе - высокие содержания кобальта (до 300 г/т) при пониженном содержании хрома.

Развитие Магнитогорского мегасинклинория в конце среднего и в позднем палеозое и его полезные ископаемые

(вместо заключения)

Геологическое развитие Магнитогорского мегасинклинория в конце среднего и в позднем палеозое происходило в обстановке принципиально иной, чем предшествующий режим палеоокеана и его острово-дужного обрамления. Эта новая геодинамическая обстановка связана с закрытием палеоокеана и формированием Уральской складчатой структуры на континентальном основании. Столкновение континентов не было . строго под прямым углом, а происходило косонаправленно по касательной с постепенным закрытием палеоокеана с юга на север. Это обстоятельство определило многостадийность коллизионного режима на Южном Урале.

Коллизионный структурный ярус региона сложен определенным радом осадочных, вулкано-интрузивных и интрузивных формаций, образованных в три этапа с переходным от островодужного развития периодом, когда произошла начальная коллизия континентов. С этим периодом, отвечающим франскому вею; связана определенная смена характера вулканизма и интрузивного магматизма от существенно натриевых (свойственных типичным островным дугам региона) к калиево-натриевым формациям, что свидетельствует о наращивании мощности земной коры области Магнитогорского мегасинклинория. Повышенные содержания щелочей (особенно К20) и ряда литофильных редких элементов (Ш), Ва) указывают на формирование франских магматических образований в условиях земной коры с высокой сиаличностью. Вулканогенные породы франа слагают,вторичные наложенные вулканические пояса и отличаются сла-

бой измененностью. Их образование происходило после предфранского перерыва в магматизме, отмеченного местами стратиграфическим и угловым несогласием. Оно сопровождалось широким развитием обломочных пород. Все это также свидетельствует о проявлении франского магматизма в условиях существенного изменения строения земной коры. Особенно следует отметить, что в конце франского века формировались мощные от-ложеши оползневого типа (известные олистостромовые толщи), которые отражают тектоническую нестабильность региона, обусловленную, как нам представляется, началом столкновения континентов. В это же время проявился локальный вулканизм островодужного типа, но отличающийся от предыдущего собственно островодужного вулканизма калий-натриевой геохимической специализацией с повышенной кремнеземистостью. В силу специфической ассоциации формаций и особой тектонической обстановки начальная стадия столкновения континентов нами выделена как самостоятельная переходная.

В позднефранское время началась структурная геодинамическая перестройка региона, которая в фаменский век особенно интенсивно продолжалась в южной части региона. Как результат этого в пределах Аще-бутакского антиктинория на границе франских и фаменских отложений наблюдаются структурное и стратиграфическое несогласия; франский вулканизм вообще не проявился, а интрузивный магматизм (Ащебутак-ский комплекс) отражает завершение процесса формирования позднежи-ветско-равнсфранской базальт-аддезито-базальтовой формации.

Фаменские вулканиты южной части Восточно-Магнитогорской зоны формировались в - наземных условиях и соответственно характеризуются краснокаменными изменениями, кроме того, они также, как интрузивные образования этою возраста, отличаются высоким содержанием редких лнто-фильных элементов и повышенной щелочностью, что свидетельствует об их образовании в условиях существования мощной коры континентального типа, сформированной к этому времени в результате тектонического скушшания континентальных плит. В это же время в северной части восточного борга Магнитогорского мегасинклинория существовали зоны унаследованных и отчасти наложенных прогибов, в которых формировались непрерывные разрезы, включающие в себя базальтовые порфириты, характерные для предыдущего франского века. Однако, такая закономерная (литофилыюнапраатенная) эволюция вещественного состава позднедевонских магматических образований от франского к фаменсгому веку несомненно была обусловлена коренной структурной перестро1жой земной коры, с увеличением ее мощности и сна-личности и переходом к новому континентальному этапу развития региона.

В раннеколлизионную эпоху, наряду с локальными областями проявления вулканизма, формировались мощные однообразные флишои-ды, которые практически повсеместно перекрывали разнообразные формации предшествующих этапов развития различных зон Южного Урала.

Фаменские и фаменско-раннетурнейские вулканогенные и интрузивные образования восточного борта Магнитогорского мегасинклинория . Но содержанию редких элементов близки к орогенным континентальным андезитовым и латитовым формациям. Они характеризуются высоким содержанием стронция, свидетельствующего об их образовании в высокобарических условиях мощной сиалнческой коры. По содержанию стронция интрузивные серии Магнитогорской зоны сходны с таковыми, широко распространенными на активных окраинах континентов андийского типа, в частности с четвертичной андезитовой формацией Анд.

Таким образом, франское время знаменует собой период завершения островодужного этапа развития региона, а фаменскос - начало его континентального развития за счет коллизии континента и островной дуги. С началом орогенеза связано образование разноглубинной базальто-идной магматической серии с повышенной щелочностью и литофильно-стью (трахибазальт-трахиты и монцонит-сиениты) и высокобарической тоналит-гранодиоритовой серии. Для первой серии характерно локальное развитие преимущественно в зонах с наиболее интенсивным предшествующим островодужным вулканизмом, а для второй серии - региональное общеуральское развитие в зонах поднятий с мощным сиалическим фундаментом. Незначительное проявление последней серии отмечается и в зонах развития первой серии.

С орогенной магматической деятельностью рассматриваемой стадии на Южном Урале связано молибдсн-медно-порфировое орудене-ние. Известные месторождения и проявления до последнего времени не представляли важного промышленного интереса. Однако последние работы автора (Салихов, 1994) и других исследователей (Грабежев и др., 1989; 1995) меняют общий взгляд на перспективы региона на указанный тип оруденения.

На общем фоне орогенного магматизма в пределах локальных участ-юв региона проявлялся базальтоидный магматизм (вулканогенный и интрузивный), свойственный структурам растяжения. Он развивался, начиная с позднего турне по башкирский век (в разных частях региона начало, завершение и длительность магматической деятельности не одинаковы, но в пределах указанного интервала времени), вдоль отдельных зон разрывных нарушений; • отличающихся не только своим северо-восточным простиранием, но и смещениями сбросового и сдвигового типов. Возншчновение системы этих сбросов и сдвигов и сопряженных с ними грабенов и зон повышенной проницаемости земной коры знаменовало собой специфические квазирифтогенные условия, отличающиеся активизацией глубинных мантийных процессов при существовании мощной континентальной земной юры.

Вулканическая деятельность, сопровождаемая интрузивными фациями, проявилась в структурах типа грабена в обстановке локального

растяжения. Они отвечают в целом базальт-трахидацит-риолитовой вулканогенной и комагматнчной им габбро-адамеллит-граннтной формациям. 3 зонах слабовыраженного растяжения происходило формирование трещинных интрузий и даек габбро-диорит-плагиогранитной и слабо-дифференцированной габбро-диоритовой формации.

Раннекаменшуто.тьные блзальгоиды и габбронды Магнитогорского мсгасинклинория отличаются от таковых более ранних (острово-дужных и орогенных) повышенными содержаниями ТЮ? (обычно больше 1.4 %) и литофильных тугоплавких и высокобарических элементов (РЗЭ, '¿г, НГ, Ва, Бг, Сг и др.), свидетельствующими об образовании их в условиях стабилизированной континентальной коры. По пстрогеохимическим особс!гностям они близки к континентальным базальтам с субщелочным уклоном. Сходные серии вулканических и интрузивных пород наблюдаются в обстановках современных континентальных рифтов, спрединговых зон задуговых окраинных морен с корой континентального типа, зон платформенного траппообразовашш. К этим раннекаменноугольным маг-.матитам также близки по составу триасовые базальтоиды трапповой (формации Зауралья, но отличаются от них весьма незначительным развитием производных кислого состава. Все сопоставляемые магматические серии объединяет общая обстановка формирования их в условиях растяжения земной коры, но с различной степенью стабилизации (субконтинентальной, континентальной, молодой или древней платформы).

Полезные ископаемые, связанные с вулкано-шлрузивным магматизмом данной стадии, довольно разнообразны. Одним из них является скарново-магнетитовое оруденение Магнитогорского рудного поля. Перспективы выявления новых крупных залежей массивных магнетитовых руд здесь .многими ставятся под сомнение. Вместе с тем, заметим, что мс-тасоматиты рудного поля, включая скарны; содержат достаточно большое количество вкрапленных руд, которые технологически хорошо обогащаются и могут быть рентабельны для разработки, хотя и требуют значительных дополнительных вложений. Кро.ме того, перспективным является Южно-Богдановский участок. Здесь обнаружены скарны и развалы магне-тцтовых руд.

С габброидами раннего карбона связано титаномагнетитовое оруденение, примером которого является месторождение Куйбас. Увеличение запасов титаномагнетитовых руд в Магнитогорском мегасинклннории вполне реально, но очевидно также, что нет оснований ожидать открытия крупных залежей.

Особый интерес представляют марганцевые руды кремнисто-карбонатной формации,. которые относятся к вулканогснно-осадочному типу и располагаются по периферии вулканических ареалов. Одно из них - Зингейское месторождение, запасы которого, на наш взгляд, могут быть значительно увеличены.

С интрузивами рашгскамснноугольногохудолазовского комплекса связаны многочисленные, но небольших размеров сульфидные меднони-келевые месторождения. Fjcib предпосылки на выявление относительно крупных месторождений медно-никелевых руд. Заметим, что руды в ряде месторождений богаты никелем, кроме того для рассматриваемых'руд характерны относительно высокие содержания благородных металлов.

Итак, геологическое развитие региона после схождения континент - островная дуга имело сложный характер. Оно происходило с фамена по башкирский век, и выделено нами в самостоятельную раннеколлизион-ную стадию. В это время закрытие палеоокеана происходило не одновременно по всей длине сходящихся континентов, а последовательно с юга на север за счет соответствующего вращения последних. В такой обстановке вектор напряжений сжатия в области сочленения континентов распадался на несколько составляющих разного направления. Этом}' способствовала также деструкция краевых зон сталкивающихся континента и островной дуги с образованием здесь отдельных блоков и зон локального растяжения на фоне общего сжатия.

В главную стадию коллизии континентов, с которой связано формирование основных структурных элементов Уральской горной системы, осадконакопление на более или менее обширной площади региона происходило лишь в московское время. Постепенно область осадконакопления локализовалась в небольших закрытых бассейнах, а основная часть территории в позднем карбоне стала областью разрушения и сноса. Магма-'тическая деятельность данной стадии развития региона характеризовалась формированием крупных гранитных массивов. Эти гранитоиды отвечают щелочно-земельному ряду и характеризуются преимущественным литофильиым химическим составом пород, включая высокие содержания литофильных редких и редкоземельных элементов.

С гранитными батолитами парагенепгчески связаны золото-шеллит-кварцевые проявления и месторождения, например, Карагайкуль-ское, Бюйдинское и Возрождение. Перспективы обнаружения подобных , оруденений имеются.

Заключительная стадия коллизионного развития региона происходила в обстановке гравитационной разгрузи!, но имела незначительную интенсивность растяжения, которая привела к образованию системы зон разрывов генерального север-северо-восточною простирания, и, в целом, имевшего рисунок решетки. Это растяжение, по-видимому, обусловлено обстановкой релаксации при снятии режима сжатия. В этих зонах разрывов концентрируются продукты магматизма, формирование которых начинается с даек базальтового ряда, представленных протеробаз-диабазо-вой формацией и завершаются гранит-порфирами, которые в зависимости от особенностей глубинного разреза земной коры в той или иной части ре-80

гиона сопровождаются щелочными и субщелочнымп породами типа кварцевых сиенит-порфиров и диорит-порфиритов или пород щелочно-земель-ного типа - граноднорит-порфирами н диорит-порфнритами. Этими же линейными зонами, контролируется размещение золото-кварцевого типа оруденения. Известно большое количество коренных месторождений, часть из которых отработаны, другие в настоящее время являются объектом разработок. Важно, что эти золото-кварцевые жилы являются источником россыпного золота. Заметим, что в россыпях Магнитогорского ме-гасинклинория, наряду с самородным золотом, всегда присутствуют платиноиды, в том числе поликсены, оширвды, нридосмллы и др. Самородное золото само содержит некоторое количество платины и платиноидов, количественные соотношения между ними намечают некую латеральную зональность, которая в настоящее время требует уточнения и детализации. Вообще, проблема платиноидов в рассматриваемом регионе перспективна и, главное, она решается положительно.

Итак, Магнитогорский мегасинклинорий в эпоху средне-позднепалеозойской коллизии развивался сложно в несколько стадий с формированием вулкано-интрузивных ассоциаций и самостоятельных интрузивных комплексов, отвечающих различным формационным сериям. Полезные ископаемые, связанные с продуктами вулканизма и интрузивного магматизма, разнообразны, а установленные закономерности проявления рудных формаций расширяют перспективные их запасы.

Список опубликованных работ автора, использованных е научном докладе

Монографии:

1. Сашков Д.Н., Пшеничный Г.Н. Магматизм и оруденение зоны ранней консолидации Магнитогорского мегасинклинория. - Уфа, 1984. 110 с. Главы и разделы: Введение. I. Некоторые вопросы исторш! геологического развития Магнитогорского мегасинклинория. II. Худолазовский интрузивный комплекс. III. Оруденение худолазовского интрузивного комплекса (соавтор Г.Н.Пшеничный). IV Некоторые поисковые критерии рудоносных магматических тел худолазовского комплекса. Заключение.

2. Салихов Д.Н., Бердников П.Г. Магматизм и оруденение верхнего палеозоя Магнитогорского мегасинклинория. - Уфа, 1985. 94 с. Главы и разделы: Введение. I. Общие вопросы геологии и истории развития Магнитогорского мегасинклинория. II. Магматические формации позднего палеозоя. Заключение. III. Металлогения позднепалеозойского этапа развития Магнитогорского мегасинклинория (соавтор П.Г.Бердников).

3. Салихов Д.Н., Яркова А.В. Шокнекамснноугольный вулканизм Магшггогорсюго мегасишсшшорня. - Уфа, 1992. 138 с. Главы и разделы: Введение. I. Геология ю!м с н ноу го ль ных образований Южного Урала. III. Вулканизм каменноугольного этапа. iV. состав вулканогенных пород. V К вопросу об условиях образования формационной принадлежности продуктов вулка-швма пнжне ка м е нноугол ы юга этапа Южного Урала. Заключение.

4. Вулканизм Южного Урала / И.Б.Серавкин, А.М.Косарев, Д.Н.Салнхов и др. - М.: Наука, 1992. 197 с. Главы и разделы: 2.3. Вулканизм стадии зрелых островных дуг. 2.4. Вулканизм коллизионной стадии. 6. Модель формирования палсовулканических поясов и магматической зональности Южного Урала (соавторы И.Б.Серавкин, А.М.Косарев).

5. Салихов Д.Н., Митрофанов В.А. Интрузивный магматизм верхнего девона - нижнего карбона Магнитогорского мегасинклинория (Южный Урал). - Уфа, 1994. 142 с.

6. Вулканогенная металлогения Южного Урала / И.Б.Серавкин, С.Е.Знаменский, А.М.Косарев, Д.Н.Салихов и др. - М.: Наука, 1994. 160 с. Главы и разделы: 6. Формации железорудных месторождений (соавтор В.М.Мосейчук).

Препринты:

7. Салихов Д.Н. Габброидные и гранитные интрузивные комплексы Учалинского рудного района на Южном Урале. - Автореферат кандидатской диссертации. Воронеж, 1971. 26 с.

8. Вулканизм позднего девона Магнитогорского мегасинклинория (геология, петрохимия, геохимия) / Д.Н.Салихов,' А.В.Яркова, Р.Н.Са-лихова, В.М.Мосейчук. - Уфа, 1987. 33 с.

9.-Салихов Д.Н., Митрофанов В.А., Горожанин В.М. Верхнеуральская группа интрузивов (геология, вещественных! состав). - Уфа, 1990. 31 с.

10. Серавкин И.Б., Косарев A.M., Салихов Д.Н. Модель формирования палсовулканических поясов и магматической зональности Южного Урала. - Уфа, 1990. 36 с.

11. Салихов Д.Н., Юсупов С.Ш., Митрофанов В.А. Раннеколли-зионный этап развития Южного Урала в верхнем палеозое и его металлогения. -Уфа, 1993. 22с.

12. Салихов Д.Н., Митрофанов В.А., Юсупов С.Ш. Верхнеуральское медно-молибден-порфировое рудопроявление (Южный Урал). - Уфа, 1994.45 с.

13. Митрофанов В.А., Салихов Д.Н. Постмагматические и гидро-термально-метасомагические изменения интрузивных пород Верхнеуральского района (Южный Урал). - Уфа, 1994. 38 с.

14. Салихов Д.Н. Развитие Южного Урала в верхнем палеозое. -Уфа, 1996. с.42

Основной список статен и кратких сообщений:

15. Интрузивный магматизм башкирской части Магнитогорского мегастшшноршг (П.Ф.Сопко, Д.Н.Салихов) - Известия высших учебных заведений. Геология и разведка, 1969. №2. С.

16. Утлыкташский габброидный комплекс интрузивных и жильных пород (Д.Н.Салихов) - Вопросы геологии восточной окраины Русской платформы и Южного Урала. "Петрология горных пород, вмещающих колчеданные месторождения Южного Урала". Уфа, 1971. Вып.13. С.108-119.

17. Геолого-петрографические особенности и некоторые вопросы формирования пород Ахуново-Карагайекого гранитного массива (Д.Н.Салихов) - Материалы по геологии и полезным ископаемым Южного Урала. - Магматизм и металлогения. Уфа, 1972. Вып.5. С. 112-118.

18. Интрузивные комплексы Магнитогорского мегасинклинория . (Д.Н.Салихов) - Материалы по геологии и полезным ископаемым Южного Урала. - Магматизм и металлогения. Уфа, 1972. Вып.5. С.63-69.

19. Орогенный магматизм Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов) - В кн.: Тектоника и магматизм Южного Урала. М.:Наука, 1974. С.198-200.

20. Баймак-Карасазовская тектоническая зона и ее металлогени-ческое значение (Д.Н.Салихов, И.Б.Серавкин, А.П.Бояркин) - В кн.: Магматизм, метаморфизм и рудоносность Южного Урала. Уфа,- 1975. С.33-40.

21. Петрохимические критерии отличия рудоносности интрузий в Худолазовском никеленосном комплексе (Южный Урал) (Д.Н.Салихов, А.П.Бояркин) - В кн.: Магматизм, метаморфизм и рудоносность Южного Урала. Уфа, 1975. С.66-77.

22. Субщелочные . интрузивные комплексы башкирской части Магнитогорского мегасинктинория (Д.Н.Салихов) - В кн.: Магматизм, метаморфизм и рудоносность Южного Урала. Уфа, 1975. С.26-32.

23. Эволюция магматизма в связи с развитием и становлением земной коры на Южном Урале (И.С.Вахромеев, И.С.Огаринов, Г.С.Ссн-ченко, П.В.Аржавитин, М.Л.Голуб, Д.Н.Салихов) - В кн.: Магматизм, метаморфизм, металлогения западного склона Урала. Уфа, 1976. С.3-13.

24. Магматизм Балбукского интрузивного массива (А.П.Черников, Д.Н.Салихов, С.Е.Кучеров, Т.П.Баликова) - В кн.: Геология, магнетизм горных пород и палеомагнетизм Южного Урала. Уфа, 1977. С.51-56.

25. Северо-восточные линеаменты Урала и их металлогеническое значение (Д.Н.Салихов) - В кн.: Условия локализации рудных месторождений на Южном Урале. Уфа, 1977. С.51-54.

26. Никеленосный интрузивный худолазо веки й комплекс на Южном Урале (Д.Н.Салихов) - В кн.: Базальтйидный магматизм и метаморфизм Южного Урала. Уфа, 1979. С.27-31.

27. Комплекс даек протеробазов Худолазовской синклинали Южного Урала (Д.Н.Салихов, Т.П.Баликова, В.А.Митрофанов, Л.А.Семенова)

- В кн.: Базальтоидный магматизм и метаморфизм Южного Урала. Уфа, 1979. С.20-26.

28. Природа шлировых обособлений и некоторые вопросы петрологии худолазовского интрузивного комплекса Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов) - В кн.: Вопросы магматизма и метаморфиз-

. ма Южного Урала. Уфа, 1982. С.3-10.

29. Зоны текгоно-магматической активности позднего палеозоя в Магнитогорском мегасинклинорик (Д.Н.Салихов, П.Г.Бердников, В.А.Митрофанов) - В кн.: История геологического и геоморфологического развития Урала. Уфа, 1982. С.

30. Диабазовые дайки позднего палеозоя средней части Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов, В.А.Митрофанов, П.Г.Бердников) - В кн.: Минералого-геохимические особенности рудоносных комплексов Южного Урала. Уфа, 1982. С.бЗ -69

31. Распределение золота в вулканогенных породах Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов, В.А.Митрофанов, К.Н.Мансуров) -В кн.: Вулканизм ирудообразование Урала. Уфа, 1982. С.

32. Основные черты металлогении Южного Урала (И.Б.Серав-кин, А.А.Макушин, В.И.Козлов, Е.С.Контарь, А.М.Косарев, Б.П.Потапенко, Д.Н.Салихов, И.А.Смирнова, В.Л.Черкасов) - В kit.: Металлогения Южного Урала. Уфа, 1986. С.5-16.

33. Базальт-трахибазальтовый вулканизм позднего девона Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов, А.В.Яркова, Р.Н.Салихова') -В кн.: Микроэлементы в магматических, метаморфических и рудных формациях Урала. Уфа, 1987. С.31-39.

34. Платина, палладий, иридий в _ габбро-базальтовых породах Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов) - В кн.: Микроэлементы в магматических, метаморфических и рудных формациях Урала. Уфа,

" 1987. С.4-9.

35. Зональность вулканогенных и интрузивных формаций позднего девона Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов) - В кн.: Типы магматизма Урала (информационные материалы). Свердловск, 1987. 96 с.

36. Каменноугольный вулканизм на Южном Урале (Д.Н.Салихов)

- В кн.: Формационный анализ магматитов (информационные материалы). Свердловск, 1989. С.51-52.

37. Химизм и природа гранитоидов Магнитогорского рудного поля (Д.Н.Салихов, В.М.Мосейчук, С.С.Сайдыганиев) - В кн.:. Микроэлементы в магматических, метаморфических и рудных формациях Урала. Уфа, 1991. С..З-17.

38. Высокотитаннстые базальты восточных зон Южного Урала (А.М.Косарев, М.В.Рыкус, Д.Н.Салнхов) - В кн.: Микроэлементы в магматических, метаморфических и рудных формациях Урала. Уфа, 1991. С.61-71.

39. Минеральный и химический состав высокоглнноземистого метасоматита горы Магнитной (С.Ш.Юсупов, Д.Н.Салнхов, В.М.Мосей-чук) - В ich. : Микроэлементы в магматических, метаморфических и руд-

• ных формациях Урала. Уфа, 1991. С.93-101."

40. Петрохимия типовых вулканогенных пород верхнего девона Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салнхов, Е.Н.Горожанина) - В кн.: Вопросы геологии, минералогии, геохимии и полезных ископаемых Южного Урала. Уфа, 1992. С.99-109.

41. Вулкано-интрузивная формация восточного борта Магнитогорского мегасинклинория (В.А.Митрофанов, Д.Н.Салнхов) - Ежегодник - 1993. Уфа, 1994. С.112-117.

42. Раннеколлизионный тектоно-магматический этап в верхнем палеозое на Южном Урале (Д.Н.Салнхов) - Ежегодник - 1993. Уфа, 1994. С.66-70.

43. Геодинамические обстановки формирования разновозрастных интрузивных комплексов Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салнхов, В.А.Митрофанов)-Ежегодник - 1994. Уфа, 1995. С.58-62.

44. Оюлотрешшшые метасоматиты Новоорского гранитного массива (В.А.Митрофанов, Д.Н.Салихов) - Ежегодник - 1994. Уфа, 1995. С.63-66.

45. Интрузивный магматизм и геодинамика верхнего девона -нижнего карбона Магнитогорского мегасинклинория (Д.Н.Салихов, В.А.Митрофанов) - В кн.: Магматизм и геодинамика. Магматизм, метаморфизм и металлогения разных гсодинамичсских обстановок. Уфа, 1995. С.187-189.

46. Магматизм и полезные ископаемые коллизионного этапа позднего палеозоя Южного Урала (Д.Н.Салихов) - В юг.: Проблемы ре- * тональной геологии, нефтеносности, металлогении и гидрогеологии Республики Башкортостан. Уфа, 1997. C.70-S2,

Информация о работе

Салихов, Делир Нурзадаевич
доктора геолого-минералогических наук
Екатеринбург, 1997
ВАК 04.00.01

Автореферат

Похожие работы