Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса

Фурина, Мария Александровна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса"

004612623

На правах рукописи

ФУРИНА Мария Александровна

СТРОЕНИЕ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МАССИВОВ ТРИАСОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОИДОВ МАЛОЧЕКИНСКОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНО-МАГНИТОГОРСКАЯ ЗОНА, ЮЖНЫЙ УРАЛ)

Специальность 25.00.01 - Общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва 2010

1 8 НОЯ 2010

004612628

Работа выполнена на кафедре региональной геологии и истории Земли геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова

Научный руководитель:

Доктор геолого-минералогических наук Тевелев Александр Вениаминович

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук Кузнецов Николай Борисович Кандидат геолого-минералогических наук Сурин Тимофей Николаевич

Ведущая организация:

Институт геологии Уфимского научного центра Уральского отделеиия РАН

Защита состоится 26 ноября 2010 г. в 14 час. 30 мин. на заседании диссертационного совета Д 501.001.39 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, ГСП-1, Москва, Ленинские горы, МГУ имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, аудитория 415.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке геологического факультета МГУ (главное здание, корпус А, 6 этаж).

Автореферат разослан 25 октября 2010 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 501.001.39 доктор геол-мин. наук, профессор

Общая характеристика работы

Актуальность исследований. Палеозойский магматизм Магнитогорской мегазоны Южного Урала был хорошо изучен уже к концу прошлого века во многом из-за того, что с ним связаны главные медно-колчеданные, колчеданно-полиметаллические, золоторудные и др. месторождения. Наименее изученными оказались щелочные магматические породы, выделенные в малочекинский плутонический комплекс. Петрохимическая характеристика пород была относительно полной, однако практически не было современной геохимии, минералогическая характеристика существовала только в самых общих чертах (Червяковский, 1981, 1982). Был неясен и их возраст, т.к. существовали только K-Ar данные, дающие большой разброс значений (Степанов, 1982 г.). Все эти проблемы встали особенно остро в 2004 году, когда геологическим факультетом МГУ были начаты работы по подготовке второго издания Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200 ООО (лист N-40-XXXVI). Актуальность данной работы состояла в необходимости оперативного решения указанных проблем и определении перспектив района на редкоземельное оруденение.

Цель и задачи исследования. Целью настоящей работы было выяснение геологического строения и условий формирования массивов щелочных гранитоидов Восточно-Магнитогорской зоны, а так же их геохимической специализации. Для достижения поставленной цели потребовалось решить целый ряд конкретных задач, главными из которых являлись: 1) изучение особенностей геологического строения массивов щелочных гранитоидов, 2) изучение петрографии всех разностей щелочных пород, 3) получение и интерпретация геохимических данных, 4) изучение минералогии плутони-тов; 5) определение изотопных характеристик и возраста щелочных пород; 6) выяснение геодинамических и локальных тектонических условий формирования интрузивов.

Фактический материал. Основу диссертации составляет фактический материал, полученный автором в период с 2005 по 2009 год в процессе полевых и камеральных исследований, проводившихся Уральской геологосъемочной партией геологического факультета МГУ на Южном Урале (руководитель Ал,В. Тевелев), в которых автору посчастливилось участвовать. Эти работы завершились составлением комплекта Госгеожарты-200 листа N-40-XXXVI, который был успешно защищен на НРС МПР при ВСЕГЕИ. В работе использованы описания около 250 шлифов, результаты

более 200 анализов (в том числе 82 авторских) на петрогенные, а также 72 анализов на редкие, рассеянные и редкоземельные элементы, результаты измерений магнитной восприимчивости (100 образцов), более 50 точечных замеров состава минералов на микрозонде.

Научная новизна. В результате исследований впервые установлен среднетриасовый возраст щелочных гранитоидов Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Создана наиболее полная на данный момент геохимическая база данных, впервые детально изучен минералогический состав щелочных пород. Кроме того, впервые определена поперечная геохимическая зональность в распределении щелочных гранитоидов, а также выявлена связь с зонами присдвигового растяжения.

Практическое значение. Результаты настоящей работы были сформулированы в качестве предложений по уточнению Легенды Южноуральской серии листов Госгеолкарты-200 (второе издание), которые были утверждены НРС МПР при ВСЕГЕИ. Полученные данные могут быть использованы при проведении региональных и специализированных работ, кроме того, их необходимо учитывать при разработке палеогеодинамиче-ских реконструкций для триаса. Со щелочными гранитоидами связаны проявления редкоземельной минерализации, проведенные работы позволили уточнить перспективы района на редкие земли.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Гипабиссальные щелочные гранитоиды малочекинского комплекса являются самыми молодыми магматическими породами Восточно-Магнитогорской зоны и представляют собой внутриплитные магматические образования. Их среднетриасовый возраст (230-240 млн лет) установлен Шэ-Бг и Бт-Ш изохронными методами. От близких по петрохимиче-ским параметрам каменноугольных плутонитов щелочные гранитоиды отличаются не только по минералогическим, но и по геохимическим и изотопным характеристикам, а также по степени тектонической переработки.

2. Массивы щелочных пород приурочены к региональным полихрон-ным сдвиговым зонам. Они локализованы в разномасштабных сдвиговых дуплексах растяжения, формировавшихся в обстановке общей правосторонней транспрессии, сменившей в середине триаса режим общего растяжения. Размеры и морфология массивов хорошо согласуются с кинематическими параметрами сдвиговых зон.

3. Триасовые плутонические комплексы Урала, относятся к двум се-

риям (гранит-лейкогранитной и щелочных гранитоидов), которые отчетливо разделены пространственно. Интрузивы гранит-лейкогранитной серии расположены исключительно в пределах Восточно-Уральской мегазоны с докембрийским метаморфическим основанием и представляют собой продукты коровых расплавов. Щелочные гранитоиды локализованы в пределах Магнитогорской мегазоны палеозойской консолидации, в их происхождении существенную роль играли мантийные источники.

Публикации и апробация работы. Основные положения и разделы диссертации опубликованы в 13 работах, в том числе в 1 монографии, 3 статьях в реферируемых журналах списка ВАК, 2 статьях в сборниках, 1 научно-производственном отчете и 6 тезисах докладов. Результаты исследований неоднократно докладывались на научных заседаниях кафедры региональной геологии и истории Земли геологического факультета МГУ, а также на конференциях и совещаниях различного уровня: Международном Тектоническом совещании (2008, 2010 Москва); XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Ломоносов» (Москва, 2006); III Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2007); VII и VIII Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Геологи XXI века» (Саратов, 2006, 2007); молодежной научной конференции «Молодые -наукам о Земле» (Москва, 2006); XVII молодежной научной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца (Петрозаводск, 2007).

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Она имеет объем 181 страниц, включая 3 приложения, 179 иллюстраций и 6 таблиц. Список литературы включает 117 названий.

Благодарности. Диссертация подготовлена на кафедре региональной геологии и истории Земли геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова при постоянном и благожелательном внимании со стороны заведующего кафедрой профессора A.M. Никишина. Я чрезвычайно признательна своему научному руководителю - доктору геолого-минералогических наук Ал. В. Тевелеву за постоянную и разностороннюю помощь в подготовке диссертации и приобретенные геологосъемочные навыки. Особую благодарность выражаю коллегам с геологического факультета МГУ: кандидату г.-м.н. И.А. Кошелевой за помощь в описании шлифов, профессору Э.М. Спиридонову за консультации по минералогии щелочных гранитоидов, доценту П.Л. Тихомирову за консультации по геохимии щелочных

пород, профессору A.A. Булычеву за помощь в интерпретации аномалий магнитного поля, а также профессору РГГРУ B.C. Попову и кандидату г.-м. н. Б.В. Беляцкому (г. Санкт-Петербург) за консультации по изотопии. Я считаю своим приятным долгом поблагодарить за помощь и поддержку коллег и друзей, с которыми мне посчастливилось работать на Южном Урале: доктора г.-м. наук Арк.В. Тевелева, кандидатов г.-м. н. Н.В. Правикову и Б.В. Георгиевского, а также О.И. Кабанову, A.B. Рудакову, А.И. Коптева, И.В. Храмова, B.C. Родина, Ю.Г. Красноярову.

Глава 1. Состояние изученности триасовых магматических комплексов Восточно-Магнитогорской зоны

Планомерное геологическое изучение района началось в тридцатых годах прошлого века геологическими съемками среднего и крупного масштаба. К ним, в первую очередь, следует отнести работу по подготовке к изданию карты листа N-40-XXXVI (Соколов, 1932 г., Гуцаки и др., 1957 г.; Краснова и др., 1959 г.; Краснова, Рихтер, 1962 г.). Эти работы представляли собой первую крупную сводку геологических материалов по данной территории и сыграли положительную роль в дальнейших исследованиях. В последующем геологическое строение площади уточнялось при проведении крупномасштабных съемок, которые велись силами Челябинского и Оренбургского ТГУ: A.A. Баринов и др. (1967 г.); Г.И. Чайко, A.B. Яркова и др. (1960, 1962, 1964, 1974 гг.) и др. Одновременно с геологосъемочными в разное время проводились тематические работы по обобщению материалов о геологическом строении и металлогении района. К ним, в первую очередь, относятся работы А.Я. Рихтера, М.А. Кригера (1963 г.); М.Д. Тесаловского (1964, 1967 гг.); В.А. Тищенко (1973 г., 1981 г., 1995 г.); И.А. Смирновой и др. (1987 г.); К.П. Плюснина (1962, 1977 гг.). Все эти тематические работы внесли большой вклад в изучение геологического строения Южного Урала. Особая роль по сводке результатов крупномасштабных геологических съемок принадлежит работам по ГДП-200, проводившимся Г.И. Чайко и A.B. Ярковой (1982 г.), Э.В. Шалагиновым (1984 г.), а также JI.H. Кваснюк (2002 г.).

Отдельно стоит отметить работы С.Г. Червяковского (1974-1982), который в семидесятых годах прошлого века детально исследовал массив Малая Чека, описал состав щелочных гранитоидов, определил изотопный возраст пород K-Ar методом. Впоследствии именно массив Малая Чека дал

название всему комплексу щелочных гранитоидов (Шалагинов, 1984 г.).

Глава. 2. Методика исследований

Материал для настоящей работы собирался на протяжении нескольких полевых сезонов (2005-2009 гг.) в Уральской партии геологического факультета МГУ на Южном Урале. В ходе работ были проведены геологические маршруты, в которых описано более 300 обнажений (из них более 100 - автором) по всем массивам щелочных гранитоидов.

При изучении петрографического состава пород было описано более 250 прозрачных шлифов, изготовленных в шлифовальной лаборатории геологического факультета МГУ. Сделано более 100 микрофотографий структур пород, породообразующих минералов, в том числе - щелочных темноцветных, а также акцессорных минералов.

Состав пород и минералов изучался в лаборатории Института Минералогии УрО РАН, г. Миасс (силикатный анализ методом «мокрой химии»), в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург (анализ на редкие, рассеянные и редкоземельные элементы на приборе «ELAN-6100 DRC»), в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург (изотопный Rb-Sr- и Sm-Nd-анализ на многоколлекторном масс-спектрометре «TRITON» (Thermo)), в Лаборатории локальных методов исследования вещества геологического факультета МГУ (изучение состава минералов на микрозондовом комплексе на базе растрового микроскопа "Jeol JSM-6480LV"). Данные магниторазведки интерпретировались с помощью компьютерной программы Тш-2 (автор A.A. Булычев, геологический факультет МГУ).

Глава 3. Особенности геологического строения района

Изученная территория располагается в зоне сочленения двух крупнейших структурных элементов Южного Урала: Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон, разделенных шовной Уйско-Новооренбургской зоной. В геологическом строении района участвуют разнообразные комплексы широкого возрастного диапазона: от ордовика до квартера. В работе наиболее подробно описано геологическое строение Восточно-Магнитогорской зоны. Поскольку настоящая работа посвящена щелочным гранитоидам, особое внимание уделено плутоническим комплексам.

Стратифицированные образования в пределах Восточно-Магнитогорской зоны представлены девонскими островодужными вулканическими

сериями, сменяющимися вулканогенно-осадочными и осадочными свитами фамена - нижнего карбона. Обширные площади сложены нижнекаменноугольными рифтогенными вулканитами магнитогорской бимодальной серии. Все эти комплексы смяты в крупные складки, осложненные разрывами различной кинематики, и перекрыты известняками ранне-среднекаменноугольного возраста.

Уйско-Новооренбургская шовная зона имеет сложную покровно-складчатую структуру. В ее строении участвуют кремнистые толщи ордовика, вулканогенно-осадочные образования раннего и среднего девона, карбонатно-углеродистые толщи раннего карбона, а, кроме того, базальт-трахириолитовый комплекс раннего карбона.

Центральные зоны Восточно-Уральской мегазоны сложены метаморфическими комплексами рифея, на которые надвинуты терригенные и вулканические комплексы ордовика. Все они перекрыты угленосными и карбонатными толщами нижнего карбона, смятыми в пологие брахискладки.

Плутонические породы рассматриваемой территории весьма разнообразны как по составу, так и по возрасту. Наиболее древними являются ордовикские габбро-дунит-гарцбургитовые комплексы, слагающие крупные тектонические пластины в Восточно-Уральской мегазоне. В Восточно-Магнитогорской и Уйско-Новооренбургской зонах девонские плутониты представлены, главным образом, ультрамафитами и габброидами, а каменноугольные - габброидами и гранитоидами тоналитового и монцонитово-го рядов. Сходный по химическому составу с малочекинским мосовский комплекс описан наиболее подробно. В Восточно-Уральской зоне расположен крупнейший на Южном Урале Суундукский плутон, сложенный гранодиоритами и гранитами раннего каброна и гранитами, лейкогранита-ми ранней перми. Срелнетриасовые плутониты представлены малочекинским комплексом щелочных гранитоидов в Восточно-Магнитогорской зоне и кисинетским гипабиссальным комплексом гранит-порфиров в Восточно-Уральской мегазоне.

Глава 4. Щелочные породы малочекинского комплекса Геологическое строение массивов щелочных гранитоидов

Малочекинский комплекс щелочных гранитоидов слагает пять относительно крупных массивов в пределах Восточно-Магнитогорской зоны: Чекинский, Богдановский, гор Малая Чека, Длинная и Кудрявая, их сателлиты, а также ряд более мелких трещинных интрузивов (рис. 1).

Практически все массивы хорошо обнажены. В плане они имеют схожую морфологию и вытянуты меридионально. Размеры тел от 1x2 км до 4*7 км. Интрузивы располагаются в виде двух параллельных цепочек меридионального простирания и приурочены к двум региональным взбросо-сдвигам, имеющим крутое падение (50-70°) на запад: Карабулакско-Богдановс-кому на западе и Мало-чекинскому на востоке.

Восточные контакты массивов, как правило, тектонические; они сопровождаются мощными зонами рассланцевания и катаклаза, а западные местами интрузивные, с широкими зонами роговиков. Комплекс сложен породами трех интрузивных фаз. К первой фазе относятся монцодиориты, ко второй - щелочные сиениты и к третьей - щелочные граниты и щелочные граносиениты.

Чекинский массив, слагает г. Чека (отм. 558 м), на левом берегу р. Урал. Интрузив вытянут в меридиональном направлении, конформно общему простиранию вмещающих вулканогенно-осадочных пород грехов-ской и березовской свит нижнего карбона. Непосредственно в восточном контакте интрузива греховская свита, представлена известняками. Березовская свита, представлена в основном риодацитовыми, риолитовыми туфами и брекчиями. В плане интрузив имеет удлиненную форму, плавные очертания, вытянут на 6,5 км, ширина его в южной части составляет ~ 2 км, а в северной - 1 км. Восточный контакт массива тектонический и представлен Карабулакско-Богдановским взбросо-сдвигом субмеридионального простирания. В составе массива присутствуют все три фазы внедрения, преобладают породы третьей фазы. По результатам интерпретации геофи-

км4 2 0 4 К 12км

Рис. 1. Схема расположения массивов малочекинского комплекса. Цифрами обозначены массивы: 1 - Чекинский, 2 - Грязнушинский, 3 - Богдановский, 4 - горы Маячной, 5 - горы Кудрявой, 6 - горы Длинной, 7 - Ма-лочекинский (горы Малая Чека)

зических данных он погружается на запад под углом 60-70°. Западный контакт - местами нормальный интрузивный, в приконтактовой зоне наблюдаются роговики по кислым вулканитам березовской свиты.

Чекинский массив окружен серией мелких сателлитов, самым крупным из которых является Грязнушинский площадью ~ 3 км2.

На западном склоне горы Чека, наблюдались многочисленные выходы эгирин-рибекитовых щелочных граносиенитов с "пятнами" микрозернистых порфировидных щелочных сиенитов розовато-серого цвета. Взаимоотношения их друг с другом трактовались ранее неоднозначно, обычно сиениты считались ксенолитами в граносиенитах и гранитах. Ксенолиты, как правило, изометричной, каплевидной формы имеют ветвистую четкую границу, но иногда встречаются включения неправильной, амебовидной формы. Ближе к вершине горы Чека наблюдаются те же породы; среди эгириновых гранитов встречены неправильной формы ксенолиты щелочных сиенитов, а также обнаружены маломощные "инъекции" (?) этих пород (2-3 см). Вместе с тем, не везде эти соотношения выглядят однозначно. Местами количество ксенолитов превышает количество вмещающих гранитов. Не исключено, что оба расплава внедрялись почти одновременно и смешивались в приповерхностной камере. При понижении температуры первыми застывали щелочные сиениты, образуя округлые, а местами вытянутые "ксенолиты". Подобные соотношения описаны для многих массивов монцонит-граносиент-гранитного состава (Попов и др., 1999 и др.).

Богдановский массив расположен в 2 км севернее пос. Богдановское, на правом берегу р. Урал, в 8 км южнее Чекинского массива, сходен с ним по морфологии и размерам. В плане Богдановский интрузив имеет вытянутую форму: ширина ~ 2 км и длина 7 км. В рельефе массив выражен в виде невысокого плато с крутыми склонами. Вмещающими являются вулкано-генно-осадочные породы греховской и березовской свит нижнего карбона. Контакты массива преимущественно тектонические. По результатам интерпретации геофизических данных массив круто погружается на запад. В составе Богдановского массива преобладают щелочные граносиениты, в которых наблюдаются многочисленные ксенолиты щелочных сиенитов. Ксенолиты имеют неправильную, часто округлую форму и размер от первых сантиметров до десятков сантиметров.

Массив г. Малая Чека (Мадочекинский) расположен в районе одноименной горы (отм. 396 м), возле поселка Чека. Интрузив представлен

двумя телами, которые вытянуты в северо-восточном направлении (азимут СВ-ЗО0) согласно с общим простиранием структур карбона в этом районе. Он залегает в ядре небольшой антиклинальной складки, крылья которой сложены туфогенно-осадочными образованиями нижнего карбона. Форма обоих тел в плане эллипсовидная, ширина ~ 1 км, длина - 2 км. Восточный контакт массива тектонический и представлен Малочекинским взбросо-сдвигом, а западный - преимущественно нормальный интрузивный. Массив сложен породами трех интрузивных фаз. В щелочных гранитах присутствуют ксенолиты щелочных сиенитов, с ветвистыми границами, как правило, неправильной формы, размерами первые десятки сантиметров.

Массив г. Длинная (отм. 478 м), расположен в ~ 4 км севернее горы Малая Чека. Интрузив вытянут в субмеридиональном направление конформно вмещающим известнякам и песчаникам сосновской толщи: длина 3 км, ширина ~ 0,5 км. По геофизическим данным (Шалагинов, 1984 г.) вертикальная мощность в южной части массива составляет около 2 км. Контакты - интрузивные. В строение интрузива горы Длинная участвуют гранитоиды второй и третьей фаз. Судя по геофизическим данным, интрузивы гор Малая Чека и Длинная на глубине сливаются в единый массив.

Массив г. Кудрявой расположен в 2,5 км севернее массива горы Длинной. Гранитоиды горы Кудрявой слагают небольшую возвышенность, вблизи границы Восточномагнитогорской и Уйско-Новооренбургской зон. Массив дискордантен к вмещающим породам. Он простирается в северозападном направлении, а вмещающие породы имеют субмеридиональное простирание. Интрузив имеет форму близкую к изометричной с длиной осей 4-5 км. По результатам интерпретации геофизических данных (Шалагинов, 1984 г.) мощность массива составляет 1,4 - 1,5 км, а в разрезе он имеет каплевидную форму: восточный контакт погружается на запад под углом около 60°, а западный - на восток примерно под таким же углом. Гранитоиды залегают в крыле складки, сложенной эффузивно-осадочными породами верхнего девона и нижнего карбона. Интрузив характеризуется довольно простым и однородным строением, сложен преимущественно щелочными гранитами третьей фазы.

Малочекинский комплекс так же слагает ряд более мелких интрузивов расположенных примерно посередине между западной и восточной ветвями, в непосредственной близости к Амамбайско-Ташлинскому взбросо-сдвигу: массив горы Маячной и трещинные интрузивы в пределах Бриент-

ского гранитоидного массива. Эти интрузивы изучены хуже.

Петрография щелочных гранитоидов

В разделе подробно описаны все петрографические разности пород. Щелочные породы малочекинского комплекса петрографически достаточно однородны. Все они содержат в разных количествах щелочные амфиболы и/или щелочные пироксены, а также много акцессорных минералов: апатита, монацита, ксенотима, циркона и сфена. Вместе с тем, количество щелочных темноцветных минералов варьирует в широких пределах - от первых процентов до 20-25 %.

Щелочные породы Чекинского и Богдановского массивов (Западная ветвь) петрографически неразличимы. Оба массива слагают разнозерни-стые породы трех фаз внедрения. Для гранитоидов третьей фазы характерна равномернозернистая, микропегматитовая структура, для пород второй и третьей фаз - порфировидная. Щелочные темноцветные минералы в породах массивов имеют различный габитус: ксеноморфные выделения, таблички, ромбовидные кристаллы, часто с амфиболовым двойникованием, нередко наблюдаются иголки и лучистые скопления.

Структура пород Восточной ветви массивов преимущественно порфировидная, с мелкозернистой, редко среднезернистой основной массой. Щелочные темноцветные минералы наблюдаются, как правило, в виде ксеноморфных выделений, редко табличек или иголок. Малочекинский массив слагают породы всех трех фаз внедрения, в отличие от него массив горы Длинная слагают только щелочные граносиениты (третья фаза) и щелочные сиениты (вторая фаза), массив горы Кудрявая нацело сложен щелочными гранитами третьей фазы.

Таким образом, порфировидная и графическая структуры пород характеризуют эти массивы как гипабиссяльные. Только в самых крупных массивах встречены участки с равномернозернистой структурой щелочных пород. Породы Западной и Восточной ветвей имеют четкие петрографические отличия. Для пород Западной ветви характерна графическая (или микропегматитовая) и порфировидная структура, преимущественно средне-, крупнозернистая. Породы Восточной ветви обладают порфировидной структурой с мелкозернистой основной массой. Темноцветные щелочные минералы в породах Западной ветви имеют разнообразный габитус, а в породах Восточной ветви они преимущественно ксеноморфны.

Минералогические особенности щелочных гранитоидов

Минеральные ассоциации щелочных пород малочекинского комплекса интересны в первую очередь щелочными темноцветными минералами, которые до последнего времени были изучены чрезвычайно слабо.

Результаты микрозондовых исследований показывают, что щелочные амфиболы представлены практически непрерывным изоморфным рядом арфведсонит-рибекит-феррорихтерит. Все щелочные амфиболы обеднены магнием и обогащены титаном, В единичных зернах встречается керсутит.

Щелочные пироксены представлены эгирином и геденбергит-эгирином, в котором геденбергитовая компонента составляет не более 20%. Как и амфиболы, эгирин обычно обогащен титаном, содержание ТЮг доходит до 3%, в некоторых разностях наблюдается резко повышенное содержание циркония (Zr02 до 1%). Эти данные хорошо согласуются с представлениями о том, что при кристаллизации щелочных расплавов цирконий часто входит в состав темноцветных минералов, вплоть до того, что собственный циркон может вообще не кристаллизоваться.

Среди акцессорных минералов встречены апатит, монацит, ксенотим, циркон, сфен. Отличительной чертой щелочных гранитоидов малочекинского комплекса является присутствие среди акцессориев фосфатов редких земель (монацита и ксенотима), которые отсутствуют в близких по составу умеренно-щелочных плутонитах раннего карбона. Общие высокие содержания РЗЭ проявляются и в том, что зональный акцессорный апатит имеет повышенное содержание церия (до 5% во внешних зонах).

Геохимические особенности щелочных гранитоидов

Щелочным породам малочекинского комплекса свойственно ярко выраженное бимодальное распределение по кремнекислотностй, причем максимумы соответствуют последним фазам внедрения (60-66% - вторая фаза, 68-74% - третья фаза). В гранитоидах отмечается высокое содержание щелочей, причем содержание К20 с ростом кислотности увеличивается, а Na20 - уменьшается. Распределение щелочей в целом асимметричное, смещенное в сторону высокощелочных разностей в основном за счет повышенного содержания калия.

На классификационной диаграмме TAS (рис. 2) практически все фигуративные точки составов попадают в область пород повышенной щелочности. В целом для комплекса характерно невысокое содержание титана и кальция, высокое содержание железа и глинозема. На большинстве диа-

грамм довольно четко выделяются группы пород, соответствующие фазам внедрения. Первая отвечает монцодиоритам; вторая - щелочным сиенитам, а третья - щелочным граносиенитам и щелочным гранитам.

гранит, щелочной гранит

■ Чекинский массив а Богдановский массив о Массив г. Малая Чека д Массив г. Длинной э Массив г. Кудрявой

6J 70 75 SiO,

Рис. 2. Классификационная диаграмма TAS (Классификация..., 1997)

Распределение петрогенных и рассеянных элементов в щелочных породах малочекинского комплекса подчеркивает особенности их минералогического состава в разных ареалах распространения. Так, в породах Че-кинского и Богдановского массивов (западный ареал) отношение плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата несколько выше, чем в породах массивов восточного ареала, что и отражается в содержании оксидов кальция и калия. Различия в составе пород Западной и Восточной ветвей хорошо выражены на уровне именно петрогенных элементов и менее заметны в распределении рассеянных элементов.

Графики распределения нормированных значений концентрации РЗЭ (рис. 3) в породах различных массивов схожи и характеризуются неглубокими европиевыми минимумами и очень пологим трендом, который связан с высокой концентрацией тяжелых РЗЭ.

Спайдерграммы (рис. 4) щелочных пород всех массивов сходны. В целом конфи1урация спайдерграмм нормированных значений содержания рассеянных элементов с большими ионными радиусами и легких лантаноидов для щелочных гранитоидов примерно повторяет график для верхней коры, однако концентрация высокозарядных элементов и тяжелых РЗЭ их существенно превышает. Практически для всех пород характерны слабо выраженный ниобиевый минимум, слегка повышенные значения концен-

траций тория и резкое обеднение стронцием.

U Ce Pr Nd Sm Eu Cd ТЪ Dy Но Ег Tm Yb Lu

Рис. 3. Распределение РЗЭ для грани-тоидов малочекинского комплекса. Нормировано по хондриту С, (Sun, McDonough, 1989).

Rb Bl Th Nb U Ce Nd Sr Sm Zr Eu ТЪ Y Yb Lu

Рис. 4. Спайдерграммы для гранитои-дов малочекинского комплекса. Нормировано по среднему тоналиту (Sun, McDonough, 1989).

На диаграмме №>/7г (рис. 5) отчетливо выделяется два тренда эволюции, более крутой содержит фигуративные точки всех изученных массивов, а более пологий только фигуративные точки Чекинского массива с резко повышенным содержанием циркона.

№(п) ^

Такая ситуация может объяс-" , няться большим количеством ксе-

* к ■ ■ Г

- с * • ■ ■

„ , ■ ногенного циркона в щелочных

4 ■ породах Чекинского массива.

■ гг(л| Породы Западной и Восточ-

о 209 «о «оо «50 юоо ной ветвей достаточно хорошо раз-

Рис. 5. Диаграмма соотношения Щп) - личаются по нескольким петрохи-

гг{п). Условные обозначения см рис. 2 мическим характеристикам.

Эти различия особенно четко выражены для пород второй фазы внедрения. Во-первых, на востоке породы отчетливо более щелочные. Во-вторых, хотя все они относятся к К-Ыа типу щелочности, породы Восточной ветви все-таки ближе к калиевому типу, а Западной - к натриевому. В-третьих, в Восточной ветви породы существенно более железистые. Резким преобладанием калиево-натриевого полевого шпата над плагиоклазом объясняется глубокий стронциевый минимум на спайдерграммах практически всех пород.

Несмотря на очевидную близость химического состава пород всех массивов, Чекинский интрузив все же отличается аномально высокой концентрацией тяжелых РЗЭ. Суммарное содержание редких земель в породах

часто превышает 300 г/т, иногда достигает 550 г/т. Выделяется Чекинский массив и существенным циркониевым максимумом, связанным с большим количеством акцессорного циркона. На дискриминационных диаграммах фигуративные точки пород малочекинского комплекса целиком попадают в поле внутриплатных гранитов, что отличает их от умеренно-щелочных гранитоидов каменноугольного возраста.

Изотопная характеристика и возраст щелочных пород

Интрузивы малочекинского комплекса прорывают вулканогенно-осадочные породы греховской и березовской свит, полоцкой и каморзин-ской толщ нижнего карбона. Таким образом, геологический возраст комплекса определяется как послевизейский. В ходе работ было отобрано пять проб из массива Чека для определения изотопного возраста Rb/Sr методом - 4 пробы из первой фазы (9722, 9723, 9791, 9792), 1 проба - из второй (9721). В результате получено 5 Rb/Sr минеральных изохрон, с относительно небольшими среднеквадратичными ошибками (4 из них на рис. 6).

,7Rb/*BSr 8W6Sr

"(«Лг пНЫ"8г

Рис. 6, ЯЬ-Бг изохроны гранитоидов малочекинского комплекса

Расчет по пяти валовым пробам дает изотопный возраст 237+21 млн лет, который и является, вероятно, наиболее достоверным. Чуть более мо-

лодые цифры, скорее всего, отражают более позднее флюидное событие, приведшее к некоторому перераспределению Ш> и Бг между минералами, но существенно не повлиявшее на изотопную систему. Следует отметить, что приведенные цифры являются не только первыми надежными изотопными данными о возрасте малочекинского комплекса, но и вообще первыми данными о триасовых гранитоидах в Магнитогорской мегазоне.

В ходе проведенных исследований были проанализироаны цирконы из двух проб и-РЬ методом (БШИМР-П). В результате получены следующие изотопные возраста: 353,9±4,0 и 352,7±3,9 млн лет (рис. 7), что соответствует началу турнейского века и противоречит геологическим данным, поскольку щелочные гранитоиды прорывают вулканогенно-осадочные образования березовской и греховской свит, датированных фаунистически как поздний турне - визе.

Рис. 7. Результаты и-РЬ датирования щелочных сиенита (9721) и гранита (9791)

Ситуация с цирконами, особенно в щелочных породах, далеко непростая. Для гранитоидов часто характерно присутствие унаследованного циркона (иногда в очень большом количестве), а для щелочных гранитоидов может так сложиться, что собственные цирконы вообще могут не кристаллизоваться (весь цирконий уходит в темноцветные минералы). В этом случае мы получим возраст только унаследованного циркона. В каждой из изученных проб были промерены 15 зерен цирконов типично магматического облика и зональности с типичными концентрациями и соотношениями урана и тория. Вместе с тем, для щелочных расплавов характерно наличие высоких концентраций тория и отношения ТЪ к и больше 1. В целом по породе это отношение и в малочекинских щелочных плутонитах меняется от 2 до 10, в среднем составляя 4,22. В проанализированных цирконах отношение ТЬ к и устойчиво меньше 1, что, вероятно, также указы-

0,26 0,30 0,34 0,38 0,42 0,4« 0,50 0,54

'•'ры-'и

0,050

0.32 0,3В мо о,и ОМ

вает на их ксеногенную природу по отношению к гранитоидам.

Изучение Бт-Ш изотопных характеристик показало, что породообразующие минералы относительно изотопии неравновесны с акцессориями: циркон со сфеном дают более крутую линию тренда (рис. 8).

Этот факт говорит в пользу предположения об унаследованном характере циркона, что согласуется с предшествующими выводами по геохимии циркония. Изотопный возраст щелочных гранитоидов малочекинского комплекса определенный Бт-Ш методом составляет 244±83 млн лет, что соответствует среднему триасу.

Глава 5. Обстановки и условия формирования массивов щелочных гранитоидов

Структурная позиция массивов

В целом структура востока Южного Урала (рис. 9) характеризуется чередованием относительно широких меридионально вытянутых мегазон (Магнитогорская, Восточно-Уральская, Зауральская) и разделяющих их, относительно узких шовных зон (Уйско-Новооренбургская и Копейская).

Как показывают структурные исследования (Знаменский, 2006, Теве-лев, 2002, 2006 и др.), сдвиговые деформации с большими амплитудами реализуются в виде шовных зон, а малоамплитудные могут быть рассредоточены по локальным меридиональным разрывам внутри относительно однородных мегазон. Особенность этих сдвигов состоит в том, что они контролируют распределение и морфологию интрузивных тел различного состава и возраста (Вап1ст1г, 1уапоу, 1997; Тевелев, Тевелев, 1977, 1998; Пчелинцев, 2001). Это обстоятельство предоставляет возможность более или менее достоверно определять возраст сдвиговых деформаций.

0,6131

0,9123

0,15 0,17

''"втГМ

Рис. 8. Результаты Эт-М изохронного датирования щелочного сиенита

сдвигов. Раннекаменноугольный возраст левых сдвигов доказан тем, что они контролируют размещение, морфологию и структуру синкинематиче-ских массивов тоналитового ряда (Тевелев и др., 2002, 2006 и др.). В последние годы выяснилось, что самыми поздними являются правые сдвиги. Возраст правых сдвигов предполагается позднепалеозойским - мезозойским (Знаменский, 2006) или триасовым (Тевелев, 2002).

59°00'

О 10 20 30 км

Рис. 9. Сдвиговые зоны Восточно-Магнитогорской зоны

1-4 - интрузивные массивы: 1 - триасовые синкинематические; 2 - ранне-пермские; 3 - раннекаменноугольные синкинематические; А - девонские; 5 -разрывы: а) границы зон, б) прочие; 6-~2~Л 1» ^ ~ элементы залегания: 6 - плоскопараллельных ориентировок наклонные; 7, 8 - линейности: 7 - наклонные, (») |1з 8 - горизонтальные; 9, 10 - присдвиго-[Т] |чд вые складки с вертикальными шарнирами: 9 - Б-образные (левосторонние), 10 - г-образныа (правосторонние); 11, 12 - сдвига: 11 - триасовые, 12 - раннекаменноугольные; 13 - номера интрузивов и серий даек; 14 - номера разрывов.

Интрузивные массивы и серии даек 1

- Верхнеуральский, 2 - Джабыкский, 3

- Кацбахский, 4 - Неплюевский, 5 -Пекинский, 6 - Богдановский, 7 - массив г. Кудрявой, 8 - массив г. Малая Чека, 9 - Суундукский. Разрывы: 1 -Аблязовский, 2 - Карабулакско-Богдановский, 3 - Браиловский, 4 -Восточно-Кировский.

Буквами обозначены: М - Магнитогорская мегазона, ВУ - Восточно-Уральская мегазона, У - Уйско-Новооренбургская шовная зона

в0°00'

При проведении работ было изучено большое количество мезострук-тур в пределах главных сдвиговых зон востока Южного Урала: зеркала

скольжения, мелкие складки с вертикальными шарнирами, рассланцева-ние, линейность, кинк-зоны и т.п. Повсюду, где удавалось зафиксировать разнонаправленные движения по сдвигам, правые сдвиги оказывались более поздними, чем левые. Деформированными оказались не только толщи слоистых пород, но и поверхности рассланцевания и кливажные пластины. Они бывают смяты в присдвиговые флексуры, S-образные, и Z-образные складки с вертикальными шарнирами. При этом S-образные складки (левосторонней кинематики) часто бывают разорваны правыми сдвигами, параллельными осевым поверхностям. Кроме того, правые сдвиги фиксируются и по прямым смещениям маркеров. Например, Верхнеуральский массив В Магнитогорской мегазоне смещен Нововоронинским правым сдвигом с амплитудой около 7 км.

Все триасовые интрузивы локализованы в зонах правых сдвигов. Че-кинский и Богдановский массивы имеют в плане форму параллелограммов, длинные стороны (6,5-7 км) которых вытянуты меридионально и выражены преимущественно сдвигами, а короткие стороны (около 2 км) северовосточного простирания, как правило, имеют отчетливо интрузивные контакты. Такая морфология массивов предполагает их формирование в участках присдвигового растяжения Карабулакско-Богдановского правого сдвига при амплитуде смещения 5-7 км, что согласуется с амплитудой Но-воворонинского сдвига, кулисообразно надстраивающего Карабулакско-Богдановский на север. Восточная ветвь массивов локализована в зоне Браиловского и Малочекинского сдвигов, которые образует правосторонний сдвиговый дуплекс шириной 2,5-3 км и протяженностью 15-18 км.

Аналогичные соотношения левых и правых сдвигов наблюдаются и восточнее, в пределах Восточно-Уральской и Зауральской мегазон (Теве-лев и др., 2002, 2006). Таким образом, правые меридиональные сдвиги и связанные с ними структурные парагенезы относятся к триасовыми коллизионными структурами Южного Урала. Именно с развитием правых сдвигов связаны проявления разнообразного, но неизменно специфического триасового магматизма. Необходимо отметить, что субмеридиональные раннемезозойские правые сдвиги отнюдь не чисто Уральское явление, они чрезвычайно широко развиты южнее, в Казахстанской складчатой области, т.е. являются трансрегиональными молодыми сдвигами.

Геодинамические обстановки формирования массивов

Геологическая история триаса зафиксирована на Южном Урале в не-

многочисленных объектах. Наиболее крупным из них является Челябинский грабен, в котором близкие к траппам базальты туринской серии формировались в раннем-среднем триасе, а челябинская серия красноцветных моласс - в среднем триасе - ранней юре. Красноцветные конгломераты триаса известны и в Восточно-Магнитогорской зоне. Они протягиваются меридиональной полосой в 15-20 км западнее Карабулакско-Богдановского разлома (Монтин, 2003 г.). В пределах Восточно-Уральской мегазоны Ал.В. Тевелевым и др. (2006) был выделен среднетриасовый кисинетский гипабиссальный комплекс флюоритсодержащих гранит-порфиров (Rb-Sr изохронный возраст 238±1,8 млн лет), В Восточно-Уральской мегазоне к гранит-порфирам кисинетского комплекса близки биотитовые мезо- и лей-кократовые флюоритоносные граниты сабанайского комплекса (Кузнецов и др., 2008), Ar-Ar изотопный возраст которых по биотиту 248,8±3,4 млн лет. Близки к ним и плутониты блюмовского лейкогранит-пегматитового комплекса (Бушляков и др., 1999, Петров и др., 2004 г.). Кроме того, в пределах северной части Западно-Магнитогорской зоны известен фоминский комплекс граносиенитов, умеренно-щелочных и щелочных гранитоидов (Кузнецов и др., 2008 г.), его возраст достоверно не установлен, но, скорее всего, он тоже является триасовым.

Имеющиеся данные показывают, что триасовые лейкогранитовые и щелочногранитовые комплексы Южного Урала сформировались после базальтов трапповой формации. Геохимические и изотопные характеристики позволяют отнести их к внутриплитным магматитам, а структурные построения приводят к мысли об обстановках транспрессии. В раннем триасе на огромной территории господствовала обстановка растяжения, которую обычно связывают с подъемом суперплюма, ответственного за траппы Сибирской провинции. Смена динамических обстановок приходится примерно на границу ладинского и анизийского веков среднего триаса и фиксируется в формировании трансрегиональных сдвигов. Данные по соседним регионам (Коваленко и др., 1999; Ярмолюк и др., 2000 и др.; Берниковский и др., 2001) показывают, что щелочные и лейкократовые гранитоиды триаса локализованы по северной и восточной периферии Сибирской трапповой провинции. По всей видимости, аналогичные комплексы Южного Урала маркируют ее западную периферическую зону.

Проблема источников щелочных кислых магм рассматривается во множестве работ (Коваленко и др., 1999; Ярмолюк и др., 1999; Попов, 2003

и др.). Применительно к гранитоидам малочекинского комплекса надо иметь в виду несколько фактов: 1) они слабо изменены вторично, но существенно обогащены калием, а также тяжелыми РЗЭ, что говорит о первичной обогащенности магмы; 2) они имеют низкое начальное отношение изотопов стронция ((878г/86Бг)| = 0,70479-0,70592), что практически исключает чисто коровые источники; 3) £N<14 в 5 пробах составляет 5,5-6,3, что отвечает истощенной мантии. Сочетание таких параметров, а также высокие ТЪ/Ьа отношения (0,25-0,35) приводят нас к выводу, что щелочные гранитоиды имели смешанный источник, либо источник претерпел предварительную флюидную переработку.

Заключение

Щелочные гранитоиды малочекинского комплекса являются самыми молодыми магматическими породами Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Они слагают две меридиональные цепочки небольших интрузивов и представлены свежими разностями эгириновых, эгирин-щелоч-ноамфиболовых и щелочноамфиболовых умеренно-кислых и кислых пород. Гранитоиды Западной и Восточной ветвей отличаются друг от друга по геохимическим особенностям. Среднетриасовый возраст щелочных пород (237 млн лет) установлен ЯЬ-Бг и Бт-Ш изохроннымы методами.

На Южном Урале в среднем триасе (примерно на границе анизийского и ладинского веков) произошла смена обстановки общего растяжения на обстановку правосторонней транспрессии. В результате этого Челябинский рифт трансформировался в рамп, а базальтовый вулканизм в Копейской зоне завершился. Новая динамическая обстановка инициировала кратковременную вспышку специфического гранитоидного магматизма. Массивы щелочных гранитоидов сформировались в локальных зонах присдвиго-вого растяжения крупных взбросо-сдвигов, в обстановке правосдвиговой транспрессии, которая в середине триаса сменила режим общего растяжения. Размеры и морфология массивов согласуются с кинематическими параметрами сдвиговых зон. Щелочные гранитоиды имели смешанный источник или источник претерпел предварительную флюидную переработку.

Список работ, опубликованных по теме диссертации

Монографии

1. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Тевелев Арк.В. ... Фурина М.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 ООО (издание второе). Серия Южно-Уральская. Лист N-40-XXXVI. Объяснительная записка. С.-Пб. ВСЕГЕИ. 200 стр., в печати.

Статьи в периодических изданиях (перечень ВАК)

2. Фурина М.А., Тевелев A.B., Кошелева И.А., Правикова Н.В. Особенности химического состава триасовых щелочных пород Магнитогорской зоны Южного Урала // Вестник Моск. ун-та, сер. 4, геология, 2010, № 2. С. 62-68.

3. Фурина М.А. Щелочные гранитоиды Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала (геология, петрография) // Бюллетень МОИП, № 2, 2010. С. 65-71.

4. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Беляцкий Б.В. Триасовый магматизм Южного Урала: геохимия, изотопия, геодинамика // Вестник Моск. ун-та, серия 4, геология, 2009, № 2. С. 29-38.

5. Tevelev Al.V, Kosheleva I.A., Furina M.A., Belyatsky B.V. Triassic Mag-matism in the South Urals: Geochemistry, Isotopic Composition, and Geodi-namics // Vestnik Moscow University. Geology, 2009, № 2, pp. 92-101.

Научные отчеты

6. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Тевелев Арк.В. ... Фурина М.А. и др. Отчет по объекту: «ГДП-200 территории листа N-40-XXXVI (Суундукская площадь)» за 2004-2008 гг. М.: МГУ. Горгеолфонд. 2009. 478 с.

Краткие научные сообщения в продолжающихся изданиях

7. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Беляцкий Б.В. Триасовая геодинамика Южного Урала в свете новых изотопных данных / Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики // Материалы XLI Тектонического совещания. Т. 2. М.: ГЕОС, 2008. С. 317-321.

8. Тевелев Ал.В., Фурина М.А. Кинематика раннемезозойских сдвиговых зон Южного Урала / Тектоника и геодинамика складчатых поясов платформ фанерозоя // Материалы XLIII Тектонического совещания. Т. 2. М.: ГЕОС, 2010. С. 341-346.

Тезисы докладов

9. Фурина М.А. Геологическое строение и состав гранитоидного массива

Чека / Геология, полезные ископаемые и геоэкология северо-запада России // Материалы XVII молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. Петрозаводск, 2006. С. 60-62.

10. ФуринаМ.А. Щелочные гранитоиды Чекинского массива (Южный Урал) II Тезисы докладов Третьей Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2006. С. 236-237.

11. ФуринаМ.А., Базилевская Е. А., Георгиевский Б.В. Строение и динамика новейшего развития Чекинского гранитоидного массива (Южный Урал) // Материалы VII Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых специалистов (Саратов, 28-31 марта 2006 г.). Саратов: Изд-во СО ЕАГО, 2006. С. 16-17.

12. Фурина М.А. Морфология Чекинского гранитоидного массива (Южный Урал) // Тезисы докладов научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Молодые - наукам о Земле» (Москва 23-24 марта

2006 г.). Москва РГГУ им. С. Орджоникидзе, 2006, с. 57.

13. Базилевская Е.А., Фурина М.А., Георгиевский Б.В. Морфология и неотектоника Малочекинской сдвиго-надвиговой зоны (Южный Урал) // Сборник тезисов XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Ломоносов», Т. 2. М.: Изд-во МГУ, 2006, с. 49.

14. Фурина М.А. Гранитоидный массив Чека, его строение и состав (Южный Урал) // Материалы VIII Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых специалистов (Саратов, 28-30 марта

2007 г.). Саратов: Изд-во СО ЕАГО, 2007. С. 10-11.

Отпечатано в отделе оперативной печати Геологического ф-та МГУ Тираж / СО экз. Заказ № 33

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Фурина, Мария Александровна

Введение

1. Состояние изученности триасовых магматических комплексов Восточно-Магнитогорской зоны

2. Методика исследований

3. Особенности геологического строения района

3.1. Стратифицированные образования

3.2. Интрузивные образования

3.3. Тектоника

3.4. Полезные ископаемые

4. Щелочные породы малочекинского комплекса

4.1. Геологическое строение массивов щелочных гранитоидов

4.2. Петрография щелочных пород

4.3. Минералогические особенности щелочных пород

4.4. Геохимические особенности щелочных пород

4.5. Изотопная характеристика и возраст малочекинского комплекса

4.6. Сравнительная характеристика гранитоидов мосовского и малочекинского комплексов

5. Обстановки и условия формирования массивов щелочных гранитоидов

5.1. Структурная позиция массивов

5.2. Геодинамические обстановки формирования массивов 113 Заключение 123 Список литературы 124 Приложение 1 135 Приложение 2 175 Приложение

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса"

Палеозойский магматизм Магнитогорской мегазоны Южного Урала был хорошо изучен уже к концу прошлого века во многом из-за того, что с ним связаны главные медно-колчеданные, колчеданно-полиметаллические, золоторудные и др. месторождения. Наименее изученными оказались щелочные магматические породы, выделенные в малочекинский плутонический комплекс. Петрохимическая характеристика пород была относительно полной, однако практически не было современной геохимии, минералогической характеристика существовала только в самых общих чертах (Червяковский, 1981, 1982). Был неясен и их возраст, т.к. существовали только К-Аг данные, дающие большой разброс значений (Степанов, 1982 г.). Все эти проблемы встали особенно остро в 2004 году, когда геологическим факультетом МГУ были начаты работы по подготовке второго издания Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200 000 (лист 1Ч-40-ХХХУ1). Актуальность данной работы состояла в необходимости оперативного решения указанных проблем и определении перспектив района на редкоземельное оруденение.

Цель и задачи исследования. Целью настоящей работы было выяснение геологического строения и условий формирования массивов щелочных гранитоидов Восточно-Магнитогорской зоны, их геохимической, и металлогенической специализации. Для достижения поставленной цели потребовалось решить целый ряд конкретных задач, главными из которых являлись: 1) изучить особенности геологического строения массивов щелочных гранитоидов, 2) изучить петрографию всех разностей щелочных пород, 3) получить и интерпретировать геохимические данные, 4) изучить минералогию плутонитов; 5) определить изотопные характеристики и возраст щелочных пород; 6) выяснить геодинамические и локальные тектонические условия формирования интрузивов.

Фактический материал. Основу диссертации составляет фактический материал, полученный автором в период с 2005 по 2009 год в процессе полевых и камеральных исследований, проводившихся Уральской геолого-съемочной партией геологического факультета МГУ на Южном Урале (руководитель Ал.В. Тевелев), в которых автору посчастливилось участвовать. Эти работы завершились составлением комплекта Госгеол-карты-200 листа >М0-ХХХУ1, который был успешно защищен на НРС МНР при ВСЕ-ГЕИ. В работе использованы описания около 250 шлифов, результаты более 200 анализов (в том числе 82 авторских) на петрогенные, а также 72 анализов на редкие, рассеянные и редкоземельные элементы, результаты измерений магнитной восприимчивости (100 образцов), 63 микрозондовых анализа.

Научная новизна. В результате исследований впервые установлен среднетриасо-вый возраст щелочных гранитоидов Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Создана наиболее полная на данный момент геохимическая база данных, впервые детально изучен минералогический состав щелочных пород. Кроме того, впервые определена поперечная геохимическая зональность в распределении щелочных гранитоидов, а также выявлена связь с зонами присдвигового растяжения.

Практическое значение. Результаты настоящей работы были сформулированы в качестве предложений по уточнению Легенды Южноуральской серии листов Госгеол-карты-200 (второе издание), которые были утверждены НРС МПР при ВСЕГЕИ. Полученные данные могут быть использованы при проведении региональных и специализированных работ, кроме того, их необходимо учитывать при разработке палеогеодина-мических реконструкций для триаса. Со щелочными гранитоидами связаны проявления редкоземельной минерализации, проведенные работы позволили уточнить перспективы района на редкие земли.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Гипабиссальные щелочные гранитоиды малочекинского комплекса являются самыми молодыми магматическими породами Восточно-Магнитогорской зоны и представляют собой внутриплитные магматические образования. Их среднетриасовый возраст (230-240 млн лет) установлен Ш>8г и Бт-Ш изохронными методами. От близких по петрохимическим параметрам каменноугольных плутонитов щелочные гранитоиды отличаются не только по минералогическим, но и по геохимическим и изотопным характеристикам, а также по степени тектонической переработки.

2. Массивы щелочных пород приурочены к региональным полихронным сдвиговым зонам. Они локализованы в разномасштабных сдвиговых дуплексах растяжения, формировавшихся в обстановке общей правосторонней транспрессии, сменившей в середине триаса режим общего растяжения. Размеры и морфология массивов хорошо согласуются с кинематическими параметрами сдвиговых зон.

3. Триасовые плутонические комплексы Урала, относятся к двум сериям (гранит-лейкогранитной и щелочных гранитоидов), которые отчетливо разделены пространственно. Интрузивы гранит-лейкогранитной серии расположены исключительно в пределах Восточно-Уральской мегазоны с докембрийским метаморфическим основанием и представляют собой продукты коровых расплавов. Щелочные гранитоиды локализованы в пределах Магнитогорской мегазоны палеозойской консолидации, в их происхождении существенную роль играли мантийные источники.

Публикации и апробация работы. Основные положения и разделы работы опубликованы в 13 работах, в том числе в 1 монографии, 3 статьях в реферируемых журналах списка ВАК, 2 статьях в сборниках, 1 научно-производственном отчете и 6 тезисах докладов. Результаты исследований неоднократно докладывались на научных заседаниях кафедры региональной геологии и истории Земли геологического факультета МГУ, а также на конференциях и совещаниях различного уровня: Международном Тектоническом совещании (2008, 2010 Москва); XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Ломоносов» (Москва, 2006); III Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2007); VII и VIII Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Геологи XXI века» (Саратов, 2006, 2007); молодежной научной конференции «Молодые - наукам о Земле» (Москва, 2006); XVII молодежной научной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца (Петрозаводск, 2007).

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Она имеет объем 181 страниц, включая 3 приложения, 179 иллюстраций и 6 таблиц. Список работ включает 117 названия.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Фурина, Мария Александровна

ВЫВОДЫ

1. Ареалы распространения массивов малочекинского и мосовского комплексов пересекаются, следовательно, мало вероятно, что малочекинский комплекс может быть аналогом мосовского по латерали.

2. Петрографические отличия: для гранитоидов малочекинского комплексов характерна микропегматитовая структура, присутствие щелочных пироксенов и щелочных амфиболов; вторичные изменения в породах мосовского комплекса проявлены гораздо сильнее, чем в малочекинских.

3. С геохимической точки зрения гранитоиды малочекинског о комплекса более щелочные, причем в малочекинских плутонитах содержания натрия практически не изменяется с ростом кислотности, а в мосовских - увеличиваются. Содержания тяжелых РЗЭ существенно выше в гранитоидах малочекинского комплекса.

4. Шэ-Бг изотопные датировки малочекинского и мосовского комплексов различаются на 100 млн. лет, при том, что начальное стронциевое отношение у первого 0,70532, а у второго - 0,70313, а (еШ^ у обоих комплексов примерно одинаковое ~ 5,8. Бт-Ш изотопные датировки также дают различия в 90 млн. лет.

5. Принадлежность гранитоидов малочекинского комплекса к внутриплитным гранитов также отличает их от умеренно-щелочных гранитоидов каменноугольного возраста.

5. Обстановки и условия формирования массивов щелочных гранитоидов

5.1. Структурная позиция массивов

Раннемезозойский (триас-раннеюрский) этап развития Урала давно привлекает к себе внимание геологов именно как "послеуральский", т.е. якобы не имеющий прямого отношения к развитию собственно уралид. В последние 10-15 лет этот интерес стал подогреваться обнаружением в пределах Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон магматических образований триасового возраста от лампроитов до щелочных гранитов и лейкогранитов. Петрология и изотопия этих пород в настоящее время изучены достаточно хорошо (Лукьянова и др., 1997, Сурин, 1999, Тевелев и др., 2006, 2008).

I - дайки калымбаевского и кисинет-ского комплексов; 2-5 - интрузивные массивы- 2 - триасовые синкинемати-ческие, 3 - раннепермские; 4 - ранне-каменноугольные синкинематические;

5 - девонские; 6 - разрывы, а) границы зон, б) прочие, 7-9 - элементы залегания 7 - плоско-параллельных ориентировок наклонные, 8, 9 - линейности. 8 - наклонные, 9 - горизонтальные; 10,

II - присдвиговые складки с вертикальными шарнирами- 10 - Б-образные (левосторонние), 11 - г-образные (правосторонние), 12, 13-сдвиги: 12-триасовые, 13 - раннекаменноуголь-ные; 14 - номера интрузивов и серий даек, 15 - номера разрывов Интрузивные массивы и серии даек- 1 - Верхнеуральский, 2 - Чернореченский, 3 -Чесменский, Новоукраинский, 5, 6 -серии даек 5 - калымбаевского комплекса в массиве Малый Куйбас, б -кисинетского комплекса, 7 - Джабык-ский, 8 - Новокатенинский, 9 - Кацбах-ский, 10 - Неплюевский, 11 -Чекинский, 12 - Богдановский, 13 -массив г. Кудрявой, 14 - массив г. Малая Чека, 15 - Суундукский. Разрывы: 1 - Аблязовский, 2 - Карабулакско-Богдановский, 3 - Браиловский, 4 -Восточно-Кировский, 5 - Карталинский,

6 - Новокатенинский Буквами обозначены мегазоны (М - Магнитогорская, ВУ - Восточно-Уральская, ЗУ - Зауральская) и шовные зоны (У - Уйско

Новооренбургская, К - Копейская). Врезки на схеме- А - Схема расположения даек кисинет-ского комплекса в зоне правого сдвига; Б - Схема формирования Чекинского массива в зоне правого сдвигового дуплекса; В - Схема формирования Богдановского массива в зоне правого сдвигового дуплекса (линиями внутри массивов показана ориентировка даек)

Рис 5.1.1. Сдвиговые зоны

Хотя практически все проявления триасового магматизма на Южном Урале оказались так или иначе связанными с крупными разломами, преимущественно сдвигами, кинематика триасовых сдвигов пока остается мало изученной. В целом структура восточной части Южного Урала (рис. 5.1.1) характеризуется чередованием относительно широких меридионально вытянутых мегазон (Магнитогорская, Восточно-Уральская, Зауральская) и разделяющих их, относительно узких шовных зон (Уйско-Новооренбургская и Копейская). Как показывают структурные исследования (Знаменский, 2006, Пчелинцев, 2001, Серавкин и др., 2001, Тевелев и др., 2002, 2006 и др.), сдвиговые деформации с большими амплитудами реализуются в виде шовных зон, а малоамплитудные могут быть рассеяны по локальным меридиональным разрывам внутри относительно однородных мегазон. Особенность этих сдвигов состоит в том, что они контролируют распределение и морфологию интрузивных тел различного состава и возраста (Пчелинцев, 2001, Тевелев и др., 2002, 2006 и др.). Это обстоятельство предоставляет возможность более или менее достоверно определять возраст сдвиговых деформаций. Б

Ранее на Южном Урале выделялись две главные стадии коллизионных деформаций (Плюснин, 1971; Иванов, 1998): на ранней стадии предполагалось формирование надвигов и шарьяжей, а на поздней - левых сдвигов. Раннекаменноугольный возраст левых сдвигов доказан тем, что они контролируют размещение, морфологию и структуру синкинематических массивов тоналитового ряда (Тевелев и др., 2002, 2006 и др.). лось зафиксировать разнонаправленные движения по сдвигам, правые

В последние годы выяснилось, что самыми поздними являются правые сдвиги. Возраст правых сдвигов предполагается позднепа-леозойским - мезозойским (Знаменский, 2006) или триасовым (Тевелев, 2002).

В ходе региональных геологосъемочных работ (Тевелев и др., 2002, 2006 и др., Тевелев, Фурина и др., 2010) изучено большое количество мезоструктур в пределах главных сдвиговых зон востока Южного Урала: зеркала скольжения, мелкие складки с вертикальными шарнирами, рас-сланцевание, линейность, кинк-зоны и т.п (рис. 5.1.2, 5.1.3, 5.1.5). Повсюду, где удава

Рис. 5.1.3. Вертикальное зеркало скольжения с субгоризонтальной штриховкой в Уйско-Новоорен-бургской сдвиговой зоне сдвиги оказывались более поздними, чем левые (рис. 5.1.4). В частности, в Копейской шовной зоне наблюдаются многочисленные зоны рассланцевания в породах девона. Поверхности рассланцевания часто смяты в присдвиговые Э-образные, и 7-образные складки (рис. 5.1.2) с вертикальными шарнирами и меридиональным простиранием осевых поверхностей.

При этом Б-образные складки (левосторонней кинематики) часто бывают разорваны правыми сдвигами, параллельными осевым поверхностям. Похожая картина наблюдается и в Уйско-Новооренбургской шовной зоне, где сдвиги фиксируются по многочисленным крутым зеркалам скольжения с горизонтальной штриховкой.

Рис. 5.1.4. Меридиональный правый сдвиг, смещена кварцевая жила

Правые сдвиги фиксируются и по прямым смещениям маркеров: Верхнеуральский массив (рис. 5.1.6) Магнитогорской мегазоны разорван Нововоронинским правым сдвигом, а Новокатенинский габбровый массив (рис. 5.1.6) Зауралья - одноименным сдвигом. Амплитуды смещения составляют 7 и 15 км соответственно.

Рис. 5.1.6. А - Верхнеуральский массив, смещенный правым сдвигом с амплитудой 7 км (Мосейчук, 2000ф),

Б - Новокатенинский массив габбро, смещенный правым сдвигом, амплитудой 15 км (Тевелев и др, 2006)

Рис. 5.1.5. А - Правая вертикальная флексура кливажных пластин в гранитах позднего девона, в пределах Копейской сдвиговой зоне, Б - Присдвиговые трещины отрыва правосторонней кинематики в зоне Карабулакско-Богдановского взброса-сдвига

Все триасовые интрузивы локализованы в зонах правых сдвигов. Дайки флюоритсодер-жащих лейкократовых гранит-порфиров кисинетского комплекса (Тевелев и др., 2006) имеют севе-ро-северо-восточное простирание (рис. 5.1.1, врезка А), часто Ъ-образно изогнуты. Они внедрялись в трещины отрыва, сопряженные с Карталинским правым взбросо-сдвигом. Чекинский и Бо-гдановский массивы щелочных гранитоидов малочекинского комплекса (Тевелев и др., 2008) имеют в плане форму параллелограммов, длинные стороны (6,5-7 км) которых вытянуты меридионально и выражены сдвигами, а короткие стороны (около 2 км) северо-восточного простирания ОС.-.'Гимеют отчетливо интрузивные контакты. Такая морфология массивов предполагает их формирование в участках присдвигового растяжения(рис. 5.1.1, врезки Б и В) правого Карабулакско-Богдановского сдвига при амплитуде смещения 5-7 км, что согласуется с амплитудой Нововоронинского сдвига, кулисообразно надстраивающего Карабулакско-Богдановский на север. Малочекинская группа массивов щелочных пород того же комплекса (Тевелев и др., 2008, Тевелев, Фурина и др., 2010) локализована в зоне Браилов-ского сдвига, который образует правосторонний сдвиговый дуплекс шириной 2,5-3 км и протяженностью около 15-18 км.

Таким образом, правые меридиональные сдвиги и связанные с ними структурные парагенезы являются наиболее молодыми коллизионными структурами складчато го сооружения Южного Урала. Именно с развитием правых сдвигов связаны проявления разнообразного, но неизменно специфического триасового магматизма. Необходимо отметить, что субмеридиональные раннемезозойские правые сдвиги отнюдь не чисто Уральское явление, они чрезвычайно широко развиты южнее, в Казахстанской складчатой области, т.е. являются трансрегиональными молодыми сдвигами.

5.2. Геодинамические обстановки формирования массивов

Следует, конечно, ещё раз отметить, что до последнего времени многие авторы не выделяли именно триасовые магматические комплексы, а описывали и изучали их как раннекаменноугольные или пермские. Вместе с тем, данные о триасовом возрасте магматитов были получены уже достаточно давно. Что касается других магматических комплексов триаса на Южном Урале, то они установлены и севернее, и восточнее изученной территории.

Малочекинский комплекс

Щелочные гранитоиды в Восточно-Магнитогорской зоне впервые выделены в составе Малочекинского массива (Чайко и др., 1957), были выделины: граносиениты, щелочные граниты, сиениты, граносиенит и сиенит-порфиры. На этой стадии авторы приписывали гранитоидам раннекаменноугольный возраст. Впоследствии Карабулак-ский, Чекинский и Богдановский массивы были объединены теми же авторами (Чайко и др., 1964) в единый магнитогорский комплекс послевизейского возраста.

Еще позднее (Чайко и др., 1982) в составе пород интрузива горы Чека были описаны три интрузивные фазы: 1 - сиеногранодиориты, сиениты, сиенодиориты (встречается в виде останцов и реликтов в краевых частях массива); 2 - щелочные граниты (в апикальных и эндоконтактовых фациях - гранит-порфиры и интрузивные брекчии). Жильная фация (третья) представлена дайками риолитовых порфиров, гранит

115 порфиров. Впервые авторами были получены данные K-Ar изотопного датирования пород (в том числе - триасового!): 2 фаза - 277-260 млн лет; жильной серии: лейкограни-тов 242 млн лет, "субщелочных липаритовых порфиров" - 236 млн лет. Несмотря на существенный разброс значений и преимущественно триасовые датировки, в целом возраст массива на геологической карте был принят пермским.

Отдельно стоит отметить исследования С.Г. Червяковского (1974, 1981, 1982), который в семидесятых годах прошлого века защитил кандидатскую диссертацию по геологии и минералогии массива Малая Чека. Он впервые детально описал состав щелочных гранитоидов, определил К-Аг изотопный возраст (244 млн лет). Впоследствии именно массив горы Малая Чека дал название всему комплексу.

Калымбаевский комплекс Севернее изученной территории известен раннетриасовый лампроит-лампрофировый калымбаевский (в некоторых работах — "колымбаевский") дайковый комплекс (Сурин, Мосейчук, 1995; Сурин, 1999). Он представлен многочисленными маломощными (до первых метров) дайками, прорывающими все палеозойские образования. Среди них выделены оливин-флогопитовые, диопсид-санидин-флогопитовые и лейцит-диопсид-флогопитовые разности (Лампроиты., 1997). К-Ar и Rb-Sr изотопный возраст лампроитоидов определялся как средиетриасовый - раннеюрский (198240 млн лет) (Краснобаев и др., 1993; Горожанин, 1995). Вместе с тем, по данным В.М. Мосейчука и др. (2000ф) для лампрофиров калымбаевского комплекса из Алек-сандринского рудного района Б.В. Беляцким получен Rb-Sr изохронный возраст 308+15 млн лет.

Кисинетскийкомплекс

Восточнее, уже в пределах Восточно-Уральской мегазоны Ал.В. Тевелевым и др. (2006) при проведении ГДП-200 был выделен среднетриасовый кисинетский гипа-биссальный комплекс флюоритсодержащих гранит-порфиров. Комплекс локализован северо-восточнее Джабыкского плутона (восточнее д. Великопетровка), и представлен несколькими крупными дайками северо-северо-восгочного простирания, прорывающими позднедевонскую толщу шошонит-латитового состава в 3-4 км восточнее пос. Великопетровка. Дайки имеют длину от 300 до 1000 м и мощность от 5 до 20, реже до 50 м. В центральных частях они представлены розово-серыми, светло-серыми гранит-порфирами с вкрапленниками кварца, плагиоклаза и калинатриевого полевого шпата. Минералогической особенностью гранит-порфиров является присутствие среди акцессорных минералов флюорита (часто вкрапленники размером до 1,5 мл) и колумбита.

Гранит-порфиры кисинетского гипабиссального комплекса имеют повышенную кислотность и щелочность. Для них характерно резкое обогащение Nb (> 100 г/т), Rb (600-900 г/т), Cs и Та, повышенные концентрации Th, U, тяжелых РЗЭ, а также минимальные концентрации Sr и глубокий Ей минимум на фоне почти горизонтального спектра нормированных концентраций РЗЭ. Более того, в гранит-порфирах наблюдается необычный для кислых пород положительный тренд тяжелых РЗЭ.

Измеренные параметры Rb-Sr изотопной системы в валовых пробах и полевых

R7 o/t шпатах обнаруживают хорошую линейную корреляцию в координатах Rb/ Sr—

0*7 OfT

Sr/ Sr, которая соответствует изотопному возрасту 238 ± 1,8 млн лет (СКВО = 1,2) с аномально высоким 87Sr/86Sri = 0,7582 и обычным для гранитных пород мезозойского возраста начальным отношением 143Nd/144Nd = 0,512411 (Тевелев и др., 2007).

Челябинский интрузив -В составе Челябинского гранитоидного интрузива, расположенного в пределах Восточно-Уральского мегазоны, обнаружены лейкограниты, для которых фиксируются триасовые датировки (40Аг/39Аг, 236 млн. лет, Осипова и др., 2010).

Лейкограниты расположены на-крайнем северо-западе Челябинского массива, в его контактовой зоне. Они слагают небольшое, овальное в плане (размером приблизительно 2 х 3"км), вытянутое в субширотном направлении, тело. Макроскопически это очень светлые, чуть сероватые, массивные породы, преимущественно среднезернитые, часто постепенно переходящие в крупнозернистые,"местами до пегматоидных разности. Лейкограниты прорваны жилами пегматитов, мощность которых варьирует от первых сантиметров до двадцати-тридцати сантиметров. В рельефе они выделяется слабо - слагая небольшую пологую возвышенность.

Редкометальиые пегматиты Адуйского плутона Гранит-порфиры кисинетского комплекса сопоставляются по возрасту (триас), геохимическим особенностям (высокие концентрации ниобия и тантала и пр.) и изотопным параметрам (начальные отношения стронция и неодима) с мезозойскими ред-кометальными гранитными пегматитами района Адуйского плутона на Среднем Урале, а также со слюдитами Малышевского месторождения изумрудов (Бакшеев и др., 2003; Попов и др., 2003; Смирнов и др., 2006). Так, на основании минеральных Rb-Sr изо-хрон, характеризующих Адуйский, Мурзинский и Ватихский плутоны, B.C. Попов с коллегами выделили ранне-среднетриасовые и раннеюрские граниты и пегматиты (250, 230 и 200 млн лет). Раннемезозойский возраст имеют пегматоидные граниты и редко-метальные пегматиты, локализованные вблизи юго-восточного контакта Адуйского плутона, а также слюдиты Малышевского месторождения изумрудов.

В статье В.Н. Смирнова с коллегами показано на основе K-Ar датировок, что возраста всех изученных разновидностей гранитоидов Адуйского массива совпадают в пределах ошибки датирования и составляют 251-245 млн лет. Редкометальные пегматиты из зоны восточного экзоконтакта Адуйского массива имеют еще более молодой возраст - 239±5 млн лет, что, правда, не согласуется с Re-Os датировкой молибденитов из редкометальных пегматитовых жил (262±7,3 млн лет).

Сабанайский комплекс К гранит-порфирам кисинетского комплекса близки биотитовые мезо- и лейкокра-товые флюоритоносньге граниты и дайки мелкозернистых лейкогранитов сабанайско-го комплекса (Кузнецов и др., 2008ф). Граниты образуют два сближенных массива, ориентированных в виде цепочки меридионального простирания в восточном борту Сысертско-Ильменогорской зоны Восточно-Уральской мегазоны. Для них характерен лейкократовый облик - содержание биотита 1-2%, довольно часто отмечается видимая вкрапленность флюорита сиреневато-фиолетового цвета. Среди акцессорных минералов, кроме флюорита, встречены апатит, циркон, гранат, молибденит, магнетит, пирит, кроме того, в протолочках установлены рутил, радиоактивный циркон, торит, пиро-хлор, урановая смолка, пирит, колумбит.

По двум пробам биотита из гранитов Ar-Ar методом были получены близкие датировки: 248,8±3,4 и 251,2±2,4 млн лет.

Блюмовский комплекс Блюмовский лейкогранит-пегматитовый комплекс также распространен преимущественно в Сысертско-Ильменогорской зоне (Петров и др., 2004ф; Кузнецов и др., 2008ф). К нему отнесены дайки лейкогранитов, аплитов-и амазонитовых пегматитов, залегающие в метаморфических породах протерозоя и в гранитах увильдинско-кисегачского комплекса. Дайки имеют субширотное, СЗ и СВ простирания. Длина даек до 150 м, мощность до 2 м, крупнейшая из них "Чебаркульская дайка" имеет длину 3 км при ширине 150 м.

Состав лейкогранитов: альбит, калинатриевый полевой шпат, кварц, биотит (до 3 %), акцессорные: апатит, магнетит, циркон, молибденит, в пегматитах — берилл, фенакит, топаз, турмалин, колумбит и др. Для лейкогранитов характерны высокие содержания кремнезема и суммы щелочей (до 10%), с преобладанием калия (до 5,88%), высокое содержание Rb и низкое Sr. Изотопный возраст пегматитов по амазониту и лейкогранитов по биотиту Rb-Sr и К-Ar методами определен соответственно в 160-260 и 172-181 млн лет (Попов и др., 1980ф, Бушляков и др., 1999).

Фоминский комплекс Фоминский комплекс представлен телами граносиенитов, умеренно-щелочных и щелочных гранитов, приуроченных к зоне Миасского разлома, расположен он в Западно-Магнитогорской зоне: на широте г.Фомина, непосредственно западней тракта Кара-баш-Кыштым, а также в ультрабазитах Сугомакского массива (Кузнецов и др., 2008 г.).

В минеральном составе пород преобладает калинатровый полевой шпат. (6085%), темноцветные: амфибол в сростках с биотитом сине-зелёный; пироксен - ряда эгирин-салит, так же установлены ферриторит и виикит (бастнезит) (Яковенко, 1970ф). Из акцессорных минералов описаны: ферриторит, монацит, церит, бастнезит, ортит, циркон, пирохлор, ильменит, сфен, барит. Возраст комплекса достоверно не установлен, но, скорее всего, он тоже является триасовым.

В принципе, можно было бы ограничиться Южным и Средним Уралом, однако в таком случае малочекинский комплекс оказывается практически единственным триасовым комплексом щелочных гранитоидов, все остальные (за исключением лампроитов) относятся к лейкогранитам. Межу тем, формирование раннемезозойских щелочных гранитоидов не стоит напрямую связывать с развитием Урала, они достаточно хорошо известны и в соседних регионах, а общие закономерности-их распределения, еще далеко не выяснены.

Мезозойские гранитоиды Таймыра

Мезозойские умеренно-щелочные и щелочные гранитоиды Таймыра и островов Карского моря описаны В.А. Берниковским с коллегами (Берниковский и др., 2001; Vernikovsky et ol, 2003). Упомянутые породы слагают серию небольших (до 5 км в поперечнике) штокообразных тел и представлены сиенитами, умеренно-щелочными граV нитами, щелочными гранитами, реже - монцонитами. Иногда у тел наблюдаются эндо-контактовые зоны мощностью до 100 м, представленные сиенит-порфирами. Штоки прорывают раннетриасовые трапповые базальты, их туфы, а также дайки и силы доле-ритов. Изотопный возраст пород (U-Pb по цирконам) составляет 241-242 млн лет.

Обломочные цирконы среднего триаса

В диссертации Е.О. Петрова (2010) на базе изучения изотопных возрастов более чем полутора сотен обломочных цирконов из среднетриасовых песчаников Шпицбергена и Земли Франца Иосифа показано, что наиболее всего распространены цирконы с изотопным возрастом (U-Pb, SRIMP-II) 238-240 млн лет. Источниками сноса, по мнению этого автора, служили орогенные структуры герцинского возраста, включающие интрузивы щелочных гранитоидов триасового возраста. Не исключено, что щелочные и умеренно-щелочные гранитоиды среднего триаса были распространены гораздо шире, чем мы представляем сейчас.

Мезозойские щелочные гранитоиды Большого Алтая В Горном Алтае и Чингиз-Тарбагатае наблюдаются многочисленные небольшие штокообразные массивы» (голухинский, керегетас-эспинский, тлеум бете кий комплексы), представленные рибекитовыми и эгирин-рибекитовыми гранитами (Дьячков, Мол-чалина, 2001, 2002). Породы отличаются резко повышенными содержаниями МЬ, Та, Ъх, НТ и РЗЭ. Данных об изотопных датировках нет, но возраст этих массивов считается позднепермским — раннетриасовым.

Колывань-Томская складчатая зона. Барлакский гранит-лейкогранитовый комплекс (233 ± 1,8; 235,9 ± 2 млн лет).

Восточный Казахстан Интрузивы редкометалльных гранитов монастырского комплекса с возрастом 231-225 млн лет (и-РЬ метод) (Владимиров и др., 2001). Умеренно-щелочные и щелочные гранитоиды триасового возраста описаны в Южном Тянынане и Китае (Борисенко и др., 2006). Таким образом, в разных участках Урало-Монгольского пояса встречаются в разной степени изученные раннемезозойские интрузивы. Судя по геологическим со-1 отношениям и изотопному возрасту, все они являются послетрапповыми.

Имеющиеся данные показывают, что на Южном Урале известны плутонические комплексы среднего триаса двух типов:

Первый тип - лейкограниты, часто флюоритсодержащие, обычно слагающие крупные дайки и небольшие штокообразные тела (кисинетский, сабанайскй, блюмов-ский комплексы, а так же пегматиты адуйского плутона), часто слагающие пегматитовые тела, все они располагаются в пределах Восточно-Уральской мегазоны, для которой установлено наличие докембрийского метаморфического основания (Пучков В.Н., 2000 и мн. др.).

Второй тип - щелочные сиениты, граносиениты и граниты, слагающие мелкие линейные тела, трещины интрузивы, редко штокообразные тела (малочекинский, фо-минский комплексы). Оба комплекса локализованы в пределах Магнитогорской-мегазоны, в> которой вмещающими эти щелочные породы являются островодужные девонские и рифтогенные раннекаменноугольные комплексы.

Геохимические и изотопные данные хорошо изученных массивов показывают, что лейкограниты и граниты первого типа имеют отчетливо коровые источники (кисинетский комплекс, аномально высокое значение начального соотношения стронция 0,7582, высокие концентрации необия до 100 г/т, еШ 1,47 (Тевелев, Фурина и др., 2010); Челябинский интрузив - еЫс^ -1,0 (Осипова, 2010)).

Притом, что оба комплекса имеют коровые источники, их характеристики существенно различаются: распределение РЗЭ (отсутствием европиевого минимума и существенно меньшим содержание тяжелых РЗЭ, рис.5.2.1.), изотопные характеристики, что вероятно свидетельствует и гетерогенности коры.

1000 кисинетскии комплекс Челябинский интрузив т-1-1-1-1-1-1-1-г

1а Се Рг № Эт Ей вс! ТЬ йу Но Ег Тт УЬ 1-й

Рис. 5 2.1. Диаграмма распределения РЗЭ в породах ки-синетского комплекса и Челябинского интрузива

Применительно к грани-тоидам малочекинского комплекса (второй тип) надо иметь в виду несколько фактов: 1) они слабо изменены вторично, но существенно обогащены калием, а также тяжелыми РЗЭ, что говорит о первичной обогащенно-сти магмы; 2) они имеют низкое начальное отношение изотопов стронция ((878г/868г)1 = 0,70479-0,70592), что практически исключает чисто коровые источники; 3) в 5 пробах составляет 5,5-6,3, что • отвечает истощенной мантии. Сочетание таких параметров, а также высокие ТЬ/Ьа отношения (0,25-0,35) приводят нас к выводу, что щелочные гранитоиды имели смешанный источник, либо, что более вероятно, источник претерпел предварительную флюидную переработку.

Диаграмма (рис. 5.2.2) в координатах эпсилон неодима к начальному стронциевому отношению показывает, что фигуративные точки щелочных пород малочекинского комплекса располагаются правее поля мантийного тренда, при высоком значение £N<1 (~6). Поскольку £N(1 параметр весьма устойчивый, а начальное стронциевое соотношение более подвержено изменению, логично предположить, что перед внедрением щелочных гранитоидов истощенная мантия была подвергнута флюидной переработки, в результате которой к середине триаса начальное стронциевое соотношение возросло до 0,705-0,706. При попытке пересчета на возраст 320 млн лет (ранний карбон) эти

-ю

0,7020 0,7030

Рис. 5.2.2. Первичные изотопные составы стронция и неодима магматических пород. Линиями показано поле мантийного тренда, 1 -малочекинский комплекс, 2 -магнитогорская серия, 3 -малочекинский комплекс пересчитан- фигуративные точки попадают в область ный на возраст 320 млн лет мантийного тренда, т.е. магнитогорской серии. При попытке пересчета на возраст 350 (полученный и-РЬ методом) получаются не реальные цифры. Поэтому событие которое могло привести к такой переработки вероятно следует искать в конце раннего карбона, когда формировалась магнитогорская магматическая серия, в частности мосовский комплекс.

Триасовые лейкогранитовые и щелочногранитовые комплексы Южного Урала сформировались после базальтов трапповой формации. Геохимические и изотопные характеристики позволяют отнести их к внутриплитным магматитам, а структурные построения приводят к мысли об обстановках транспрессии. В раннем триасе на огромной территории господствовала обстановка растяжения, которую обычно связывают с подъемом суперплюма, ответственного за траппы Сибирской провинции. Смена динамических обстановок приходится примерно на границу ладинского и анизийского веков среднего триаса и фиксируется в формировании трансрегиональных сдвигов. Данные по соседним регионам (Коваленко и др., 1999; Ярмолюк и др., 2000 и др.; Берниковский и др., 2001) показывают, что щелочные и лейкократовые гранитоиды триаса локализованы по северной и восточной периферии Сибирской трапповой провинции. По всей видимости, аналогичные комплексы Южного Урала маркируют ее западную периферическую зону.

Заключение

Щелочные гранитоиды малочекинского комплекса являются самыми молодыми магматическими породами Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Они слагают две меридиональные цепочки небольших интрузивов и представлены свежими разностями эгириновых, эгирин-щелоч-ноамфиболовых и щелочноамфиболовых умеренно-кислых и кислых пород. Гранитоиды Западной и Восточной ветвей отличаются друг от друга по геохимическим особенностям. Среднетриасовый возраст щелочных пород (237 млн лет) установлен ЯЬ-Эг и Бт-Ш изохроннымы методами.

На Южном Урале в среднем триасе (примерно на границе анизийского и ладинского веков) произошла смена обстановки общего растяжения на обстановку правосторонней транспрессии. В результате этого Челябинский рифт трансформировался в рамп, а базальтовый вулканизм в Копейской зоне завершился. Новая динамическая обстановка инициировала кратковременную вспышку специфического гранитоидного магматизма. Массивы щелочных гранитоидов сформировались в локальных зонах присдвигового растяжения крупных взбросо-сдвигов, в обстановке правосдвиговой транспрессии, которая в середине триаса сменила режим общего растяжения. Размеры и морфология массивов согласуются с кинематическими параметрами сдвиговых зон. Щелочные гранитоиды имели смешанный источник или источник претерпел предварительную флюидную переработку.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Фурина, Мария Александровна, Москва

1. Опубликованная

2. Анцыгин Н.Я. К стратиграфии ордовика на восточном склоне Урала. В" сб. Проблемы геологии докембрия и нижнего палеозоя Урала. М., 1985, с. 68-86.

3. Бакшеев И.А., Кудрявцева O.E., Беляцкий Б.В. и др. Турмалинсодержащие мета-соматиты Уральских Изумрудных копей. Ст. II. Слюдиты // Уральский геологический журнал. 2003. № 4. С. 3-34.

4. Богатое В.И., Костицин Ю.А. Rb-Sr изотопный возраст и геохимия гранитоидов на севере Магнитогорского прогиба, Южный Урал // Известия. ВУЗов, Геология и разведка, № 2,1999. С. 34—41.

5. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256 с.

6. Осипова Т. А., Каллистов Г. А., Травин А. В., Дрилъ С. И. Первые данные о меза-зойских гранитоидах в составе челябинского интрузива (Южный Урал). Литосфера, 2010, №4, с. 163-169

7. Бугилякое КН., Калеганов Б.А. Краснобаев A.A. Новые данные изотопного датирования гранитоидов и метаморфитов Ильменогорского комплекса // Ежегодник-1993/ ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1994. С. 107-110

8. Берниковский В.А. Геодинамическая эволюция таймырской складчатой области / Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИНГМ, 1996, 202 с.

9. Берниковский В.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Пономарчук В.А., Ковач В.П., Травин A.B., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Возраст постколлизионных гранитоидов северного Таймыра: U-Pb-, Sm-Nd-, Rb-Sr- и Ar-Ar-данные. ДАН, 1998, т. 368, № 3, с. 375-378

10. Горожанин В.М. Рубидий-стронциевый изотопный метод в решении проблем геологии Южного Урала. Автореферат дисс. на соискание уч. ст. канд. геол.-минерал, наук. Екатеринбург. 1995. 23 с.

11. Горожанин В.М., Мосейчук В.М., Сурин Т.Н. Новые данные о составе и возрасте гранитоидов Джабыкского и Астафьевского массивов // Ежегодник-1997, Институт геологии, УНЦ РАН, Уфа: Гилем, 1999, с. 191-196.

12. Горожанин В.М. Первичный изотопный состав стронция в магматических комплексах Южного Урала // Магматизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1998. С. 98-108

13. Жданов A.B. Легенда уральской серии листов госгеолкарты-1000/3. Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ, 2005.

14. Знаменский С.Е. Структурная эволюция Магнитогорской мегазоны (Южный Урал) в позднем палеозое // Докл. РАН. 2008. Т. 420, №1. С. 85-88.

15. Иванов К. С., Пущаев А. М., Пучков В. Н. Новые данные по стратиграфии и тектонике восточного края Магнитогорской зоны Урала. В сб.: Новые данные по палеонтологии и биостратиграфии палеозоя Урала. УНЦ АН СССР. Свердловск. 1984. С. 5164.

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

17. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В. и др. // Геотектоника №3. 1999. С. 21-41.

18. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козловский A.M., Иванов В.Г. Источники магм щелочных гранитоидов связанных с ними пород внутриплитных магматических ассоциаций центральной Азии. Доклады Академии наук, 2001, том 377, №5. С. 672-676

19. Когарко JI.H., Хаин В.Е. Щелочной магматизм в истории Земли: опыт reo динамической интерпретации. Доклады Академии наук, 2001, том 377, №5. С. 677-679

20. Краснобаев A.A., Кузнецов Г.П., Калеганов В.А. Состав и возраст лампроитов куйбасовского комплекса // Ежегодник -1992. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1993. С. 35-39.

21. Краснобаев A.A., Нечеухин В.М., Давыдов В.А., Соколов В.В. Цирконовая геохронология и проблема террейнов Уральской аккреционно-складчатой системы // Уральский минерал, сб. 1998. № 8. С. 196-206.

22. Кузнецов Н.Б. Средне-позднепалеозойское развитие Урала // Палеозоны субдук-ции: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез: Тез. докл. Екатеринбург: УрО РАН, 1999, с. 85-88.

23. Лампроиты Южного Урала. Лукьянова ЛИ., Багдасаров Э.А., Мареичев А.М. и др. В сб.: Геология и минерагения подвижных поясов. Екатеринбург: Уралгеолком. 1997. С. 174-186.

24. Мамаев Н. Ф. Докембрий и нижний палеозой восточного склона Южного Урала. // Мат-лы по геологии и полезным ископаемым Урала. Вып. 6. М. Госгеолиздат. 1958, с.58-70.

25. Мамаев Н.Ф. Геологическое строение и история развития восточного склона Южного Урала Свердловск, 1965, с. 58-71

26. Мамаев Н.Ф. Докембрий и нижний палеозой Брединского района на Южном Урале // Информац. Бюлл. УГУ. 2 (8). 1958.

27. Матвеева Е.А., Артюшкова О.В., Якупов P.P. , Маслов В.А., Тевелев Ал.В. Конденсированный разрез девона Уйской шовной зоны Южного Урала / Бюллетень МО-ИП, отд. геол., вып. 6, Москва, 2008. С. 53-55

28. Мосейчук В.М., Сурин Т.Н., Меньшиков Ю.П. Геодинамика развития восточного склона Южного Урала // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Монография. Тверь: Издательство ГЕРС, 2001. С. 262-270.

29. Никишин A.M. Тектонические обстановки. Внутриплитные и окраинно-континентальные процессы. М.: Изд-во МГУ, 2002, 366 с.

30. Остова Т.А., Каллистов Г.А., Травин A.B., Дрилъ С.И. Первые данные о меза-зойских гранитоидах в составе Челябинского интрузива (Южный Урал). Литосфера, 2010, №4, с. 163-169.

31. Эрогенный гранитоидный магматизм Урала // Коллектив авторов: Г.Б. Фершта-тер, Н.С. Бородина, М.С. Рапопорт и др. Миасс: УрО РАН, 1994,249 с.

32. Петренко A.A. Нижнекаменноугольные месторождения каменных углей и антрацитов Южного Урала Тр. ИГН АН СССР, в. 79. М., 1946. 178 с.

33. Плюснин К.П., Плюснина A.A. Объяснительная записка к тектонической карте северной части Магнитогорского мегасинклинория. 1962г. 389 с.

34. Плюснин К.П., Плюснина A.A. Составление палеотектонических карт Урала м-ба 1:1000 ООО. 1977. 335 с.

35. Плюснин К. П. Методика изучения тектонических структур складчатых поясов (на примере Урала). Пермь, 1971. 216 с.

36. Попов B.C. Смешение магм при формировании новейших вулканитов Кавказа. -Вулканология и сейсмология, 1981, № 1, с. 3-14.

37. Попов B.C., Богатое,В.И., Петрова А.Ю., Белящий Б.В. Возраст и возможные источники гранитов Мурзинско-Адуйского блока, Средний Урал: Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные // Литосфера. 2003. № 4. С. 3-18.

38. Попов B.C., Тевелев Ал.В., Белящий Б.В., Богатое В.И., ОсиповаТ.А. Изотопный Rb-Sr возраст Неплюевского плутона и близлежащих интрузивных тел (Южный Урал). Докл. РАН (В печати). 2003.

39. Попов B.C., Тевелев Ал.В., Богатое В.И. Степнинский плутон на Южном Урале: соотношения плутонических пород, связанных с мантийными и коровыми источниками Изв. ВУЗов. Геол. и разв. 1999. № 5. с. 52-68.

40. Попов В. С. Sm-Nd и Rb-Sr изотопная систематика верхнемантийных и коровых резервуаров // Зап. ВМО. 2003. №4. С. 38-49.

41. Попов B.C., Богатов В.И., Журавлев Д.З. Источники гранитных магм и формирование земной коры Среднего и Южного Урала: Sm-Nd и Rb-Sr изотопные данные // Петрология. 2002. Т. 10, №4, с. 389-410.

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

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

44. Рихтер Я.А. Палеозойский вулканизм и геодинамика Южного Урала. Саратов: Изд-во Саратовского университета, 2008, 128 с

45. Ронкин Ю.Л. Изотопы стронция индикаторы эволюции магматизма Урала. Ежегодник-1988. Институт геологии и геохимии УрО РАН. Свердловск. 1989., с.107-110

46. Ронкин Ю.Л., Иванов КС., Банквитц П., Банквитц Е. К истории формирования Джабыкского гранитного плутона: изотопные и структурные данные // Гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации. Сыктывкар. 1997, с. 43-44.

47. Ронкин Ю.Л., Журавлев Д.3., Чащухина В А Sm-Nd изохронное датирование Мосовского SO массива Магнитогорской эвгеосинклинальной зоны. Ежегодник-1989. Свердловск. УрО РАН СССР. 1990. с.67-69

48. Салихов Д. Н., Митрофанов В. А., Горожанин В. М. Верхнеуральская группа интрузивов (геология, вещественный состав). Препринт. Уфа: УНЦ РАН, 1990. 32 с

49. Салихов Д.Н. Средне-позднепалеозойская коллизонная история развития Магнитогорского мегасинклинория. Дисс. на соиск. уч. степени доктора геол.-мин. наук в форме научного доклада. Екатеринбург. 1997. 85 с.

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

51. Салихов Д.Н., Яркова A.B. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория. Уфа: ИГ БНЦ УрО РАН. 1992. - 136 с.

52. Серавкин КБ. Тектоно-магматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса // Геотектоника, 1997, № 1, с. 32-47.

53. Смирнов В.К, Иванов КС., Краснобаев A.A. и др. Результаты K-Ar датирования Адуйского гранитного массива (восточный склон Среднего Урала). Литосфера. 2006. №2. С. 148-156.

54. Сурин Т. Н. Петролого-минералогические исследования магматитов Восточно-магнитогорского пояса (Южный Урал). Миасс: Геотур, 1997, с. 310.

55. Сурин Т. Н. Триасовые лампроидоиды и лампрофиры (калымбаевский комплекс) Восточномагнитогорской зоны Южного Урала: минералогия, геохимия и петрогенезис. Уфа. 1999. 127 с.

56. Сурин Т. Н., Мосейчук В. М. Минералогия и геохимия лампроитов Магнитогорской мегазоны (Южный Урал). В сб.: Магматизм и геодинамика. Материалы 1-го Всероссийского петрографического совещания. Книга 3. Уфа. 1995. С. 129-130.

57. Сурин Т.Н. Эволюция магматизма Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуги (Южный Урал) // В сб.: Закономерности эволюции земной коры. Т. II. Разд. I. Петрология и геохимия природных процессов. СПб: СпбГУ, 1996, с.168.

58. Тевелев A.B., Кошелева И.А. Геологическое строение и развитие Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье). М.: Изд-во МГУ, 2002, 116 с.

59. Тевелев A.B., Кошелева И.А., Попов B.C., Кузнецов И.Е. и др. Палеозоиды зоны сочленения восточного Урала и Зауралья // Тр. лаб. Геологии складчатых поясов (вып. 4). Под. ред. проф. A.M. Никишина. М.: Геол. ф-т МГУ, 2006. 300 с.

60. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) // Тр. лабор. складч. поясов. — М.: Изд-во МГУ. 2002. 123 с.

61. Тевелев Ал.В., Кошелева H.A., Тевелев Арк.В. . Фурина М.А. и др. Отчет по объекту: «ГДП-200 территории листа N-40-XXXVI (Суундукстая площадь)» за 20042008 гг. М.: МГУ. 2009.

62. Тевелев Ал.В., Фурина М.А. Кинематика раннемезозойских сдвиговых зон Южного Урала / Тектоника и геодинамика складчатых поясов платформ фанерозоя. Материалы XLIII Тектонического совещания. Том 2. М.:ГЕОС, 2010. С. 341-346.

63. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Белящий Б.В. Триасовый магматизм Южного Урала: геохимия, изотопия, геодинамика // Вестник Московского университета, серия 4, геология, 2009, № 2. С. 29-38.

64. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Белящий Б.В. Триасовый магматизм Южного Урала: геохимия, изотопия, геодинамика. Вестник Моск. Ун-та, серия 4, геология, 2009, № 2. С. 29-38.

65. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A., Беа Ф., Монтеро П., Бородина КС. Геодинамические обстановки и история палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала (по результатам датирования цирконов) // Геодинамика, 2007, № 6, с. 52-77.

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

67. Фурина М.А. Гранитоидный массив Чека, его строение и состав (Южный Урал) / Материалы УШ Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых специалистов (Саратов, 28-30 марта 2007 г.) Саратов: Изд-во СО ЕАГО, 2007. С. 10-11.

68. Фурина M.А., Тевелев A.B., Кошелева И.А., Правикова Н.В. Особенности химического состава триасовых щелочных пород Магнитогорской зоны Южного Урала. Вестник Моск. Ун-та, серия 4, геология, 2010, № 2. С. 62-68.

69. Фурина М.А. Геологическое строение и состав гранитоидного массива Чека // Геология, полезные ископаемые и геоэкология северо-запада России. Материалы ХУП молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. Петрозаводск, 2006. С. 60-62.

70. Фурина М.А. Морфология Чекинского гранитоидного массива (Южный Урал) / Тезисы докладов научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Молодые наукам о Земле» (Москва 23-24 марта 2006 г.) Москва РГГУим. С.Орджоникидзе, 2006, с. 57.

71. Фурина М.А. Щелочные гранитоиды Чекинекого массива (Южный Урал) / Тезисы докладов Третьей, Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2006. С. 236-237.

72. Червяковский С.Г. О роли автометасоматических процессов в формировании массива щелочных гранитоидов горы Малая Чека. Метасоматоз и рудообразование Сб. статей (УНЦ АН СССР). Свердловск, 1974.

73. Червяковский С.Г. Основные черты геохимической специализации щелочных гранитоидов Магнитогорского мегаантиклинория. Редкие элементы в гранитоидах Урала. (Сб. статей). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981.

74. Червяковский С.Г. Средне-верхнепалеозойская гранитиация в Магнитогорской зоне на Южном Урале, ее характер и масштабы. Магматические комплексы Среднего и Южного Урала (Сб. статей). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1982.

75. Чернышов КВ., Кононова В.А., Крамм У., Грауерт Б. Изотопная геохронология щелочных пород Урала в свете данных уран-свинцового метода по цирконам // Геохимия, 1987, № 3, с. 323-338. /

76. Язева Р. Г., Бочкарев В. В. Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования). Екатеринбург, 1998, 203 с.

77. Ярмолюк В.В., Коваленко В.Ии др. // Геотектоника №5, 2000. С. 1-27.

78. Vernikovsky V.A., Pease V.L., Vernikovskaya А.Е., Romanov A.P., Gee D. G., Travin A. V. First report of early Triassic A-type granite and syenite intrusions from Taimyr: product of the northern Eurasian superplume? Lithos 66 (2003). P. 23-36.

79. Tevelev A.V. Kinematic behavior of the tectonic strike-slip zones and their evolutionary trends // Moscow University bulletin, vol. 62; number 6, 2007, p. 363-375.

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

81. Montero P., Bea F.r Gerd.es A. et al. Single-zircon evaporation ages and Rb-Sr dating of four major Variscan batholiths of the Urals: a perspective on the timing of deformation and granite generation // Tectonophysics. 2000. Vol. 317, P. 93-108.

82. К. Hans Wedepohl. The composition of the continental crust // Geochemica et cosmochemica acta. 1995 V. 59 # 7 p. 1217-1232.

83. Bea F., Fershtater G.B., Montero P., Smirnov V.N., Molina Palma J.M. Deformation-Driven Differentiation of Granite Magma: The Stepninsk Pluton of the Uralides, Russia // Lithos. 2005. Vol. 81. P. 209-233.1. Фондовая

84. Баринов A.A., Мещерякова Г.Н., Галимов А.Г. Геологическое строение бассейна среднего течения р. Сундук в пределах притоков Каменки и Урус-Кискен. Отчет Квар-' кенской ГСП, за 1961-1963 гг., 1964

85. Баринов A.A. и др. Геологическое строение района среднего течения р. Суундук и М. Караганка, Оренбург: ТГФ. 1967. 641 с.

86. Галимов А.Г., Штримп М.Ю., Алексеев B.JI. и др. Отчет Кос-Кольской партии по глубинному геологическому картированию территории листов N-40-144-B, N-40-144-T масштаба 1:50 000 а 1977-80 гг. Айдырлинский рудный район, Оренбург: ТГФ. 1981. 652 с.

87. Кузнецов Н.С., Пужаков Б.А., Шох В.Д. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия ЮжноУральская. JIhctN-41-I (Кыштым). Объяснительная записка. 2008 (в печати).

88. Мосейчук В.М. и др. Объяснительная записка к Государственной геологической карте РФ масштаба 1:200 000 Лист N-40-XXIV Челябинск. 2000. 174 с.

89. Петров В.И., Шалагинов А.Э., Пунегов Б.Н. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия ЮжноУральская. Лист N-41-VII (Миасс). Объяснительная записка. 2004 (в печати).

90. Смирнова И.А., Черкасов B.JI. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья pp. Сундук и Урал (Листы 143-А южная половина, 143-В). 1968.

91. Смирнова И.А., Черкасов B.JI. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья pp. Суундук и Урала. Оренбург: ТГФ. 1968. 529 с.

92. Соколов Г.А. Геологическая съемка Полоцкой партии, 1931 г.

93. Тесаловский. Металлогеническая карта Южного Урала. Оренбургская область. Цветные металлы (отчет группы цветных металлов металлогенической партии 19621963 гг.) Оренбургское ГУ. 1964.

94. Тищенко В.А., Юшина З.А. Составление прогнозной карты восточной части Оренбургской области на россыпное золото в масштабе 1:200 ООО. Отчет шлиховой партии за 1978-81 гг. Оренбург: ТГФ. 1981. 261 с.

95. Тищенко В.Т. Изучение проявлений, кварцево-сульфидной, кварцево-золотосульфидной и золото-полиметаллической формаций в восточных районах Оренбургской области, их прогнозная оценка. Оренбург: ТГФ. 1973. 169 с.

96. Тищенко В.Т., Смирнова И.А. Составление геологических карт масштаба 1:200 ООО восточной части Оренбургской области. Отчет Южно-Уральской партии за 1989-95 гг. Оренбург: ТГФ. 1995. 519 с.

97. Чайко Г.И. Новые данные по геологическому строению центральной части восточного крыла Магнитогорского мегасинклинория по результатам работ Амурского отряда в 1962-64гг. ФГУ ЧТФГИ; Челябинский ГРТ. 1964.

98. Чайко Г.И. "Отчет о поисковых работах на железо с составлением генеральной программы поисков слепых скарново-магнетитовых месторождений в Магнитогорском районе." Листы К-40-83-В,94-Б,95-А,В,118-Г,119-А,В,130-Б,Г,131-А,В. УГУ, Челябинск, 1974 г.

99. Чайко Г.И., Яркова A.B., Калинцев В.А., Черяпкина А.З., Бабкин В.В. Отчет Амурской геолого-съемочной партии за 1959-1961 гг. 1:50000, N-40-132-B,B,r, Челябинск, 1962.

100. Чайко Г.И, Лисов Н. С., Медведева Н.В., Нифонтова Л.Т. Геологическа карта Южного Урала масштаба 1:50 000. Челябинск: ТГФ. 1957. 186 с.

101. Чайко Г.И, Яркова A.B., Иванов В. Ф Геологическая карта Южного Урала. Пос. Новосинеглазово, Челябинск: ТГФ 1960. 409 с

102. Шалагинов Э.В., Глазин Ю.С. и др. Отчет Субутакского ГСО о результатах геологического доизучения масштаба 1:50000 групповым методом Субутакской площади в Брединском, Кизильском, Агаповском районах Челябинской области, Челябинск: ТГФ. 1984. 1142 с.

103. Шендерович Д.М., Данилин Б.Ф. Геологическое строение верховий рр.Берсуат, Айдырля и Суундук. Оренбург: ТГФ. 1965. 564 с.

104. Яковенко В.Д. Объяснительная записка к геологическим картам масштаб 1:10 000 и 1:25000 зеленокаменного комплекса Кыштым-Карабашского района. Челябинск, 1970.

Информация о работе

Фурина, Мария Александровна
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2010
ВАК 25.00.01

Диссертация

Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы