Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. История геологического изучения западно магнитогорской зоны 10
1.1 Краткий геологический очерк западно-магнитогорской зоны... 12
1.2 Схемы тектонических реконструкций западно-магнитогорской зоны в позднем девоне–карбоне 14
1.3 Место позднедевонско-карбоновых интрузивных комплексов западно-магнитогорской зоны в геологической истории южного урала 20
ГЛАВА 2. Габбронорит-диоритовая серия 23
2.1 Геологическое строение интрузивов, петрографическая характеристика пород и особенности составов минералов 24
2.1.1 Файзуллинский комплекс 24
2.1.2 Наурузовский комплекс 28
2.2 Петрогеохимическая характеристика пород 32
2.2.1 Файзуллинский комплекс 33
2.2.2 Наурузовский комплекс 36
2.3 Петрологические особенности пород габбронорит-диоритовой серии 39
Глава 3. Габбро-диорит-гранитовая серия 41
3.1 Геологическое строение интрузивов, петрографическая характеристика пород и особенности составов минералов 41
3.1.1 Басаевский комплекс 41
3.1.2 Утлыкташский комплекс 51
3.1.3 Кизильский комплекс 56
3.2 Петрогеохимическая характеристика пород 59
3.2.1 Басаевский комплекс 60
3.2.2 Утлыкташский комплекс 63
3.2.3 Кизильский комплекс 66
3.3 Петрологические особенности габбро-диорит-гранитовой серии 69
3.3.1 Басаевский и утлыкташский комплексы 69
3.3.2 Кизильский комплекс 70
ГЛАВА 4. Перидотит-габбро-диорит-гранитовая серия 75
4.1 Геологическое строение интрузивов, петрографическая характеристика пород и особенности составов минералов 76
4.1.1 Худолазовский дифференцированный комплекс 76
4.1.2 Япрактинский комплекс 97
4.2 Петрогеохимическая характеристика пород 99
4.2.1 Худолазовский комплекс 99
4.2.2 Япрактинский комплекс 106
4.3 Петрологические особенности перидотит-габбро-диорит гранитовой серии 110
4.3.1 Худолазовский комплекс 110
4.3.2 Япрактинский комплекс 116
4.4 U-Pb изотопный возраст худолазовского комплекса 117
ГЛАВА 5. Лампрофир-долеритовая серия 119
5.1 Геологическое строение интрузивов, петрографическая характеристика пород и особенности составов минералов 120
5.1.1 Баишевский ареал 120
5.1.2 Улугуртауский ареал 121
5.1.3 Имангуловский ареал 125
5.2 Петрогеохимическая характеристика пород 126
5.2.1 Баишевский ареал 127
5.2.2 Улугуртауский ареал 128
5.2.3 Имангуловский ареал
5.3 Петрологические особенности пород лампрофир-долеритовой серии 132
5.4 Sm-Nd изотопный возраст улугуртауского комплекса 134
Глава 6. Металлогенический потенциал позднедевонско карбоновых интрузивных комплексов западно магнитогорской зоны 136
6.1 Месторождения полезных ископаемых, связанные с интрузиями 136
6.1.1 Оруденение скарново-магнетитового типа 136
6.1.2 Оруденение сульфидного медно-никелевого типа 137
6.1.3 Оруденение золото-кварцевого типа 138
6.2 Галогенно-серный состав акцессорных апатитов 140
6.2.1 Габбронорит-диоритовая серия 141
6.2.2 Габбро-диорит-гранитовая серия 141
6.2.3 Перидотит-габбро-диорит-гранитовая серия 142
6.2.4 Лампрофир-долеритовая серия 143
6.2.5 Сравнительный анализ F-Cl-S состава апатитов из пород всех интрузивных серий ЗМЗ и их прогнозное значение для оценки металлогенического потенциала 144
ГЛАВА 7. Геодинамическая обстановка проявления позднедевонско-карбонового интрузивного магматизма западно-магнитогорской зоны 148
7.1 Этапы проявления интрузивного магматизма 148
7.1.1 Поздний девон (фамен) 148
7.1.2 Ранний карбон (турне–визе) 151
7.1.3 Ранний карбон (визе–серпухов) 157
7.1.4 Средний/поздний карбон (башкирский век) 161
7.2 Место продуктов интрузивного магматизма в стратиграфическом разрезе западно-магнитогорской зоны 163
Заключение 165
Список литературы 167
- Схемы тектонических реконструкций западно-магнитогорской зоны в позднем девоне–карбоне
- Файзуллинский комплекс
- Петрогеохимическая характеристика пород
- Петрогеохимическая характеристика пород
Схемы тектонических реконструкций западно-магнитогорской зоны в позднем девоне–карбоне
В основы работ по реконструкции палеотектонических процессов ЗМЗ и Южного Урала в целом легли принципиально разные представления о строении и эволюции Уральского складчатого сооружения, которые можно свести к двум главным теоретическим позициям: 1) шарьяжно-надвиговая (М.А. Камалетдинов и др.) и 2) бивергентно-орогеническая (В.Н. Пучков и др.). Два конкурирующих подхода к рассмотрению тектонической эволюции Урала дали две формы реконструкций, в том числе и для девонско-каменноугольного времени палеозойской эры.
По мнению М.А. Камалетдинова восточный склон Урала, крупной составной частью которого является Магнитогорская мегазона, состоит из ряда надвинутых друг на друга меридионально вытянутых пластин разного происхождения [Камалетдинов, 1974]. Границами Магнитогорской мегазоны (ММЗ) с запада и востока служат полосы выхода фундамента Магнитогорской островодужной системы. Соответственно, западный пояс отвечает так называемому «Главному Уральскому шарьяжу», а восточный – Восточно-Уральской системе разломов. Во франское время происходило воздымание территории рубежом среднего востоку от ММЗ позднего карбона связывалась сопровождавшаяся массовой
ММЗ, продолжающееся до турнейского века. При этом в области современной ЗМЗ образуется небольшое горное сооружение. Однако затем формируется зона растяжения (в центральной части ММЗ), функционировавшая вплоть до башкирского века. Интенсивные процессы складкообразования (образование шарьяжей по М.А. Камалетдинову) начали происходить в среднем карбоне. С «судетская фаза тектогенеза», к гранитизацией. Рис. 2. Схема тектонического районирования Магнитогорского мегасинклинория по [Романов, 1985] с небольшими изменениями: 1 – Магнитогорский мегасинклинорий; 2 – складчатое обрамление мегасинклинория; 3 – зоны ультрабазитового меланжа, интенсивного смятия и дробления; 4 – зоны рассланцевания, окварцевания и динамометаморфизма; 5 – региональные надвиги и поддвиги; 6 – субширотные смещения; 7 – глубинные разломы палеозойского возраста; 8 – глубинные разломы допалеозойского возраста; 9 – главнейшие тектонические пластины и пакеты пластин: I–Бурибайская пластина, II–Сибайская пластина, III– Ириклинская пластина, IV–Ахуново-Берчогурский пакет тектонических пластин, V–Новотроицкая пластина
В.А. Романов также рассматривал тектоническую структуру ММЗ как результат надвигания океанической коры на континентальную [Романов, 1985]. Так, им выделялись тектонические пластины Бурибайская, Сибайская, Ириклинская, Новотроицкая и Ахуново Берчогурский пакет тектонических пластин в структуре Магнитогорского мегасинклинория (рис. 2). Происхождение пород этих пластин – островодужное и океаническое. Соответственно, границами как самого мегасинклинория, так и тектонических пластин являются крупные разломы (с запада на восток): 1) Главный Уральский, 2) Западно-Ирендыкский, 3) Кизильский, 4) Учалинско-Западно Мугоджарский, 5) Кимперсайско-Даульский, 6) Борлинский и 7) Восточно-Уральский. В Западно-Магнитогорской зоне (согласно принятой в данной работе терминологии) расположены Сибайская пластина (по В.А. Романову она соответствует Кизило Уртазымскому синклинорию) и западная часть Ириклинской пластины (по В.А. Романову она соответствует Магнитогорскому синклинорию). Существовавшая в девоне островодужная стадия завершается к началу карбона, а с этого момента вплоть до второй половины среднего карбона отмечается так называемая «континентальная» стадия ММЗ.
В это время полностью прекращается субдукция, формируются пёстрые вулканогенно осадочные комплексы и происходит гранитизация в зонах поднятий Центрально Уральского прогиба, южная часть которого соответствует Магнитогорской мегазоне. Начиная со второй половины среднего карбона, вплоть до триаса, выделяется позднеорогенная эпоха. В конце карбона Магнитогорский прогиб представлял собой седиментационный бассейн. Окончательная складчато-чешуйчатая структура ММЗ формируется в позднеорогенный период. Согласно эволюционной тектонической схеме Ю.В. Казанцева и коллег Магнитогорская мегазона, а именно синформа/синклинорий, представляет собой «…значительно меланжированное при неоднократных тектонических движениях меланократовое основание океанической коры…перекрытое…терригенно-карбонатными осадками девона–карбона субплатформенного типа» [Казанцев и др., 1992, с. 175]. По представлениям авторов Магнитогорская мегазона сформировалась в результате перемещения крупных пластин океанических пород с востока на запад, в результате чего образовалось вертикальное понижение. Западно-Магнитогорская зона здесь представляет собой западный фронт надвигов и границу ММЗ с докембрийским аллохтонным комплексом, который также подстилает Магнитогорский мегасинклинорий. Выделяется три этапа надвигообразования в Магнитогорской структуре: позднеэйфельский, позднеживетский и средне-позднекаменноугольный. С этими этапами связываются циклы тектогенеза и осадконакопления, во время которых формировались вулканогенные и терригенные комплексы (свиты), в том числе и флиш. Схема тектонического строения Ю.В. Казанцева и соавторов представлена на рис. 3. В составе самой Магнитогорской структурно-формационной мегазоны выделяются Западная единица, состоящая из Присакмарской, Ирендыкской и частично Уртазымской зон, и Восточная единица, охватывающая Уртазымскую, Кизильскую, Гусихинскую и собственно Магнитогорскую зоны [Казанцева, Казанцев, 2010]. Сами структурно-формационные единицы названы Западно-Магнитогорским и Восточно-Магнитогорским мегааллохтонами. Рис. 3. Тектоническая схема Магнитогорского синклинория по [Казанцев и др., 1992] с незначительными изменениями: 1 – сиалическое основание Магнитогорской синформы (Уралтауская и Восточно Уральская зоны); 2 – тонкочешуйчатые аллохтоны Главного Уральского надвига, Ларинско-Миасской системы и Миасско-Миндякской синформы; 3 – аллохтоны последовательных тектонических циклов; 4 – области выхода осадочных комплексов Магнитогорской синформы, 5 – аллохтонные массивы гранитного состава; 6 – аллохтонные массивы гипербазитового состава и серпентинитовый меланж; 7 – Кизильский надвиг
Иной точки зрения о природе формирования структуры ММЗ придерживались И.Б. Серавкин и соавторы [Серавкин и др., 2001]. Они считали, что масштабных перемещений горных масс палеозойского возраста не происходило, имели место лишь локальные «…перекрытия по надвигам и взбросам более молодых отложений относительно более древними…». ММЗ относительно слабо деформирована, а «…общий стиль тектоники поверхностных структур Магнитогорского мегасинклинория определяется складчато-взбросовыми и складчато-надвиговыми деформациями, имеющими общую веерообразную вергентность…». Выделяется раннеколлизионный подэтап коллизионного этапа Магнитогорского мегасинклинория (С1–С2) с образованием субмеридиональных рифтов в Центрально-Магнитогорской зоне в результате косой коллизии. Позднеколлизионный подэтап (С2m–P) делится на три стадии: 1) стадия шарьирования, 2) стадия сдвигообразования, 3) стадия косых разломов.
Раннеколлизионную и собственно коллизионную стадии эволюции ММЗ выделял Д.Н. Салихов [Салихов, 1997]. В первом этапе (D3f–C2b) на его взгляд происходило столкновение Магнитогорской островной дуги (МОД) и окраины Восточно-Европейского континента (ВЕК), «…при этом островодужный структурный ярус и частично океанические осадки обдуцируют на пассивный край Восточно-Европейского континента, представленного западным склоном Урала». Магматизм этого геодинамического этапа представлен двумя рядами формаций: 1) комагматичные трахибазальт-трахитовая, габбро-монцонит-граносиенитовая, а также тоналит-гранодиоритовая; 2) базальт-трахидацит-риолитовая, комагматичная ей габбро-адамеллит-гранитная, а также шрисгеймит-габбро-диорит-плагиогранитная. Вторая стадия (C2m–P1) характеризуется интенсивным горообразованием, а магматическая деятельность проявилась лишь в ВМЗ в виде гранитоидных массивов.
В.Н. Пучков с началом карбона на Южном Урале и, в частности, внутри Магнитогорско-Мугоджарской зоны, связывает глобальную перестройку геодинамического режима [Пучков, 2000]. История перестройки поделена на два этапа. В турнейско-раннебашкирское время происходит перекрытие существовавшей в девоне зоны Заварицкого-Беньофа в районе Магнитогорского пояса и перескок её в более восточную часть Южного Урала – в Валерьяновскую зону. Отрывается слэб тонущей океанической плиты, а западная часть островной дуги надвигается на опущенный край ВЕК. Одновременно происходит смена направления падения субдукции с востока на запад и формирование рифтогенной структуры на наращенной окраине ВЕК (молодой континентальной коре), ставшей новой шельфовой зоной. В этих условиях и сформировался основной объём карбонового магматизма ММЗ. В московско-позднекаменноугольную эпоху ЗМЗ оказывается вовлечённой в горообразовательные процессы, вызванные «жёсткой коллизией» – столкновением горных масс между Восточно-Европейским и Казахстанским континентами. Субдукция прекращается, мантийный магматизм завершается. В результате коллизии формируется близкая к современной структура Южного Урала.
Файзуллинский комплекс
Ещё один подробно изученный лакколит находится в 2 км к югу от д. Хасаново (рис. 5). Он также вскрыт карьером, но обладает более скромными размерами (около 2х0,25 км). Углы падения в контакте с терригенными отложениями улутауской свиты 40-45. В отличие от Бахтигареевского лакколита он не является расслоенным и в целом однороден. Его слагают метасоматизированные габбронорит-порфиры (рис. 6г). Плагиоклаз (андезин-лабрадор (рис. 8)) слагает среднезернистую основную массу и крупные фенокристаллы, иногда превышающие по длине 5 мм. Его количество в породе около 50–60%. Кристаллы покрыты трещинами, заполненными хлоритом, актинолитом, пелитом и др. вторичными продуктами. Крупные интенсивно трещиноватые кристаллы обычно зональны. Моноклинный пироксен (7–18%) соответствует авгиту (Wo45En39Fs16– Wo31En29Fs40) (рис. 7) и образует как мелкие кристаллы основной массы (размером в 50– 500 мкм), так и редкие ксеноморфные фенокристаллы (размером более 2 мм). Кристаллы часто сдвойникованы, иногда полисинтетически. Фенокристаллы покрыты трещинками и содержат включения уралита, хлорита, рудного минерала, глинистого вещества, плагиоклаза. Клинопироксен в различной степени подвержен растворению и хлоритизации. Ромбический пироксен (10–20%) обычно полностью превращён в уралит, хлорит, серпентин (бастит). По составу сохранившиеся фрагменты отвечают бронзиту (рис.7). В пироксенах постоянно присутствует примесь TiO2 (0.3–1.1%). Кварц присутствует в виде мелких отдельных кристаллов (0.1–0.3 мм) и мирмекитовых срастаний с калиевым полевым шпатом с присутствием глинистого вещества. Рудный минерал – титаномагнетит, частично разложен (сфенизирован), присутствует в породах постоянно (3–4%, иногда более). Размеры кристаллов от сотых долей мм до 1–1.5 мм. В ассоциации с хлоритом присутствуют эпидот, цоизит, а также апатит (шестики длиной до 1.2 мм).
Интрузии файзуллинского габброидного комплекса местами пересечены хонолитами худолазовского [Салихов, Бердников, 1985] и дайками баишевского комплексов (рис. 5). Это позволяет утверждать о более раннем времени становления файзуллинского комплекса и судить о последовательности формирования магматических ассоциаций ЗМЗ в целом.
Наурузовский интрузивный комплекс представлен серией гипабиссальных интрузий, развитых в северной и северо-западной частях Верхнеуральской синклинали, а также в зоне сочленения последней с Главной Уральской сутурной зоной (рис.9). Геологическое строение этого района определяется надвигово-чешуйчатым строением, определяющимся положением поздне- и постостроводужных тектонических пластин относительно раннеостроводужных. Интрузивы наурузовского комплекса прорывают кремнисто-терригенные, реже вулкано-терригенные толщи среднего и верхнего девона. Морфология тел комплекса – силлы и лакколиты, причём распространены промежуточные типы этих интрузий – лакколито-силлы – тела узкие и вытянутые как силлы, но «антиклинальные» как лакколиты. Рис.
Значительными размерами обладает Наурузовский лакколит (лакколито-силл), «сидящий» на границе меридиональной смены осадков с востока на запад бугодакской, мукасовской, улутауской и карамалыташской свит (D2–D3). Размеры массива около 5х0.8 км, мощность более 150 м. Этот массив является расслоенным по типу Бахтигареевского лакколита, но имеет более сложное внутреннее строение. По центру лакколитовое тело, сложенное порфировидными габброноритами, прорывает крупное жильное образование метаморфизованных диоритов и гранодиоритов басаевского комплекса (рис. 10). Лакколит имеет удлинённую форму с простиранием согласно вмещающим толщам СВ 22, имеющим крутые углы падения на границе с интрузией – около 75. Во внутреннем строении наурузовского лакколита можно выделить два слоя, между которыми наблюдается постепенный переход: нижний габбродиоритовый и верхний габброноритовый. Габбродиорит-диоритовый слой по мощности превосходит верхний слой, занимая около 2/3 мощности лакколита. Породы мелко- и среднезернистые с офитовой порфировидной структурой (рис. 11а). Главным образом, они сложены зональным плагиоклазом, слагающим как основную мелкозернистую массу (0.15–0.5 мм) наряду с мафическими минералами, так и порфировые вкрапленники (1–4 мм). Мелкие кристаллы гипидиоморфные, идиоморфные, почти свежие, слабо пелитизированы и соссюритизированы. Фенокристаллы плагиоклаза соссюритизированы, нередко по каёмке окварцованы (толщиной 0.1-0.2 мм). Объём плагиоклаза в породе незначительно варьирует и составляет 65-75%, его химический состав отвечает олигоклаз-лабрадору (Апгз–69) (рис.12). По клинопироксену-авгиту, являющимся вторым по распространённости первичным минералом, развит амфибол. Моноклинный пироксен представлен мелкими ксеноморфными кристаллами основной массы размером 0.1-0.8 мм. Помимо амфибола вторичными продуктами, замещающими пироксен, являются ксеноморфный хлорит, псевдоморфный магнетит и мельчайшие неправильные зёрна кварца и альбита. Объём реликтового пироксена в породе составляет 5-10%. В группу вторичных минералов также входит эпидот, представленный единичными призматическими агрегатами.
Диаграмма Ab-Or-An для плагиоклазов наурузовского комплекса Привершинный слой пород лакколита представлен габбронорит-диоритами и габброноритами (рис. 11б). Породы неравномернозернистые с габбровой и габбро офитовой микроструктурой. Главные минералы: пироксен, плагиоклаз, роговая обманка и титаномагнетит. Ортопироксен является самым распространённым минералом ( 50%) Кристаллы гипидиоморфные и идиоморфные, их размеры составляют 0.6–2 мм. В зёрнах часто обнаруживаются пертитовые срастания с клинопироксеном. Кристаллы трещиноваты, нередко сдвойникованы и содержат многочисленные твёрдые включения. Средний состав отвечает гиперстену (Wo4.4En57.1Fs38.5). Клинопироксен (10%) встречается в виде неправильных и субидиоморфных удлинённых зёрен, содержит включения рудного минерала, эпидота и плагиоклаза. Он нередко замещён рудным минералом по широким трещинам. Выявлена изоморфная зональность клинопироксенов от авгита через низкокальциевый авгит к магнезиальному пижониту (Wo40En40Fs20– Wo8En55Fs37) (рис. 13). Пироксены содержат небольшую постоянную примесь TiO2 (в среднем 0.3%). Плагиоклаз сильно изменён (соссюритизирован, альбитизирован и пр.). Иногда встречаются помутневшие кристаллы незатронутые соссюритизацией, содержащие включения кварца. Плагиоклаз часто зонален (от битовнита к лабрадору (An78–60) (рис. 12)). Объём его в породе составляет 20–30%. Роговая обманка ( 5%), встречается в виде неполных псевдоморфоз по клинопироксену, реже в виде мельчайших огранённых зёрен.
Петрогеохимическая характеристика пород
В зоне северного обрамлении Худолазовской мульды изучены две пластовые интрузии, вытянутые в широтном направлении. Интрузия Абдулмамбетовская-1 расположена в 2 км восточнее с. Абдулмамбетово. Характер обнажения не позволяет однозначно оценить взаимоотношения с вмещающими породами (песчаниками зилаирской свиты). Она сложена метасоматитами, интенсивно развитыми по среднезернистым диоритам. В породе сохранилось небольшое количество реликтов плагиоклаза и роговой обманки. Метасоматиты сложены хлорит-актинолитовыми агрегатами, гнёздами кальцита, лейкоксеном, кварцем, различными по морфологии образованиями эпидота и цоизита, вкрапленностью позднего рудного минерала, цеолитами и глинистым веществом (рис. 23г). Широко развиты кварц-хлоритовые мирмекиты.
Интрузия Абдулмамбетовская-2 находится в 0.6 км восточнее предыдущей и сложена более сохранившимися породами – метаморфизованными тонкозернистыми габбродиорит-порфирами и долеритами. Плагиоклаз составляет от 45 до 75% объёма пород, практически весь альбитизирован (рис.24). Фенокристаллы частично сохранены, но сильно корродированы, их размер достигает 0.7 мм. Зёрна пироксена и роговой обманки (состав соответствует чермакиту (рис.25)) часто разложены. Их общее количество не превышает 10% объёма породы. Количество хлорита в габбродиоритах достигает половины их объёма, нередко занимая почти всё пространство между лейстами плагиоклаза, замещая роговую обманку и, возможно, биотит. С хлоритом ассоциируют тремолит и актинолит в виде мелких иголочных кристаллов. Пироксен (авгит с характерным соотношением миналов Wo41.4En41.5Fs17.1) представлен мелкими интерстиционными кристаллами размером 0.25 мм (до 6–7%). Рудные минералы – пирит (4–7 об.%) и оксиды железа, едва достигают 5 % объёма. Сульфиды частично растворены, особенно крупные зёрна (до 2 мм) (рис. 29). Карбонат и цеолиты содержатся в количестве 8–12%. В долеритах развит апатит (до 2%) в виде игольчатых и шестоватых кристаллов (до 1х0.1 мм в размере), включённых в кристаллы почти всех минералов.
В обозначенном ареале развита многочисленная однообразная система дайкообразных малых интрузий (рис. 30, 31). Мощность их меняется от 20 до 60 м (в среднем – 50 м), а протяжённость иногда достигает более 10 км (Давлетовская интрузия). Многие из них имеют извилистую форму, осложнённую апофизами. Несмотря на извилистый характер тел, общее их простирание выдерживается – ССЗ 350 и СВ 10–30.
Довольно многочисленная группа однообразных интрузивных тел распространена в юго-западной части Верхнеуральской синклинали – в пределах Бугодакского участка (рис.31). Верхнеуральская структура простирается на 70 км в СВ направлении под углом 40 [Кац и др., 1980ф]. Она заполнена терригенными отложениями зилаирской свиты, обрамлёнными с запада кремнистыми осадками мукасовской свиты. Небольшие тела переходного петрографического состава и облика между долеритами и диоритами обнажаются среди песчаников зиларской свиты. Их количество исчисляется десятками, простирание обычно совпадает с простиранием Верхнеуральской синклинали (30–40). Породы интрузий довольно однообразны по минералогическому составу, соответствующему переходам «долерит–габбродиорит–диорит». Они отличаются лишь степенью и качественным составом метаморфических преобразований. Так, одни породы подвержены интенсивной хлоритизации, другие – кварц-эпидот-хлоритизации, третьи – карбонатизации, четвёртые – всем перечисленным типам метаморфизации в различных соотношениях. Преобладают афировые разновидности пород, порфировидные разности редки. Наиболее сохранившимся минералом пород является плагиоклаз, первично слагавший породу на 60–70%. Первичные мафические минералы (пироксен, роговая обманка) практически полностью замещены хлоритом, эпидотом и др.
Несколько дайкообразных интрузий развито в пределах Юлдашевской антиклинали, расположенной в 20 км к западу от г. Магнитогорск. Юлдашевская антиклиналь представляет собой узкую субмеридиональную структуру, в ядре которой обнажаются вулканиты ирендыкской свиты (D1–2e–ef), вулкано-терригенные отложения улутауской свиты (D2–3zv–f) (к западу), серпентинизированные гипербазиты (PZ1) (к востоку) и вулканиты карамалыташской свиты (D2ef) (фрагментарно) [Казанцева, 1987].
Давлетовская интрузия является наиболее представительной по размерам обнажения. Её длина составляет около 10 км при ширине не более 60 м. Она сложена роговообманковыми долеритами (рис. 32). Это мелкозернистые офитовые породы, сложенные плагиоклазом (50-70 %), роговой обманкой (5-15 %), пироксеном (5–Ю %), рудными (4-8 %) и вторичными минералами. Кристаллы плагиоклаза субидиоморфные, идиоморфные. Их размеры варьируют в пределах 0.1-1 мм, обычно 0.2-0.5 мм. Вторичные изменения плагиоклазов - частичная соссюритизация, пренитизация, карбонатизация. Состав плагиоклаза - андезин и лабрадор (An49-62) (в ядрах зональных кристаллов (рис.24)). Из мафических минералов наиболее сохранён клинопироксен (авгит - W047.5En43.4Fs9.і). Он очень мелкий (0.05-0.3 мм) и обычно выполняет промежутки между кристаллами плагиоклаза (ксеноморфные зёрна). Роговая обманка часто полностью хлоритизирована, но встречаются и образцы пород со свежей роговой обманкой. На диаграмме Si-Mg/(Mg2++Fe2+) (рис. 25) точки её составов попадают в поля чермакита и магнезиальной роговой обманки. Размеры её субидиоморфных кристаллов крупнее, чем у пироксена и достигают 0.7 мм. Количество рудного минерала достигает 8 %. Он представлен ранней мелкой (0.05-0.1 мм) генерацией ильменита, титаномагнетита (лейкоксенизированный) и поздней более крупной (0.1-0.4 мм) генерацией магнетита, ассоциирующей с вторичными минералами. Вторичные минералы пород - хлорит, уралит, пренит, кварц, кальцит и др. (суммарно до 20%).
Утлыкташский комплекс локализован в районе северного выклинивания Западно-Магнитогорской зоны. В него объединён ряд небольших пластовых залежей и крупный лополит, которые пространственно связаны с Имангуловской мульдой. Простирание многих интрузий субмеридиональное, согласно вмещающим породам [Салихов, 1971]. Имангуловская структура имеет размеры 25х8 км с общим простиранием СВ 25–30 [Кац и др., 1980ф]. Она сложена отложениями мукасовской, бугодакской и зилаирской свит [Маслов, Артюшкова, 2010].
Утлыкташский лополит одноимённого комплекса является его самым крупным интрузивом. Он обнажён в виде веретенообразного тела, вытянутого в меридиональном направлении на 10 км при максимальной ширине в 2,5 км и мощности до 200 м (рис.33). Тектонически массив приурочен к восточному крылу Имангуловской брахисинклинали, «срезанному» более поздней Утлыкташской синклиналью и «сидит» в кремнистых отложениях мукасовской свиты (D3fr mk). Угол падения кремнистых сланцев 10, в контакте с интрузией «поднимается» до 30. Утлыкташский лополит по системе разломов разбит на блоки. В некоторых участках он пересечён дайками лампрофиров улугуртауского комплекса (Имангуловский ареал). Массив является расслоенным в гомодромной последовательности, так что в его строении можно выделить три зоны:
Петрогеохимическая характеристика пород
Геологическое положение и внутреннее строение интрузивов этих комплексов подразумевают различие механизмов их формирования и положения магматического очага. Тела басаевского комплекса образуют протяжённый пояс и характеризуются меньшей мощностью с незакономерно выраженными вариациями петрографического состава. Мелкие (маломощные) интрузивы отличаются относительно однородным строением, но в более крупных телах выявляются различные неоднородности, обычно выраженные образованием обособлений субщелочных и более кремнекислых разностей. Интрузивы утлыкташского комплекса расположены «компактно» и обладают закономерно выраженными неоднородностями петрографического состава (главный пример – Утлыкташский расслоенный лополит) с возникновением «мини-серий» (габбро– габбродиорит–диорит). Таким образом, условия миграции и кристаллизации расплавов этих двух комплексов различны. Это явление отражается в виде различных геохимических параметров.
Диаграмма нормированного распределения РЗЭ в габброидах габбро-диорит-гранитовой серии Картина распределения РЗЭ в породах басаевского и утлыкташского комплексов сходна (рис.49) (низкое Lan/Ybn отношение – 2.2–4.2 и 1.6–3.9, соответственно) при равных абсолютных суммарных содержаниях РЗЭ (в среднем около 100 г/т). Ключевым отличием служит величина и знак европиевой аномалии: в басаевском комплексе она варьирует в пределах 0.83–1.35, в утлыкташском Eu аномалия всегда слабая положительная (1.01–1.12).
Кристаллизация расплава Утлыкташского массива происходила в условиях равномерного снижения температуры (вероятно и давления) с одновременной кристаллизацией плагиоклаза, пироксена и, возможно, ильменита (судя по наличию идиоморфных кристаллов, сросшихся с силикатными минералами и образованием габбровой структуры). При этом имело место гравитационное осаждение более тяжёлых минеральных фракций (ильменита, пироксена) с накоплением в верхней части массива более лёгких салических минералов (плагиоклаза, кварца). Напротив, особенности минерального (сложнозональные плагиоклазы и роговые обманки в неоднородных взаимоотношениях) и химического (незакономерные вариации индикаторных элементов) состава в интрузивах басаевского комплекса свидетельствуют о наличии нарушений равновесия физико-химической кристаллизующейся системы. Эмпирически рассчитанные условия кристаллизации роговых обманок (проба Д1-72, массив Маха), согласно геобарометру [Hammarstrom, Zen, 1986], соответствуют давлению в интервале 4.3–5.2 кбар. Рассчитанные по формулам [Holland, Blundy, 1994; Anderson, Schmidt, 1995] (см. раздел 4.3.1 Геотермобарометры) P параметры кристаллизации парагенезиса «плагиоклаз–амфибол» в той же пробе соответствовали давлению 2.68–2.95 кбар и температуре 782–804С.
Источник расплава для басаевского и утлыкташского комплексов отвечает составу, близкому к E-MORB, что отражается на диаграмме La/Yb–Y/Th (рис.50). Тренд дифференциации габброидов смещается в сторону OIB, т.е. соответствует мантийной последовательности, что в целом характерно внутриплитным образованиям.
Геохимия редкоземельных элементов является одним из индикаторных признаков условий петрогенезиса пород. Характер нормированного распределения РЗЭ в плагиогранитах кизильского комплекса специфичен (рис.52): ложбинообразные квазисимметричные спектры обусловлены пониженными содержаниями средних РЗЭ и начальных членов тяжёлых РЗЭ в связи с чем отношения La„/Lu„ (3-5), La„/Gd„ (3-6) идентичны. Характерна слабая отрицательная европиевая аномалия (SEu=0.86-0.95). Повышенное значение Fe3+/Fe2+ в пробах кизильского комплекса характеризует окислительную обстановку расплава (в равновесии с кислородным буфером системы «магнетит-гематит» [Луканин и др., 2012]), возможно, обусловливая низкое значение европиевой аномалии. Наличие этой европиевой аномалии и дефицит средней группы РЗЭ (и первых членов тяжёлой группы РЗЭ), судя по всему, обусловливается присутствием в рестите плагиоклаза и роговой обманки, которая обладает высокой степенью совместимости со средними и тяжёлыми РЗЭ (в данном случае ряд Nd-Lu), особенно с Gd и Dy [Schnetzler, Philpotts, 1968; 1970; Rollinson, 1993]. Низкое La„/Yb„ отношение (3.2-5.5) указывает на то, что в реститовой фазе плавящегося субстрата отсутствовал (или был незначителен) гранатовый компонент. Ещё одной причиной специфического фракционирования РЗЭ могло быть присутствие в системе углекислого флюида, растворимость в котором резко увеличивается в ряду от лёгких лантаноидов к средним [Балашов, 1976; Комиссарова и др., 1984].
Нормированное распределение РЗЭ в породах кизильского комплекса и экспериментальных расплавах тоналит-трондьемитов, полученных при частичном плавлении гранатсодержащих (1) и безгранатовых амфиболитов (2) по [Martin, 1999]
Для оценки Р-Т параметров образования плагиогранитов кизильского комплекса на диаграмму распределения РЗЭ (рис.52) нанесены спектры тоналит-трондьемитов (ТТ), полученных экспериментальным путём при плавлении в различных Р-Т условиях толеитов [Rapp et. al, 1991] и низкокалиевых кальциевых амфиболитов [Wolf, Wyllie, 1991]. Спектры распределения РЗЭ в породах кизильского комплекса наиболее близки к ТТ, выплавленным из лишённых граната амфиболитов при давлении около 10кбар и температуре около 850С. Гранатсодержащий рестит характеризует ТТ, возникающие при более высоких Р-Т параметрах (давление более 10-12 кбар, температура более 900С [Туркина, 2000]), отличающиеся высоким La„/Yb„ отношением (»5).
Состав реститовой ассоциации при парциальном плавлении метабазальтового субстрата обусловлен, прежде всего, Р-Т параметрами, и, в меньшей степени, петрохимическим составом источника [Туркина, 2000]. При этом с ростом давления и температуры наблюдается уменьшение содержаний реститовых плагиоклаза и амфибола и увеличение количеств граната и пироксена. Результаты экспериментов показывают полную идентичность количественного минерального состава реститов, оставшихся после плавления метабазальтов разного геохимического типа при одних и тех же Р-Т условиях [Куйбида, 2009]. На диаграммах Eu-Yb и Sr-Yb (рис.53) точки составов кизильского комплекса размещаются вблизи модельных составов ТТ расплавов, равновесных с плагиоклаз-амфиболитовым реститом. Данный тип реститовой минеральной ассоциации характеризует ТТ расплавы, полученные при давлении 8 кбар, температуре 1000 С и степени плавления 18%. Тренд положительной корреляции Yb и Eu свидетельствует о наличии процессов фракционирования кристаллизующегося расплава [Туркина, 2000].