Позднедевонская верхнеуральская вулкано-плутоническая ассоциация (Восточно-Магнитогорская палеоостровная дуга, Южный Урал): возраст, петрология, геохимия, рудоносность и геодинамическая обстановка формирования

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Восточно-Магнитогорская островная дуга является восточной ветвью Магнитогорского палеовулканического пояса, представляющего собой сложную систему «двойная островная дуга – междуговой бассейн» (Филатов, Ширай, 1988; Серавкин и др., 1992; Зайков, 2006). Эта дуга была активна c конца эйфеля до позднего визе включительно, т. е. на протяжении более 50 млн лет, с чем связано исключительное разнообразие магматических пород и эндогенных рудных формаций, сформировавшихся в процессе ее эволюции (Сурин, Мосейчук, 1995; Мосейчук и др., 2017). По современным представлениям, в северной части Восточно-Магнитогорской дуги выделяются четыре структурно-формационные зоны (с востока на запад): Гумбейская, Учалино-Александринская, Магнитогорская и Кизильская (рис. 1). В первых трех сосредоточены все рудные месторождения, проявления и пункты минерализации, определяющие металлогению района.

Рис. 1. Местоположение и структурно-формационное районирование северной части Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуги, по (Мосейчук и др., 2017). 1, 2 – Магнитогорская палеоостроводужная система: 1 – Западно-Магнитогорская зона; 2 – Восточно-Магнитогорская зона (структурно-формационные подзоны: Г – Гумбейская, УА – Учалино-Александринская, М – Магнитогорская, К – Кизильская); 3 – сопредельные мегазоны: Центрально-Уральская (I), Восточно-Уральская (II); 4, 5 – крупнейшие сутурные зоны: Главная Уральская (4), Уйско-Кацбахская (5); 6 – границы зон и подзон; 7 – зоны поперечных дислокаций; 8 – контур района работ (Верхнеуральский участок); 9 – крупные города.

Fig. 1. Location and lithotectonic zonation of the northern part of the East Magnitogorsk paleoisland arc. 1, 2 – Magnitogorsk paleoisland arc system: 1 – West Magnitogorsk Zone; 2 – East Magnitogorsk Zone (lithotectonic subzones: Г – Gumbeyka, УА – Uchay-Alexandrinka, M – Magnitogorsk, К – Kizil); 3 – adjacent megazones: Central Uralian (I), East Uralian (II); 4, 5 – largest suture zones: Main Uralian (4), Uy-Katsbakh (5); 6 – boundaries of zones; 7– zones of transverse dislocations; 8 – contour of the working Verkhneuralsk area; 9 – large cities.

Фаменская верхнеуральская вулкано-плутоническая ассоциация впервые выделена нами в западной части крупнейшей на Южном Урале колчеданоносной Учалино-Александринской зоны (Сурин, 1989). Она включает в себя вулканогенные породы верхнеуральской толщи и комагматичные им интрузивные образования верхнеуральского комплекса (рис. 2). Ранее указанные породы вместе с позднефранскими базальт-андезибазальтовым и габбро-диоритовым комплексами объединялись в одну формацию или ассоциацию (Штейнберг, Сурин, 1987; Салихов и др., 1987).

Рис. 2. Геологическая карта Верхнеуральского участка, по (Мосейчук и др., 2017), с упрощениями и изменениями. 1 – базальты и риодациты александринской свиты, средний девон (D2al); 2 – базальты, андезибазальты, андезиты, туфопесчаники и известняки урлядинской толщи, средний девон (D2ur); 3 – базальты и их туфы, аблязовская толща, поздний девон (D3ab); 4 – трахибазальты, трахиандезиты, трахидациты, трахириолиты, их туфы, туфоконгломераты, туфопесчаники, песчаники, конгломераты, известняки верхнеуральской толщи, поздний девон (D3vu); 5 – трахибазальты, трахиандезибазальты, трахиандезиты, трахидациты, трахириолиты, их туфы, тефроиды, туффиты, туфопесчаники, известняки, известняковые конгломераты объединенных новоивановской (D3nv) и шумилинской (D3-C1sm) свит, поздний девон – ранний карбон; 6 – габброиды погорельского комплекса, поздний девон, фран (D3p); 7–9 – интрузивные породы верхнеуральского комплекса, поздний девон, фамен (D3v): 7 – субщелочные диориты, монцониты, субщелочные оливиновые и лейкократовые габбро первой фазы, 8 – кварцевые монцодиориты второй фазы, 9 – сиениты, кварцевые сиениты, кварцевые сиенит-порфиры третьей фазы; 10 – гранитоиды северо-кассельского комплекса, ранний карбон (C1k); 11 – разломы: главные (а), второстепенные (б); 12 – место отбора пробы для датирования цирконов. Геологические границы показаны тонкими линиями.

Fig. 2. Geological map of the Verkhneuralsk area, modified after (Moseychuk et al., 2017). 1 – basalt and rhyodacite of the Aleksandrinka Formation, Middle Devonian (D2al); 2 – basalt, basaltic andesite, andesite, tuff sandstone and limestone of the Urlyady Sequence, Middle Devonian (D2ur); 3 – basalt and their tuff, Ablyazovo Sequence, Late Devonian (D3ab); 4 – trachybasalt, trachyandesite, trachydacite, trachyryolite, their tuff, tuff conglomerate, tuff sandstone, sandstone, conglomerate and limestone of the Verkhneuralsk Sequence, Late Devonian (D3vu); 5 – trachybasalt, trachybasaltic andesite, trachyandesite, trachydacite, trachyriolite, their tuff, tephroids, tuffite, tuff sandstone, limestone, and calcareous conglomerates of the combined Novoivanovka (D3nv) and Shumilino (D3-C1sm) formations, Late Devonian – Early Carboniferous; 6 – gabbroids of the Pogorelsky complex, Late Devonian, Frasnian (D3p); 7–9 – intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex, Late Devonian, Famenian (D3v): 7 – subalkali diorite, monzonite, subalkali olivine and leucocratic gabbro of the first phase, 8 – quartz monzodiorite of the second phase; 9 – syenite, quartz syenite, porphyry quartz syenite of the third phase; 10 – granitoids of the North Kasselsky complex, Early Carboniferous (C1k); 11 – faults: major (a) and minor (б); 12 – sampling site for zircon dating. The geological boundaries are shown by thin lines.

Верхнеуральский комплекс является рудовмещающим для одноименного медно-молибден-порфирового проявления, что привлекло к нему внимание многих исследователей (Грабежев, Белгородский, 1992; Бочкарев, Сурин, 1993; Салихов, Митрофанов, 1994; Сурин, Мосейчук, 1997; Соловьев, 2014; Плотинская, 2023). Несмотря на неплохую изученность комплекса, геодинамическая обстановка его формирования для многих геологов остается не вполне ясной. В литературе взгляды на его природу сильно варьируют, имеются указания на островодужную (Сурин, 1989; Сурин, Мосейчук, 1997), эпиэвгеосинклинальную (Грабежев, Белгородский, 1992), типично орогенную (Салихов, Митрофанов, 1994) и окраинно-континентальную (Соловьев, 2014) обстановки его формирования, а в последние годы появились представления о принадлежности характеризуемых ниже магматических образований к «…переходной геодинамической обстановке (от островодужной к окраинно-континентальной, усложненной трансформным рифтогенезом движения литосферных плит)» (Салихов и др., 2019, с. 33) или к обстановке «аккреции и коллизии дуга-континент» (Плотинская, 2023). По мнению Р.Г. Язевой и В.В. Бочкарева (1998), верхнеуральский интрузивный комплекс локализован в «барьерной зоне зрелой островной дуги», а Г.Б. Ферштатер, ранее считавший, что этот комплекс образовался в «эпоху стабилизации» или «эпоху относительного тектонического покоя» (Бородина и др., 1984, с. 201), позднее пришел к выводу о том, что «В конце позднего девона восточная часть Магнитогорской островодужной системы превращается в активную континентальную окраину андского типа» (Ферштатер, 2013).

Так или иначе, но, по нашему мнению, изучение состава и выявление механизма петрогенезиса, а также реконструкция геодинамической обстановки формирования магматитов верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации важны для анализа магматической эволюции региона и уточнения представлений о геодинамическом развитии всего Урала. Также охарактеризованы перспективы его рудоносности, в частности, предполагается его промышленная молибденоносность.

МЕТОДИКА ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА ПОРОД

U-Pb возраст циркона из кварцевых сиенитов третьей фазы верхнеуральского комплекса определен методом локального датирования на ионном масс-спектрометре SHRIMP II в Центре изотопных исследований Института им. А.П. Карпинского (г. Санкт-Петербург, Россия). Измерения выполнялись по стандартной методике (Williams, 1998). Проба-протолочка была отобрана в 2022 г. в северной части Верхнеуральского массива из порфировидных кварцевых сиенитов третьей фазы верхнеуральского комплекса (рис. 2) на вершине холма в 1.5 км от д. Сафроновское, в 2120 м по азимуту 86° от горы Веселая (координаты: 59°18′26.4ʺ в.д., 53°53′16.3ʺ с.ш.).

ВУЛКАНИТЫ ВЕРХНЕУРАЛЬСКОЙ ТОЛЩИ

Верхнеуральская толща нами изучена в окрестностях г. Верхнеуральска на одноименном участке в опущенном тектоническом блоке в северном и юго-западном обрамлении Верхнеуральского массива в южной части Верхнеуральского рудного района (рис. 2). Толща сложена лавами и туфами трахибазальтов, трахиандезитов, трахидацитов и трахириолитов с прослоями туфоконгломератов, туфопесчаников, песчаников, конгломератов и известняков. Толща полого погружается на запад. Анализ ее разрезов показывает постепенное увеличение с севера на юг объема вулканитов и уменьшение терригенно-осадочных пород. Верхнеуральская толща залегает на отложениях позднефранской аблязовской толщи с локальными размывами без заметных несогласий. Мощность толщи не превышает 350 м. По комплексу макрофауны ее возраст определен как раннефаменский (Маслов, 1980). К сожалению, в существующей «Легенде Южно-Уральской серии листов...» Госгеолкарты-200 (Беккер и др., 1999) верхнеуральская толща как самостоятельное подразделение отсутствует, а входящие в ее состав образования объединены с вулканитами шумилинской свиты, развитыми в Магнитогорской зоне (по принципу одновозрастности). Ниже будет показано, что вулканиты верхнеуральской толщи и шумилинской свиты заметно отличаются рядом петрогеохимических особенностей, что является следствием существенно различных геодинамических условий их образования.

Среди вулканитов верхнеуральской толщи преимущественным развитием пользуются трахиандезиты и трахидациты (рис. 3). Лавовые фации пород распространены ограничено, в большинстве разрезов преобладают туфы, среди которых наиболее распространены грубообломочные разновидности. Туфы, как правило, литокластические, реже витрокластические. Известны также игнимбритовидные туфы. Коэффициент эксплозивности для верхнеуральской толщи в целом составляет ~80 %. Среди лавовых фаций отмечается обилие кластолав и лавобрекчий, слагающих как целые потоки, так и верхние части отдельных потоков. Среди трахибазальтов более распространены афировые и мелкопорфировые разновидности, тогда как западнее, в Магнитогорской зоне, на этом же возрастном уровне (шумилинская свита) преимуществено развиты порфировые трахибазальты с крупными (до 1.5 см) вкрапленниками плагиоклаза. Пироксен (авгит) в порфировых выделениях либо отсутствует, либо образует мелкие (1–3 мм) кристаллы. Основная масса трахибазальтов гиалопилитовая с большим количеством мелких миндалин. Из акцессорных минералов наиболее часто встречаются магнетит, лейкоксен и апатит. Первичные калиевые минералы в трахибазальтах не отмечены, но обычна калишпатизация плагиоклаза. Трахибазальты в верхней части разреза сменяются трахиандезитами, трахитами, трахидацитами и более редкими трахириолитами. В них хорошо различимы вкрапленники плагиоклаза (обычно зонального) и хлоритизированной, иногда опацитизированной роговой обманки. В трахидацитах и трахириолитах в ассоциации с указанными минералами наблюдаются единичные вкрапленники кварца. Основная масса трахиандезитов имеет невадитовую, пилотакситовую структуры, трахидацитов и трахитов – трахитоидную, микролитовую, трахириолитов – фельзитовую. В кислых разновидностях иногда присутствуют мелкие изометричные выделения калиевого полевого шпата. В более основных породах калий входит в состав плагиоклаза и стекла (Бочкарев, Сурин, 1993).

Рис. 3. Гистограмма распределения кремнезема в вулканитах верхнеуральской толщи. N – количество определений.

Fig. 3. Histogram of SiO₂ distribution in volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence. N is the number of analyses.

Средние химические и нормативные составы пород верхнеуральской толщи приведены в табл. 1. По соотношению суммарной щелочности и кремнекислотности они соответствует субщелочным образованиям (рис. 4а). Общая щелочность пород толщи заметно возрастает с ростом их кислотности, при этом максимальной щелочностью отличаются трахидациты и редко встречающиеся трахиты. По классификации А. Пеккерилло и С. Тэйлора почти все они относятся к высококалиевой известково-щелочной серии, в то время как трахидациты и трахиты соответствуют образованиям шошонитовой и щелочной серий соответственно (рис. 4б). По классификации Д. Маккензи и Б. Чэппела (рис. 4б) весь ряд пород толщи от основных к кислым соответствует ряду шошонит-латит-тосканит. Тип щелочности пород верхнеуральской толщи почти всегда калиево-натриевый, только трахиты отличаются преобладанием калия над натрием, причем общая щелочность пород возрастает в ряду за счет, главным образом, калия (рис. 4в, г).

Рис. 4. Вариационные бинарные диаграммы для средних составов пород верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации. 1 – вулканиты верхнеуральской толщи, 2 – интрузивные породы верхнеуральского комплекса. Номера треугольников соответствуют номерам в табл. 1. Тренды эволюции или поля составов вулканитов верхнеуральской толщи (VURV), интрузивных пород верхнеуральского комплекса (VURI) и поля: а – субщелочных пород (S); б – ультракалиевых (А), высококалиевых (Б), нормальнокалиевых (В), низкокалиевых (Г) и бескалиевых (Д) серий, по (Peccerillo, Taylor, 1976) с упрощением; абсарокитов (IIIА), шошонитов (IIIБ), латитов (IIIВ), тосканитов (IIIГ), высококалиевых базальлов (IIА), высококалиевых андезибазальтов (IIБ), высококалиевых андезитов (IIВ), высококалиевых дацитов (IIГ), базальтов (IА), андезибазальтов (IБ), андезитов (IВ) и дацитов (IГ), по (Mackenzie, Chappel, 1972) с упрощением; в, г – калиевых (K), калиево-натриевых (K-Na) и натриевых (Na) пород; ж, з – низкотитанистых (I) и высокотитанистых («рифтогенных») (II) шошонитов, по (Кепежинскас и др., 1988).

Fig. 4. Binary diagrams for average rock compositions of the Verkhneuralsk volcanic-plutonic association. 1 – volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence; 2 – intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex. Numbers of triangles correspond to those in Table 1. Trends of evolution or fields of compositions of volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence (VURV) and intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex (VURI) and fields: a – subalkaline rocks (S); б – ultra-K (A), high-K (Б), normal-K (В), low-K (Г) and K-free (Д) series, simplified after (Peccerillo, Taylor, 1976); absarokite (IIIA), shoshonite (IIIБ), latite (IIIВ), toscanite (IIIГ), high-K basalt (IIA), high-K basaltic andesite (IIБ), high-K andesite (IIВ), high-K dacite (IIГ), basalt (IA), basaltic andesite (IБ), andesite (IВ) and dacite (IГ), simplified after (Mackenzie, Chappel, 1972); в, г – K, K-Na and Na rocks; ж, з – low-Ti (I) and high-Ti (“rift-related”) (II) shoshonite, after (Kepezhinskas et al., 1988).

На диаграмме AFM средние составы пород толщи образуют отчетливый удлиненный боуэновский тренд в сторону увеличения относительной щелочности (рис. 4д). Железо-магниевое отношение в ряду средних составов пород меняется слабо (табл. 1). Коэффициент фракционирования возрастает от 72 (в среднем) в трахибазальтах и трахиандезибазальтах до 80 в трахидацитах, уменьшаясь до 74 в кислых породах. Интересной особенностью пород верхнеуральской толщи является слабая изменчивость степени окисленности железа в основных и средних породах, что может свидетельствовать в пользу относительного постоянства окислительного потенциала на ранних стадиях эволюции родоначального расплава (рис. 4е). В трахитах, трахидацитах и трахириолитах степень окисленности железа резко возрастает, что коррелирует с их высокой калиевостью и косвенно свидетельствует о значительном накоплении летучих (прежде всего, воды) на заключительной стадии дифференциации расплава в промежуточном очаге.

Таблица 1

Средний химический и нормативный (CIPW) состав пород верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации

Table 1

Average chemical and normative (CIPW) composition of rocks the Verkhneuralsk volcanic-plutonic association

Примечание. Минералы: Q – кварц, C – корунд, Or – ортоклаз, Ab – альбит, An – анортит, Ne – нефелин, Di – диопсид, Hy – гиперстен, Ol – оливин, Mt – магнетит, Hm – гематит, Ilm – ильменит, Ap – апатит. Прочерк – минерал не рассчитывается. Здесь и в табл. 2: n – количество анализов; 1–6 – вулканиты верхнеуральской толщи: 1 – трахибазальты; 2 – трахиандезибазальты; 3 – трахиандезиты; 4 – трахиты; 5 – трахидациты; 6 – трахириодациты; 7–17 – интрузивные породы верхнеуральского комплекса: 7–10 – первая фаза: 7 – оливиновое субщелочное габбро, 8 – лейкократовое субщелочное габбро; 9 – субщелочные диориты; 10 – монцониты и порфировидные монцониты; 11–13 – вторая фаза: 11 – кварцевые монцодиориты; 12 – кварцевые монцониты; 13 – мелкозернистые кварцевые монцодиориты (дайки); 14–17 – третья фаза: 14 – сиениты, крупнопорфировые сиениты; 15 – кварцевые сиениты; 16 – микрограносиениты (дайки); 17 – микрограниты (дайки).

Note. Minerals: Q – quartz, C – corundum, Or – orthoclase, Ab – albite, An – anorthite, Ne – nepheline, Di – diopside, Hy – hypersthene, Ol – olivine, Mt – magnetite, Hm – hematite, Ilm – ilmenite, Ap – apatite. Dash – the mineral is not calculated. Here and in Table 2: n – number of analyses; 1–6 – volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence: 1 – trachybasalts; 2 – trachybasaltic andesites; 3 – trachyandesites; 4 – trachytes; 5 – trachydacites; 6 – trachyriodacites; 7–17 – intrusive rocks of the Verkhneuralsky complex: 7–10 – first phase: 7 – olivine subalkali gabbro; 8 – leucocratic subalkali gabbro; 9 – subalkali diorites; 10 – monzonites, porphyritic monzonites; 11–13 – second phase: 11 – quartz monzodiorites; 12 – quartz monzonites; 13 – fine-grained quartz monzodiorites (dikes); 14–17 – third phase: 14 – syenites and coarse-porphyritic syenites; 15 – quartz syenites; 16 – microgranosienites (dikes); 17 – microgranites (dikes).

Вся серия пород характеризуется пониженной титанистостью, что вместе с другими петрохимическими особенностями пород свидетельствует об их принадлежности к типу нормальных островодужных шошонитовых серий в отличие от рифтогенных шошонитов, в том числе, развитых западнее в Магнитогорской подзоне и объединенных в шумилинскую свиту (Мосейчук и др., 2017) с повышенным содержанием TiO₂ (рис. 4ж, з). Этот тип шошонитов имеет субдукционную природу, он маркирует нормальную зональность зоны перехода океан-континент и связан с режимом общего сжатия в процессе развития субдукционной системы (Кепежинскас и др., 1988).

Основные особенности нормативного состава вулканитов верхнеуральской толщи (табл. 1) сводятся к следующему. Трахибазальты являются нефелин-нормативными породами, что отличает их от всех как предшествующих по времени магматических образований Восточно-Магнитогорского пояса, так и одновозрастных (шумилинская свита), но развитых западнее в Магнитогорской зоне (Бочкарев, Сурин, 1993). В них же выявлен нормативный магнезиальный оливин. Остальные разновидности пород являются кварц-нормативными. В кислых разновидностях пород, трахидацитах и трахириодацитах, присутствует нормативный корунд, что говорит об их пересыщенности глиноземом. Обращает на себя внимание высокая сумма нормативных полевых шпатов во всех разновидностях пород, что согласуется с их петрографическими особенностями. Нормативный цветовой индекс резко понижается по мере роста кремнеземистости пород. В трахитах и трахириодацитах присутствует нормативный гематит, что является следствием отмеченной выше высокой окисленности железа. Содержание нормативных акцессорных минералов (магнетит, ильменит, апатит) постепенно понижается в ряду от основных пород к кислым.

Геохимическая характеристика вулканитов верхнеуральской толщи приведена в табл. 2. В целом по отношению к базальтам типа N-MORB породы значительно обогащены крупноионными литофильными элементами и характеризуются переменными, но умеренными содержаниями высокозарядных элементов при резко пониженных концентрациях сидерофильных элементов (рис. 5а). Характерной чертой всех графиков на рисунке 5а является четкий Nb минимум, что типично для всех магматических пород надсубдукционных геодинамических обстановок (Pearce, Norry, 1979; Briguen et al., 1984; Пирс и др., 1987; Ryerson, Watson, 1987; Богатиков, Цветков, 1988; Ellam, Hawkesworth, 1988; Фролова и др., 1989; Гущин, 1994). По мере роста содержаний кремнезема концентрации крупноионных литофильных элементов увеличиваются, а сидерофильных – уменьшаются. Титановый минимум в трахибазальтах почти не проявлен вследствие невысоких содержаний Zr и Y, но по мере роста кислотности пород он усугубляется. Форма графиков на спайдер-диаграмме аналогична таковым для островодужных шошонитов (Богатиков, Цветков, 1988; Цветков и др., 1993; Фролова, Бурикова, 1997). Основные геохимические особенности вулканитов верхнеуральской толщи наиболее соответствуют производным шошонитовых серий островных дуг (Pe-Piper, 1980; Цветков, 1984; Цветков и др., 1993; Цветков, Абрамов, 1986; Волынец и др., 1986; Thompson, Fowler, 1986 Пискунов, 1987; Кепежинскас и др., 1988; Богатиков, Цветков, 1988; Фролова, Бурикова, 1997; Федоров, Дубик, 1990). Например, по сравнению с шошонитами окраинно-континетальных и внутриконтинентальных геодинамических обстановок в изученных породах резко понижены содержания Ba, Zr и Nb, в то время как их концентрации близки к средним содержаниям таковых в островодужных шошонитах и латитах (Антипин, 1989).

Таблица 2

Геохимическая характеристика пород верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации

Table 2

Geochemical characteristics of rocks of the Verkhneuralsk volcanic-plutonic association

Примечание. Здесь и в табл. 3, прочерк – не определено.

Note. Here and in Table 3, dash – not determined.

Рис. 5. Диаграмма средних содержаний малых и микроэлементов в магматитах верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации, нормированных по N-MORB (Wedepohl, 1981). Цифры у графиков соответствуют номерам колонок в табл. 2; а – вулканиты верхнеуральской толщи; б, в, г – интрузивные породы верхнеуральского комплекса (1-й, 2-й и 3-й фаз соответственно).

Fig. 5. N-MORB normalized (Wedepohl, 1981) average content of trace elements of igneous rocks of the Verkhneuralsk volcanic-plutonic association. Numbers of graphs correspond to the column numbers in Table 2; a – volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence; б, в, г – intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex (1st, 2nd and 3rd phases, respectively).

С увеличением содержаний кремнезема и уменьшением известковистости в породах заметно увеличивается содержание Sr (рис. 6а), что свидетельствует об ограниченной роли фракционирования пироксен-плагиоклазового парагенезиса на ранней стадии эволюции первичного расплава, но указывает на заметную роль кумуляции калишпат-роговообманковой ассоциации на заключительной стадии его дифференциации, что полностью соответствует петрографическим особенностям пород. Все члены серии на приведенной диаграмме попадают в поле производных латитовых магм, причем по соотношению Ca и Sr основные породы тяготеют к окончанию временного тренда «эволюции базитов в ходе развития эвгеосинклинали» (Ферштатер, 1987).

Рис. 6. Бинарные геохимические диаграммы для средних составов магматитов верхнеуральской ассоциации. Показаны тренды эволюции или поля составов магматитов верхнеуральской ассоциации (VUR), вулканитов верхнеуральской толщи (VURV), интрузивных пород верхнеуральского комплекса (VURI, VURI-1, VURI-2). Поля: а – MLK – производных латитовых и щелочно-базальтовых магм, KLPQ – производных толеитовой континентальной и островодужной магм, стрелками показаны векторы эволюции базитовых расплавов при фракционировании основных породообразующих минералов: роговой обманки (Hb), калиевого полевого шпата (KFsp), клинопироксена (Cpx) и плагиоклаза (Pl), по (Ферштатер, 1987), с упрощением; б – вулканитов, сформированных на коре различной мощности (км) (Condie, 1973); в – магматитов островных дуг (ОД); г – стрелками показаны тренды обогащения (О) и истощения (D) мантийных источников (М), пунктирная стрелка – тренд частичного плавления мантийного источника (Pearce, Norry, 1979). Остальные обозначения см. рис. 4.

Fig. 6. Binary geochemical diagrams for average compositions of igneous rocks of the Verkhneuralsk association. Evolutionary trends or compositional fields of igneous rocks of the Verkhneuralsk association (VUR), volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence (VURV), intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex (VURI, VURI-1, VURI-2). Fields: a – MLK – derivatives of latite and alkali-basaltic magmas, KLPQ – derivatives of tholeiitic continental and island arc magmas, the arrows show the evolution vectors of basic melts during fractionation of the main rock-forming minerals: hornblende (Hb), K-feldspar (KFsp), clinopyroxene (Cpx) and plagioclase (Pl), simplified after (Fershtater, 1987); b – volcanic rocks formed on the crust of different thickness (km) (Condie, 1973); c – igneous rocks of island arcs (ОД); d – arrows show the trends of enrichment (O) and depletion (D) of mantle sources (M), the dotted arrow shows the trend of partial melting of the mantle source (Pearce, Norry, 1979). For other symbols, see Fig. 4.

На диаграмме К. Конди, показывающей эмпирическую зависимость содержаний Rb и Sr в вулканитах от мощности земной коры (рис. 6б), вулканиты верхнеуральской толщи вместе с комагматичными интрузивными породами верхнеуральского комплекса образуют единое поле, причем уровень содержаний этих элементов позволяет заключить, что вулканиты формировались на коре значительной мощности, заметно превышающей 30 км. Концентрации этих элементов максимальны по сравнению с таковыми во всех других предшествующих по времени магматических комплексах Учалино-Александринской зоны (Бочкарев, Сурин, 1993). Содержание Rb в данных вулканитах прямо зависит от их калиевости и растет по мере увеличения кислотности пород (табл. 2). Интересно, что содержание Rb во всей изученной серии пород обнаруживает нечеткую прямую корреляцию с содержанием Y (табл. 2), что свидетельствует о плагиоклазовом контроле на всех этапах дифференциации первичного расплава и ограниченной роли пироксенового фракционирования, т. к. концентрации Y буферируются именно клинопироксеном (Кепежинскас, 1990).

Величина отношения Ba/Nb в вулканитах верхнеуральской толщи колеблется в пределах 130–240, что соответствует типично островодужным значениям (Кепежинскас, 1990) и свидетельствует о малой степени обогащенности материнского мантийного субстрата (рис. 6в). Этот вывод подтверждается также низкими значениями отношения Zr/Y во всех типах пород толщи, свидетельствующими о близости родоначального для вулканитов расплава к выплавкам из первичной мантии (рис. 6г). Обогащенность всех типов пород Sr относительно Zr (табл. 2) подтверждает их образование при значительной кумуляции полевых шпатов и незначительной роли пироксенового фракционирования, что также подтверждается и результатами петрографического изучения пород.

Содержания Ni и Cr в трахибазальтах близки таковым в среднем мировом шошоните (Jakeš, White, 1972), а также к содержаниям этих элементов в островодужных шошонитах и значительно ниже, чем в шошонитах окраинно-континентальных и внутриконтинентальных геодинамичексих обстановок (Антипин, 1989; Бочкарев, Язева, 2000). Величина отношения Cr/Ni слабо меняется в вулканитах толщи (рис. 6д), что косвенно подтверждает незначительную роль пироксенового фракционирования в генезисе всей серии пород. Этот вывод подтверждается также тем, что величина отношения Cr/V практически не меняется по мере роста кремнеземистости пород (рис. 6е), но заметно уменьшается от трахибазальтов к трахиандезибазальтам. Это свидетельствует о фракционировании пироксена на ранней стадии эволюции трахибазальтового расплава.

Содержание РЗЭ в вулканитах верхнеуральской толщи приведено в табл. 3. Распределение РЗЭ в трахибазальтах, трахиандезитах и трахириодацитах показано на рис. 7а. Во всех типах вулканитов легкие РЗЭ резко преобладают над тяжелыми. По мере роста кремнеземистости пород содержание всех РЗЭ заметно увеличивается, но отношение La/Yb практически не изменяется, хотя возрастает отношение La/Sm, что свидетельствует о заметном фракционировании легких РЗЭ. В трахибазальтах отмечается отрицательная Eu аномалия, в трахиандезитах она практически не проявлена, а в трахириодацитах она положительна, что подтверждает вывод о преобладающем фракционировании полевых шпатов при образовании всей серии пород. Положительная Eu аномалия в трахириодацитах свидетельствует о заметной аккумуляции в них полевошпатовой составляющей.

Таблица 3

Содержание РЗЭ в породах верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации

Table 3

REE content of rocks of the Verkhneuralsk volcanic-plutonic association

Примечание. 1–3 – вулканиты верхнеуральской толщи: 1 – трахибазальт; 2 – трахиандезит; 3 – тразириодацит; 4–7 – интрузивные породы верхнеуральского комплекса: 4 – субщелочное лейкократовое габбро; 5, 6 – кварцевые монцодиориты; 7 – крупнопорфировый сиенит.

Note. 1–3 – volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence: 1 – trachybasalt; 2 – trachyandesite; 3 – trachyriodacite; 4–7 – intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex: 4 – subalkali leucocratic gabbro; 5, 6 – quartz monzodiorites; 7 – coarse-porphyric syenite.

Рис. 7. Распределение РЗЭ, нормированное на хондрит (Evensen etc., 1978), в магматитах верхнеуральской ассоциации: а – вулканиты верхнеуральской толщи; б – интрузивные породы верхнеуральского комплекса. Цифры у графиков соответствуют номерам анализов в табл. 3.

Fig. 7. REE patterns normalized top chondrite (Evensen etc., 1978) in igneous rocks of the Verkhneuralsk association: a – volcanic rocks of the Verkhneuralsk Sequence, б – intrusive rocks of the Verkhneuralsk complex. The figures in plots correspond to numbers of analysis in Table 3.

Уровень содержаний РЗЭ в вулканитах верхнеуральской толщи соответствует таковому в производных шошонитовых серий островных дуг (Gill, 1970; MacKenzie, Chappel, 1972; Keller, 1974; Morrison, 1980; Pe-Piper, 1980; Цветков, Абрамова, 1986; Волынец и др., 1986; Богатиков, Цветков, 1988; Кепежинскас и др., 1988; Фролова и др., 1989; Федоров, Дубик, 1990; Цветков и др., 1993), но заметно отличается от распределения РЗЭ в породах шошонитовых серий других геодинамических обстановок. Так, в шошонитах континентальных обстановок (связанных с горячими точками), как и в аналогичных породах межконтинентально-коллизионных обстановок, содержания всех РЗЭ на порядок выше, а в производных шошонитовых серий активных континентальных окраин они выше в 4– 7 раз (Venturelli et al., 1984; Антипин, 1989; Богатиков и др., 1989; Васильев и др., 1998; Бочкарев, Язева, 2000).

Ранее было убедительно показано, что такие индикаторные отношения РЗЭ, как (La/Yb)_N и (La/Sm)_N позволяют не только идентифицировать типы магматических источников островодужных шошонитов (примитивная мантия, внутриплитный источник, метасоматически обогащенная мантия), но и установить факторы истощения, обогащения или контаминации этих источников пелагическими осадками, а также разделять островодужные шошониты на субдукционный или рифтогенный типы (Кепежинскас и др., 1988). На рисунке 8 показаны геохимические метки перечисленных источников и тренды истощения, обогащения и контаминации пелагическими осадками внутриплитного источника. Фигуративные точки анализов вулканитов верхнеуральской толщи вместе с аналогичными точками комагматичных интрузивных пород верхнеуральского комплекса (см. ниже) образуют поле на продолжении тренда обогащения внутриплитного магматического источника. Источник первичных магм верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации уверенно идентифицируется как метасоматически обогащенная мантия (источник центрально-итальянского типа, Кепежинскас и др., 1988). Эти породы отличаются высокими отношениями РЗЭ (табл. 3), что характерно для низкотитанистых, т. е. собственно субдукционных шошонитов (Кепежинскас и др., 1988). Эти данные согласуются с выводами, полученными нами при изучении всех других петрогеохимических особенностей пород. К этому же типу по соотношениям РЗЭ относятся низкокалиевые шошонитовые лавы Римской провинции (Appleton, 1972), шошониты каледонид Шотландии (Thompson, Fowler, 1986), шошониты Анд (Перу, Чили, Аргентина) (Dostal et al., 1977; Kontak et al., 1986), шошониты Эоловой островной дуги (Keller, 1974), меловые шошониты центральной Камчатки (Флеров, Колосков, 1976; Федоров, Дубик, 1990), некоторые палеогеновые шошониты Северной Камчатки (Кепежинскас и др., 1988), а также шошониты вулкана Тамбора Сундской островной дуги (Foden, 1986). Все перечисленные образования также относятся к низкотитанистому, т. е. собственно субдукционному типу шошонитов. Важно подчеркнуть, что все они без исключения локализованы в тыловых зонах островных дуг или окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов.

Петрогеохимические особенности пород верхнеуральской толщи свидетельствуют о зарождении первичных для них расплавов в условиях неистощенной (т. е. лерцолитовой) мантии. Распределение РЗЭ в них позволяет уверенно предполагать некоторое метасоматическое обогащение источника непосредственно перед плавлением. Вещественным выражением этого обогащения, скорее всего, являлась флогопитизация мантийного клина (Ryabchikov, Boettcher, 1980; Эдгар, Арима, 1984) над зоной субдукции. Как установлено И. Куширо (1984) для первичного состава нефелин-нормативного базальта, оливин, ортопироксен и клинопироксен присутствуют на ликвидусе (когда жидкость равновесна с лерцолитами) примерно при 18 кбар в сухих условиях и примерно при 23 кбар при наличии 3 % воды. Исходя из этого, мы предполагаем глубину зарождения первичной магмы, в результате эволюции которой сформировались породы верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации, порядка 75–85 км (Бочкарев, Сурин, 1993).

Дальнейшая эволюция расплава при подъеме к поверхности и охлаждении следовала классической боуэновской схеме. Оливин, пироксены и основной плагиоклаз фракционировали на ранней стадии его эволюции, в дальнейшем эта ассоциация сменилась роговообманково-плагиклазовым парагенезисом, а на заключительной стадии, наряду с фракционированием роговой обманки и кислого плагиоклаза, принимали участие также калиевый полевой шпат и кварц. Очевидно, что по мере дифференциации в остаточном расплаве накапливалось значительное количество летучих и, прежде всего, воды. Об этом свидетельствует как высокоэксплозивный тип извержений, так и обилие кластолав и лавобрекчий, преимущественно обильно-миндалекаменные текстуры трахибазальтов, повсеместное присутствие роговой обманки в средних и кислых вулканитах и т. д. Средний состав трахибазальтов верхнеуральской толщи на диаграмме плавкости системы Ol-Cpx-Pl близок к составу оливин-плагиоклазовой котектики при водном давлении 3 кбар, а средний состав трахиандезибазальтов и трахиандезитов располагается в плагиоклазовом поле. Вместе они образуют отчетливый тренд в сторону увеличения водного давления (рис. 9), что, вероятно, также свидетельствует о накоплении газовой фазы и существенном увеличении внутреннего давления в периферических магматических очагах по мере кристаллизационной дифференциации расплавов, чем и объясняются отмеченные выше особенности пород.

Таким образом, вулканиты верхнеуральской толщи относятся к низкотитанистой островодужной шошонитовой серии. Подобные образования являются надсубдукционными, причем локализованы они всегда в тыловых зонах островных дуг.

ИНТРУЗИВНЫЕ ПОРОДЫ ВЕРХНЕУРАЛЬСКОГО КОМПЛЕКСА

Петротипом комплекса является Верхнеуральский массив, детально изученный в конце прошлого века (Бородина и др., 1984; Сурин, 1997; Салихов, Митрофанов, 1994; Сурин, Мосейчук, 1997). Мы также относим к этому комплексу аналогичные породы, слагающие ряд тел в Амамбайском и Сахаринском массивах, а также за их пределами на юге Гумбейской подзоны (Мосейчук и др., 2017). Их объединение в единый комплекс основано на петрографическом и петрогеохимическом сходстве, их геологической одновозрастности и вероятной комагматичности с фаменскими вулканитами шошонитовой петрогеохимической серии. Массивы комплекса локализованы среди девонских образований. Они прорывают более древние породы нижнедевонской офиолитовой ассоциации, среднедевонские и среднедевонско-позднедевонские образования гумбейской и урлядинской вулкано-плутонических ассоциаций, позднефранские образования аблязовской вулкано-плутонической ассоциации. Верхнеуральский массив в прикровельной части прорывает комагматичные образования верхнеуральской толщи.

Интрузивные породы комплекса образуют сложно построенный концентрически-зональный Верхнеуральский массив, имеющий в плане эллипсовидную форму (рис. 2). Субмеридиональным Сабановским взбросо-сдвигом массив разделен на два блока: западный и восточный. В результате перемещений по этому разлому восточный блок сдвинут в южном направлении на 2 км и приподнят на 0.5 км. Массив представляет собой тело конической формы (лакколит) с крутыми контактами. К центральной части массива приурочено Верхнеуральское медно-молибден-порфировое рудопроявление (Сурин, 1991; Грабежев, Белгородский, 1992; Салихов и др., 1994). Подробная геологическая характеристика Верхнеуральского массива приведена в работах (Салихов, Митрофанов, 1994; Мосейчук и др., 2017). По нашим данным, в его строении принимают участие образования трех последовательных фаз внедрения (Бочкарев, Сурин, 1993; Сурин, Мосейчук, 1997). Породы всех фаз Верхнеуральского массива рассекаются редкими раннекаменноугольными дайками высокотитанистых микрогаббро и лампрофиров среднего и основного состава.

Первая фаза представлена субщелочными диоритами, постепенно переходящими в монцониты и субщелочные оливиновые и лейкократовые габбро, сопровождающиеся дайками субщелочных диабазов и субщелочных диоритовых порфиритов. Субщелочные лейкократовые габбро состоят из плагиоклаза (50–60 %), клинопироксена (роговой обманки) (20–40 %), биотита (5–10 %), ортоклаза (5–15 %), кварца (0–5 %). Акцессорные минералы представлены апатитом, титанистым магнетитом, титанитом. Структура пород среднезернистая габбровая, местами такситовая. Плагиоклаз обычно зонален, сосюритизирован в центре и частью по краям выделений, в ядре – лабрадор (An_50–55), в краевых частях – олигоклаз (An_23–25). Клинопироксен представлен авгитом, по которому нередко развивается вторичный бесцветный диопсид (Салихов, Митрофанов, 1994). Оба минерала сохраняются в виде реликтов короткостолбчатых кристаллов, почти полностью замещенных роговой обманкой. Биотит красно-бурый, образует чешуйки с включениями других минералов, замещается хлоритом, эпидотом и лейкоксеном. Калиевый полевой шпат – промежуточный ортоклаз-микропертит, распределен в породе неравномерно. Вторичная светло-зеленая роговая обманка замещает клинопироксен, ее железистость (F) составляет 25–42 %.

Субщелочные оливиновые габбро отличаются от лейкократовых отсутствием кварца и наличием оливина (2–5 %), образующего изометричные зерна с неровными границами размером до 3 мм. Он по составу отвечает Fa₃₅ и замещается псевдоморфозами боулингита с магнетитом. Плагиоклаз более основной, в ядре – лабрадор (An_55–60), в краевых частях кристаллов – андезин (An_40–46). Клинопироксен представлен авгитом состава Di₄₄En₃₄Fs₂₂. Биотит низкожелезистый (F ~34 %).

Субщелочные диориты и монцониты отличаются от субщелочных габбро большим содержанием плагиоклаза, ортоклаз-микропертита, биотита и меньшим – авгита. Последний имеет состав Di₄₂En_32–35Fs_22–25, также замещается роговой обманкой. Калиевый полевой шпат – ортоклаз–пертит состава Or_66–69Ab_31–34. Содержание кварца варьирует в пределах 5–15 %, поэтому некоторые разновидности пород близки к кварцевым монцонитам и монцодиоритам. По периферии Верхнеуральского медно-молибден-порфирового рудопроявления породы первой фазы подвержены интенсивной пропилитизации с образованием вторичных актинолита, эпидота, хлорита, альбита, серицита, карбоната и пирита (Грабежев, Белгородский, 1992; Салихов и др., 1994).

Кварцевые монцодиориты второй (рудоносной) фазы – это среднезернистые породы с крупными порфировидными выделениями плагиоклаза. В отличие от пород первой фазы они часто подвергнуты щелочному метасоматозу, альбитизированы, калишпатизированы, а также серицитизированы и окварцованы. Породы состоят из плагиоклаза (40–50 %), пироксена (роговой обманки) (10– 15 %), биотита (хлорита) (5–10 %), калиевого полевого шпата (20–40 %) и кварца (5–15 %). Структура порфировидная гипидиоморфнозернистая, участками пойкилитовая. В богатых кварцем разновидностях участками наблюдается микропегматитовая структура. Плагиоклаз зонален: в ядрах – до андезина (An₄₈), в промежуточных зонах – более кислый (An_31–37), в краевых частях кристаллов соответствует олигоклазу (An_20–25). Клинопироксен представлен короткостолбчатыми выделениями авгита, чаще всего, замещенными светло-зеленой роговой обманкой (F ~34–38 %). Биотит коричнево-бурый, реже зеленый, иногда замещает роговую обманку и часто замещается хлоритом. Калиевый полевой шпат – ортоклаз-пертит с ленточными вростками альбита, нередко по периферии замещает плагиоклаз. Характерно замещение ортоклаз-пертита альбитом с образованием пятнистых антипертитов. Акцессорные минералы представлены магнетитом, титанитом, апатитом, цирконом и алланитом. Наиболее широко развиты замещение плагиоклаза ортоклаз-пертитом (калишпатизация) и ортоклаз-пертита альбитом (альбитизация), плагиоклаза эпидотом и роговой обманки и биотита хлоритом.

Третья фаза верхнеуральского комплекса представлена сиенитами, кварцевыми сиенитами и прорывающими их дайками кварцевых сиенит-порфиров. Они образуют внешнюю кольцевую интрузию Верхнеуральского массива. Сиениты представляют собой средне-крупнозернистые, на отдельных участках крупнопорфировидные породы с директивным расположением толстотаблитчатых порфировидных выделений калиевого полевого шпата. Минеральный состав: калиевый полевой шпат (40–60 %), плагиоклаз (20–30 %), клинопироксен (роговая обманка) (10–15 %), биотит (хлорит) (2– 8 %), кварц (3–10%). Структура гипидиоморфнозернистая, пойкилитовая. Плагиоклаз обычно зонален, в ядре – андезин (An_31–40), в краевой части – олигоклаз (An_15–27), изредка обрастающий альбитовыми каймами. Центральные части зерен соссюритизированы. Клинопироксен сохраняется редко, обычно замещен светло-зеленой роговой обманкой (F 25–30 %). Биотит коричнево-бурый, железистый (F 47–57 %), замещается агрегатом хлорита и лейкоксена. Порфировидные выделения размером до 2– 3 см в длину представлены светло-серым промежуточным ортоклаз-пертитом состава Or_62–70Ab_30–38 с простыми двойниками по бавенскому и карлсбадскому законам. Калиевый полевой шпат в основной массе также представлен ортоклаз-пертитом. Кварц отмечается в небольших количествах в сростках с калиевым полевым шпатом, образуя микропегматит. Акцессорные минералы: магнетит, титанистый магнетит, апатит, титанит, циркон, алланит. Титанистый магнетит расположен внутри зерен пироксена и биотита. По магнетиту и титанистому магнетиту развивается гематит. Изредка встречаются сульфиды: пирит, халькопирит, замещаемые по краям халькозином и ковеллином. В некоторых зернах калиевого полевого шпата присутствует тонкопластинчатый пирротин. Наиболее характерные вторичные изменения – калишпатизация плагиоклаза и альбитизация калиевого полевого шпата. В сиенитах отмечаются мелкие кольцевые и радиальные дайки кварцевых сиенитов, отличающихся микрозернистостью и большим содержанием микропегматита, вплоть до тонких жилок, сложенных исключительно микропегматитом и по составу приближающимся к гранитам.

Таким образом, в Верхнеуральском массиве выделяются две ветви глубинной дифференциации: от субщелочных габбро и монцонитов первой фазы до кварцевых монцодиоритов второй фазы, а также вторая ветвь – от этих же, наиболее близких по составу к исходным магмам, пород первой фазы до сиенитов и кварцевых сиенитов заключительной третьей фазы.

Средние химические и нормативные составы интрузивных пород верхнеуральского комплекса приведены в табл. 1. Сразу же отметим, что главные петрохимические особенности пород верхнеуральского комплекса в принципе полностью аналогичны таковым для вулканитов верхнеуральской толщи.

Так, по соотношению суммарной щелочности и кремнекислотности они соответствуют субщелочным породам (рис. 4а), при этом общая щелочность пород заметно возрастает с ростом их кислотности, а максимальной щелочностью отличаются кварцевые монцониты и сиениты. По содержанию калия (классификация А. Пеккерилло и С. Тэйлора) породы первой фазы относятся к высококалиевой известково-щелочной серии, в то время как образования второй и третьей фаз соответствуют образованиям шошонитовой и щелочной серий (рис. 4б). По классификации Д. Маккензи и Б. Чэппела (рис. 4б) весь ряд пород характеризуемого комплекса соответствует ряду шошонит-латит-тосканит. Тип щелочности пород верхнеуральского комплекса, также в большинстве случаев калиево-натриевый, только сиениты третьей фазы отличаются преобладанием K над Na, причем общая щелочность пород возрастает в характеризуемом ряду, главным образом, за счет K (рис. 4в, г). На диаграмме AFM средние составы пород комплекса также образуют удлиненный боуэновский тренд в сторону увеличения относительной щелочности (рис. 4д), а Fe-Mg отношение сильно варьирует, максимальных значений оно достигает в кварцевых сиенитах и микрограносиенитах (табл. 1). Соответственно, коэффициент фракционирования также максимален в этих породах. Важной особенностью пород верхнеуральского комплекса является увеличение степени окисленности железа в породах по мере роста их кремнекислотности, что может свидетельствовать в пользу увеличения окислительного потенциала при эволюции родоначального расплава (рис. 4е). Это, как и в случае с верхнеуральской толщей, косвенно свидетельствует о значительном накоплении летучих компонентов по мере дифференциации расплава в промежуточном очаге. Вся серия пород также характеризуется пониженной титанистостью. В совокупности с другими петрохимическими особенностями пород это свидетельствует об их принадлежности к типу нормальных островодужных шошонитовых серий и подтверждает представления об их комагматичности с вулканитами верхнеуральской толщи (рис. 4ж, з).

Основные особенности нормативного состава интрузивных пород верхнеуральскго комплекса (табл. 4) идентичны описанным выше для верхнеуральской толщи. Оливиновые субщелочные габбро являются нефелин-нормативными, в них также выявлен нормативный магнезиальный оливин. Лейкократовые габбро являются насыщенными в отношении кремнезема. Остальные разновидности пород являются кварц-нормативными, в них также присутствует нормативный корунд, что говорит о пересыщении глиноземом. Также как и в комагматичных вулканитах, обращает на себя внимание высокая сумма нормативных полевых шпатов во всех породах. Нормативный цветовой индекс резко понижается по мере роста кремнеземистости пород. В сиенитоидах и гранитоидах третьей фазы присутствует нормативный гематит, что является следствием высокой окисленности железа. Содержание нормативных акцессорных минералов (магнетита, ильменита, апатита) постепенно понижается в ряду от основных пород к кислым также, как в вулканитах.

Таблица 4

Результаты U-Pb датирования цирконов из кварцевого сиенита (проба 22124/1)

Table 4

Results of U-Pb dating of zircon from quartz syenite (sample 22124/1)

Геохимическая характеристика пород верхнеуральского комплекса приведена в табл. 2. Общий спектр микроэлементного состава пород аналогичен таковому для вулканитов верхнеуральской толщи соответствующей кислотности. На всех графиках хорошо проявлен Nb минимум, что является общим геохимическим признаком всех магматических пород надсубдукционных геодинамических обстановок. По мере роста содержаний кремнезема концентрации крупноионных литофильных элементов увеличиваются, а сидерофильных –уменьшаются. Графики становятся «изрезанными», особенно, в области элементов с высокозарядными ионами, что, по-видимому, объясняется заметной ролью фракционирования акцессорных минералов при образовании третьей фазы комплекса. Титановый минимум в габброидах слабо проявлен, но по мере роста кислотности пород он увеличивается также, как в комагматичных вулканитах. В целом, форма графиков аналогична таковым для островодужных шошонитов.

Содержание Sr несколько повышается в габброидах первой фазы по мере роста их лейкократовости, что является следствием кумуляции плагиоклаза и кристаллизации пироксена (рис. 6а, тренд VURI-1). В породах второй фазы оно ниже, что также свидетельствует о фракционировании плагиоклаза (рис. 6а, тренд VURI-II). В поздних дайках содержание Sr резко понижено, а Rb – повышено, что говорит об аккумуляции калиевого полевого шпата при значительном отделении плагиоклазовой фазы от остаточного расплава (табл. 2). На диаграмме Rb–Sr породы верхнеуральского комплекса вместе с вулканитами верхнеуральской толщи образуют единое поле в области пород, формировавшихся на коре значительной мощности, что подтверждает представления об их комагматичности (рис. 6б). Величина отношения Ba/Nb в породах верхнеуральского комплекса также, как и в вулканитах верхнеуральской толщи, колеблется в узких пределах, что, с одной стороны, соответствует типично островодужным значениям (Кепежинскас, 1990), а с другой подтверждает вывод об их комагматичности (рис. 6в). Величина отношения Zr/Y во всех типах пород комплекса повышена по сравнению с аналогичными по кремнекислотности вулканитами верхнеуральской толщи (рис. 6г), что, по нашему мнению, является следствием значительной отсадки клинопироксена на ранней стадии эволюции первичного габброидного расплава, т. к. Y буферируется именно клинопироксеном. Величина отношения Cr/Ni постепенно увеличивается с ростом содержаний кремнезема (рис. 6д), что, вероятно, результирует фракционирование оливина при дифференциации габброидного расплава и существенно отличает интрузивные породы от комагматичных вулканитов. Оливиновое габбро, кроме Ni, также существенно обогащено Cr, что обусловливает высокое отношение Cr/V (рис. 6е), но при кристаллизации пироксена из габброидного расплава в более поздних порциях расплава оно резко понижается.

Содержание РЗЭ в интрузивных породах верхнеуральского комплекса приведено в табл. 3. Распределение РЗЭ в субщелочном лейкократовом габбро, кварцевых монцодиоритах и сиенитах показано на рис. 7б. Все типы пород, также как и комагматичные вулканиты, характеризуются резким преобладанием легких РЗЭ над тяжелыми, при этом в спектрах пород отмечаются как положительные, так и отрицательные Eu аномалии, что отражает сложные процессы фракционирования полевых шпатов и пироксена в магматическом очаге. Уровень содержаний РЗЭ в интрузивных породах аналогичен таковому в комагматичных вулканитах верхнеуральской толщи и соответствует распределению РЗЭ в породах шошонитовых серий островных дуг. На диаграмме соотношений нормированных по хондриту отношений La/Yb и La/Sm фигуративные точки анализов интрузивных пород верхнеуральского комплекса вместе с аналогичными точками комагматичных вулканитов верхнеуральской толщи образуют единое поле на продолжении тренда обогащения внутриплитного магматического источника (рис. 8). Магматический источник первичных магм верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации уверенно идентифицируется как метасоматически обогащенная мантия – источник центрально-итальянского типа (Кепежинскас и др., 1988). Эти породы отличаются высокими отношениями РЗЭ (табл. 3), что в характерно именно для низкотитанистых, собственно субдукционных шошонитов (Кепежинскас и др., 1988).

Рис. 8. Диаграмма (La/Yb)N–(La/Sm)N для пород верхнеуральской ассоциации (VUR). Показаны отношения РЗЭ для примитивной мантии (ПМ), внутриплитного источника (ВПИ) и пелагических осадков (ПО), а также тренды истощения (И), контаминации (К) и обогащения (О) внутриплитного источника, рассчитанные по данным (Кепежинскас и др., 1988). Остальные обозначения см. на рис. 4.

Fig. 8. (La/Yb)N–(La/Sm)N diagram for rocks of the Verkhneuralsk association (VUR). Diagrams also shows the REE ratios for primitive mantle (ПМ), intraplate source (ВПИ) and pelagic sediments (ПО), as well as trends of depletion (И), contamination (И) and enrichment (O) of the intraplate source calculated from data (Kepezhinskas et al., 1988). For other symbols, see Fig. 4.

Таким образом, интрузивные породы верхнеуральского комплекса являются комагматами вулканитов верхнеуральской толщи. Это доказывается взаимоотношениями интрузивных и фаунистически охарактеризованных пород, общностью их минерального и петрогеохимического составов, а также определением изотопного возраста пород Верхнеуральского массива (см. ниже).

Эволюция первичного расплава осуществлялась по классической боуэновской схеме, но с более сложной дифференциацией в случае интрузивных пород верхнеуральского комплекса, т. к. она происходила на разных гипсометрических уровнях. В результате на диаграмме плавкости системы Ol–Cpx–Pl наблюдается два тренда (рис. 9). Первый из них (VURI-1) отражает дифференциацию габброидной магмы в глубинном очаге, сопровождавшуюся аккумуляцией оливина в нижней части очага и, соответственно, плагиоклаза – в верхней. Средний состав лейкократового габбро на данной диаграмме, также как и в случае трахибазальтов верхнеуральской толщи, близок к составу оливин-плагиоклазовой котектики при водном давлении 3 кбар. Средний состав кварцевых монцодиоритов второй фазы на диаграмме располагается в оливиновом поле (в результате высокого количества нормативного гиперстена). Породы существенно обеднены клинопироксеном, что соответствует и другим петрогеохимическим особенностям этих пород, т. к. в их петрогенезисе существенную роль играла именно кристаллизация клинопироксена. В результате от среднего состава этих пород к сиенитам можно наметить другой тренд (VURI-2 на рис. 9) в низкоклинопироксеновой области диаграммы. Эти же тренды проявлены на диаграмме CaO–Sr (рис. 6а).

Рис. 9. Положение средних нормативных составов магматитов верхнеуральской ассоциации на диаграмме плавкости системы плагиоклаз–клинопироксен–оливин (Фролова и др., 1989). Обозначения см. рис. 6.

Fig. 9. Position of average normative compositions of igneous rocks of the Verkhneuralsk association on diagram of melting of the plagioclase–clinopyroxene–olivine system (Frolova et al., 1989). For symbols, see fig. 6.

По минеральному составу породы Верхнеуральского массива являются типичными представителями шошонитовой серии (Сурин, 1997). По своим петрохимическим и минералогическим характеристикам они относятся к монцонитовому (субщелочному) подтипу кафемических интрузивных ассоциаций (Debon, Le Fort, 1983). Изучение состава породообразующих и акцессорных минералов пород (клинопироксенов, биотитов, амфиболов, магнетитов и др.) и использование известных геотермобарометров позволили значительно конкретизировать представления об истории и механизме формирования Верхнеуральского массива (Сурин, 1997).

Подъем расплава к поверхности сопровождался образованием промежуточного очага на глубинах 20–30 км, в котором он претерпевал значительную дифференциацию, сопровождающуюся осаждением высокожелезистых минералов (оливина, клинопироксена, титанистого магнетита) и накоплением летучих компонентов при температуре 1000–1200 °С. Условия кристаллизации в очаге соответствовали титаномагнетитовой феррофации (Ферштатер, 1987). В дальнейшем, видимо, очаг разделился на два более мелких очага: в периферическом приповерхностном очаге, куда отделилась более легкоплавкая и флюидонасыщенная часть расплава, происходила дифференциация с фракционированием полевошпат-амфиболовй ассоциации минералов. Таким путем образовались расплавы, исходные для рудоносных магм второй фазы внедрения. Из более «сухих» магм в глубинных условиях в результате эволюции очага образовались сиенитоидные расплавы, внедрившиеся на поздней стадии формирования массива по концентрическому разлому, образуя внешнюю кольцевую интрузию. Подобный механизм образования в принципе типичен для шошонит-латитовых интрузий (Таусон, 1982). Окончательное формирование массива произошло в гипабиссальной обстановке в условиях, пограничных между магнетитовой и магнетитсодержащей феррофациями (Ферштатер, 1987) при давлении 1.5 кбар и температуре 700–750 °С. Очевидно, охлаждение массива сопровождалось остаточной дегазацией магматического очага, продолжающейся достаточно долго после затвердевания пород. Последнее подтверждается наличием реликтов кровли массива среди замещающих ее вторичных кварцитов.

НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ ВЕРХНЕУРАЛЬСКОГО КОМПЛЕКСА

Представления о возрасте верхнеуральского интрузивного комплекса до настоящего времени базировались на результатах Rb-Sr изохронного анализа, выполненных В.М. Горожаниным (Салихов, Митрофанов, 1994). Изохрона рассчитана по семи точкам, полученным в результате анализа практически всех наиболее распространенных разновидностей пород Верхнеуральского массива (субщелочное оливиновое габбро, монцониты, кварцевые монцониты, крупнопорфировые сиениты и граносиениты). Полученное значение (362 ± 9 млн лет) отвечает фаменскому веку позднего девона и согласуется с другими геологическими данными, в том числе, с возрастом комагматичных вулканитов верхнеуральской толщи.

Нами изучены цирконы из порфировидных кварцевых сиенитов третьей фазы верхнеуральского комплекса. Структура породы порфировидная, текстура массивная. Порода сложена фенокристаллами плагиоклаза (до 5 мм) и корродированного калиевого полевого шпата, которые сцементированы мелкозернистым агрегатом плагиоклаза второй генерации, кварца и хлоритизированной роговой обманки. Структура основной массы – микроаллотриоморфнозернистая. В небольших количествах наблюдаются биотит и мусковит, а также мелкая обильная вкрапленность магнетита и единичные зерна рутила.

Выделенные цирконы – светло-розовые и прозрачные, желтые и полупрозрачные или мутные. Последние представляют собой обломки субидиоморфных длиннопризматических кристаллов, большинство с трещинами. Длина циркона варьирует от 214 до 550 мкм. В катодной люминесценции цирконы характеризуются умеренно-ярким и умеренным свечением и магматической зональностью или ее следами. По результатам U-Pb датирования для всех измеренных цирконов получен конкордантный возраст 360.7 ± 2.3 млн. лет (табл. 4, рис. 10). Содержания U в них составляют 165– 1055 г/т, Th – 108–1092 г/т при незначительных вариациях Th/U отношения (0.62–1.07). Полученные данные подтверждают позднедевонский (фаменский) возраст верхнеуральского комплекса.

Рис. 10. Результаты U-Pb (SHRIMP-II) датирования циркона из кварцевых сиенитов третьей фазы Верхнеуральского массива (проба 22124-1). Эллипсы показывают изотопные отношения в индивидуальных кристаллах циркона, с учетом погрешности измерений; n – количество измерений.

Fig. 10. Results of U-Pb (SHRIMP-II) dating of zircon from quartz syenites of the third phase of the Verkhneuralsk pluton (sample 22124-1). Ellipses show isotope ratios of individual zircon crystals taking into account the measurement error; n–is the number of measurements.

РУДОНОСНОСТЬ ВЕРХНЕУРАЛЬСКОГО КОМПЛЕКСА

По выполненным нами расчетам в 1990 г., запасы меди на Верхнеуральском рудопроявлении составляют 220 тыс. т. Расчет сделан для площади рудопроявления, равной 0.23 км² до глубины 300 м (вскрытый разрез) при среднем содержании меди 0.3 % (Штейнберг и др., 1990ф). Невысокие запасы, возможно, объясняются дегазацией магматического очага на промежуточной стадии дифференциации.

Во время поисковых работ (Купцов и др., 1983ф) была допущена ошибка, поскольку все пробы были пропущены через шнековые дробилки, что недопустимо для проб на молибден. Нами вручную были растерты две пробы из глубоких горизонтов рудопроявления, отобранных из серицит-кварцевых метасоматитов с видимыми молибденитовыми прожилками, химический анализ которых показал высокие (рудные) содержания Mo (0.10 и 0.12 %). Эти результаты согласуются с мнением о том, что основные перспективы рудопроявления связаны с молибденовой минерализацией, которая сосредоточена преимущественно на глубоких горизонтах рудного поля (Салихов и др., 1994). Действительно, молибден-медно-порфировые месторождения с наибольшими концентрациями Mo обычно связаны именно с кварцевыми монцонитами и монцонит-порфирами (Кривцов, 1983). В пользу этого также свидетельствует повышенная концентрация F и CO₂ в амфиболах и накопление F в апатите из пород рудоносного штока в ряду от средних к кислым разновидностям (Грабежев, Белгородский, 1992), что может рассматриваться как прямое указание на их потенциальную рудоносность. По предварительной оценке, на основании выше приведенных параметров и при среднем содержании молибдена около 0.1 %, запасы Mo на рудопроявлении могут составлять около 70 тыс. т, что соответствует среднему по размерам месторождению, однако в отношении молибдена Верхнеуральское проявление до сих пор в должной мере не оценено.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основании минералогических, петрогеохимических и изотопно-геохимических данных установлено, что породы верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации имеют позднедевонский (фаменский) возраст и принадлежат островодужной шошонитовой серии, типичной для развитой и зрелой стадий развития островных дуг. Продукты шошонитового магматизма приурочены к западной части Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуги, что позволяет предположить, что западная часть указанной дуги является тыловой, а восточная – фронтальной. Это является аргументом в пользу развиваемой нами модели формирования этой островной дуги над зоной субдукции западного (в современных координатах) падения, а всей Магнитогорско-Мугоджарской островодужной системы – как двойной островной дуги над двумя последовательно возникшими друг за другом (в результате перескока) зонами субдукции противоположной вергентности. Это представление базируется, главным образом, на данных о миграции магматического фронта в Восточно-Магнитогорской дуге в западном направлении. Также показана возможная промышленная молибденоносность Верхнеуральского массива.

Об авторах

Тимофей Николаевич Сурин

Автор, ответственный за переписку.
Email: Timofey_Surin@karpinskyinstitute.ru

кандидат геолого-минералогических наук, Заведующий Отделом региональной геологии и полезных ископаемых Урала и Западной Сибири

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рис. 1. Местоположение и структурно-формационное районирование северной части Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуги, по (Мосейчук и др., 2017). 1, 2 – Магнитогорская палеоостроводужная система: 1 – Западно-Магнитогорская зона; 2 – Восточно-Магнитогорская зона (структурно-формационные подзоны: Г – Гумбейская, УА – Учалино-Александринская, М – Магнитогорская, К – Кизильская); 3 – сопредельные мегазоны: Центрально-Уральская (I), Восточно-Уральская (II); 4, 5 – крупнейшие сутурные зоны: Главная Уральская (4), Уйско-Кацбахская (5); 6 – границы зон и подзон; 7 – зоны поперечных дислокаций; 8 – контур района работ (Верхнеуральский участок); 9 – крупные города.

Скачать (41KB)

Метаданные

3. Рис. 2. Геологическая карта Верхнеуральского участка, по (Мосейчук и др., 2017), с упрощениями и изменениями. 1 – базальты и риодациты александринской свиты, средний девон (D2al); 2 – базальты, андезибазальты, андезиты, туфопесчаники и известняки урлядинской толщи, средний девон (D2ur); 3 – базальты и их туфы, аблязовская толща, поздний девон (D3ab); 4 – трахибазальты, трахиандезиты, трахидациты, трахириолиты, их туфы, туфоконгломераты, туфопесчаники, песчаники, конгломераты, известняки верхнеуральской толщи, поздний девон (D3vu); 5 – трахибазальты, трахиандезибазальты, трахиандезиты, трахидациты, трахириолиты, их туфы, тефроиды, туффиты, туфопесчаники, известняки, известняковые конгломераты объединенных новоивановской (D3nv) и шумилинской (D3-C1sm) свит, поздний девон – ранний карбон; 6 – габброиды погорельского комплекса, поздний девон, фран (D3p); 7–9 – интрузивные породы верхнеуральского комплекса, поздний девон, фамен (D3v): 7 – субщелочные диориты, монцониты, субщелочные оливиновые и лейкократовые габбро первой фазы, 8 – кварцевые монцодиориты второй фазы, 9 – сиениты, кварцевые сиениты, кварцевые сиенит-порфиры третьей фазы; 10 – гранитоиды северо-кассельского комплекса, ранний карбон (C1k); 11 – разломы: главные (а), второстепенные (б); 12 – место отбора пробы для датирования цирконов. Геологические границы показаны тонкими линиями.

Скачать (39KB)

Метаданные

4. Рис. 3. Гистограмма распределения кремнезема в вулканитах верхнеуральской толщи. N – количество определений.

Скачать (22KB)

Метаданные

5. Рис. 4. Вариационные бинарные диаграммы для средних составов пород верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации. 1 – вулканиты верхнеуральской толщи, 2 – интрузивные породы верхнеуральского комплекса. Номера треугольников соответствуют номерам в табл. 1. Тренды эволюции или поля составов вулканитов верхнеуральской толщи (VURV), интрузивных пород верхнеуральского комплекса (VURI) и поля: а – субщелочных пород (S); б – ультракалиевых (А), высококалиевых (Б), нормальнокалиевых (В), низкокалиевых (Г) и бескалиевых (Д) серий, по (Peccerillo, Taylor, 1976) с упрощением; абсарокитов (IIIА), шошонитов (IIIБ), латитов (IIIВ), тосканитов (IIIГ), высококалиевых базальлов (IIА), высококалиевых андезибазальтов (IIБ), высококалиевых андезитов (IIВ), высококалиевых дацитов (IIГ), базальтов (IА), андезибазальтов (IБ), андезитов (IВ) и дацитов (IГ), по (Mackenzie, Chappel, 1972) с упрощением; в, г – калиевых (K), калиево-натриевых (K-Na) и натриевых (Na) пород; ж, з – низкотитанистых (I) и высокотитанистых («рифтогенных») (II) шошонитов, по (Кепежинскас и др., 1988).

Скачать (84KB)

Метаданные

6. Рис. 5. Диаграмма средних содержаний малых и микроэлементов в магматитах верхнеуральской вулкано-плутонической ассоциации, нормированных по N-MORB (Wedepohl, 1981). Цифры у графиков соответствуют номерам колонок в табл. 2; а – вулканиты верхнеуральской толщи; б, в, г – интрузивные породы верхнеуральского комплекса (1-й, 2-й и 3-й фаз соответственно).

Скачать (56KB)

Метаданные

7. Рис. 6. Бинарные геохимические диаграммы для средних составов магматитов верхнеуральской ассоциации. Показаны тренды эволюции или поля составов магматитов верхнеуральской ассоциации (VUR), вулканитов верхнеуральской толщи (VURV), интрузивных пород верхнеуральского комплекса (VURI, VURI-1, VURI-2). Поля: а – MLK – производных латитовых и щелочно-базальтовых магм, KLPQ – производных толеитовой континентальной и островодужной магм, стрелками показаны векторы эволюции базитовых расплавов при фракционировании основных породообразующих минералов: роговой обманки (Hb), калиевого полевого шпата (KFsp), клинопироксена (Cpx) и плагиоклаза (Pl), по (Ферштатер, 1987), с упрощением; б – вулканитов, сформированных на коре различной мощности (км) (Condie, 1973); в – магматитов островных дуг (ОД); г – стрелками показаны тренды обогащения (О) и истощения (D) мантийных источников (М), пунктирная стрелка – тренд частичного плавления мантийного источника (Pearce, Norry, 1979). Остальные обозначения см. рис. 4.

Скачать (62KB)

Метаданные

8. Рис. 7. Распределение РЗЭ, нормированное на хондрит (Evensen etc., 1978), в магматитах верхнеуральской ассоциации: а – вулканиты верхнеуральской толщи; б – интрузивные породы верхнеуральского комплекса. Цифры у графиков соответствуют номерам анализов в табл. 3.

Скачать (21KB)

Метаданные

9. Рис. 8. Диаграмма (La/Yb)N–(La/Sm)N для пород верхнеуральской ассоциации (VUR). Показаны отношения РЗЭ для примитивной мантии (ПМ), внутриплитного источника (ВПИ) и пелагических осадков (ПО), а также тренды истощения (И), контаминации (К) и обогащения (О) внутриплитного источника, рассчитанные по данным (Кепежинскас и др., 1988). Остальные обозначения см. на рис. 4.

Скачать (11KB)

Метаданные

10. Рис. 9. Положение средних нормативных составов магматитов верхнеуральской ассоциации на диаграмме плавкости системы плагиоклаз–клинопироксен–оливин (Фролова и др., 1989). Обозначения см. рис. 6.

Скачать (16KB)

Метаданные

11. Рис. 10. Результаты U-Pb (SHRIMP-II) датирования циркона из кварцевых сиенитов третьей фазы Верхнеуральского массива (проба 22124-1). Эллипсы показывают изотопные отношения в индивидуальных кристаллах циркона, с учетом погрешности измерений; n – количество измерений.

Скачать (42KB)

Метаданные