CC BY
24
УДК 550.41+551.221
А.В. Сначёв1, В.Н. Пучков2, В.И. Сначёв3, М.А. Романовская4
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СТЕПНИНСКОГО МОНЦОГАББРО-ГРАНОСИЕНИТ-ГРАНИТНОГО КОМПЛЕКСА (ЮЖНЫЙ УРАЛ)5
Рассмотрено геологическое строение Степнинского, Вандышевского, Бирюковского и Уйского массивов, относящихся к степнинскому монцогаббро-граносиенит-гранитному комплексу. Сделан вывод о последовательном уменьшении глубины кристаллизации гранитоидных массивов в указанном ряду от гипабиссальной до гипабиссально-припо-верхностной фации. Показано, что интрузии комплекса представляют собой внутри-плитные образования. На начальном этапе сформировались основные—средние породы глубинного, мантийного генезиса, которые можно считать производными отдельного плюма, на более позднем этапе — граниты и лейкограниты известково-щелочного ряда, имеющие редкометальную геохимическую специализацию.
Ключевые слова: Степнинский, Бирюковский, Вандышевский, Уйский массивы, степнинский комплекс, монцогаббро, граниты.
Geological structure and physic-chemical characteristics of the Stepninsky, Vandyshevsky, Biryukovsky and Uisky massives related to the Stepninsky monzogabbro-granosyenite-granite complex are described. A conclusion was made that the depth of crystallization of the granitoid massives changes in this row from hypabbyssal to hypabyssal-subsurface facies. It is shown that the intrusions of the complex belong to the intraplate type. At the early stage, the basic-intermediate rocks of a deep-mantle genesis were formed, which can be regarded as a derivative of an individual plume; at the later stage they were changed by granites and leucogranites of the calc-alkaline type, formed as a result of anatexis of the lower crust. The rocks of the later stage have a rare-metal geochemical specialization.
Key words: Stepninsky, Biryukovsky, Vandyshevsky, Uisky massifs, Stepinsky complex, monzogabbro, granites.
Введение. Степнинский, Бирюковский, Вандышевский и Уйский гранитные массивы расположены в юго-западной части Пластовской площади (лист N-4^X111, масштаб 1:200 000), где образуют цепочку интрузивных тел, пересекающую общеуральские субмеридиональные структуры (Коч-карско-Адамовскую, Арамильско-Сухтелинскую и Уйско-Оренбургскую зоны) и протягивающуюся с юго-востока на северо-запад [Сначёв и др., 2006] (рис. 1). Все они принадлежат степнинскому монцодиорит-гранитному комплексу [Ферштатер, 2013] или, по данным геолого-съемочных работ ОАО «Челябинскгеосъемка», к степнинскому монцогаббро-граносиенит-гранитному комплексу. Кроме перечисленных массивов в его состав некоторые исследователи включают и другие более мелкие субщелочные интрузии, расположенные севернее и южнее рассматриваемых массивов, например см. [Тевелев и др., 2002].
Идентичность строения и состава Уйского и Вандышевского массивов со Степнинским и Би-рюковским, а также их расположение на прямой линии, косо секущей коровые структуры, достаточно однозначны; эти обстоятельства уже давно обращали внимание исследователей [Пучков и др., 1986; Ферштатер, 2013]. По-видимому, массивы имели мантийное происхождение. Коровые структурные зоны не могли влиять на их размещение, поскольку они более древние и потеряли активность в период формирования рассматриваемого комплекса. Независимость от уральских орогенных покровно-складчатых структур и особенности состава позволяют предполагать внутриплитный, плюмовый характер исходного мантийного источника, образовавшего щелочные габброиды и их дифференциаты, по петрохимии родственные 01В. В то же время в образовании гранитоидов этого комплекса, видимо, заметную роль играло
1 ФГБУН, Институт геологии Уфимского научного центра РАН, вед. науч. с., канд. геол.-минерал. н.; e-mail: SAVant@ inbox.ru
2 ФГБУН, Институт геологии Уфимского научного центра РАН, науч. руководитель; ФГБУН, Институт геологии и геохимии Уральского отделения РАН, гл. науч. с.; докт. геол.-минерал. н., чл.-корр. РАН; e-mail: puchkv@ufaras.ru
3 ФГБУН, Институт геологии Уфимского научного центра РАН, вед. науч. с., докт. геол.-минерал. н., зав. лаб.; e-mail; SAVant@inbox.ru
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра. динамической геологии, канд. геол.-минерал. н., доцент; e-mail: maria_roman@mail.ru
5 Работа поддержана грантом Российского научного фонда (проект № 16-17-10192).
Рис. 1. Геологическая карта обрамления монцодиорит-гранитных массивов: 1—12 — толщи: 1 — биргильдинская, известняки мраморизованные, мраморы; 2 — сосновская, известняки, полимиктовые песчаники; 3 — березиновская, лавы, лавобрекчии и туфы трахибазальтов; 4 — арсинская, сланцы серицит-кварцевые, углеродисто-глинисто-кремнистые; 5 — краснокаменская, лавы и туфы трахибазальтов; 6 — копаловская, лавы и туфы андезитов, андезибазальтов; 7 — аджатаровская, базальты; 8 — сухтелин-ская, песчаники, алевролиты; 9 — карагайская, базальты, аповулканитовые сланцы; 10 — булатовская, кремнисто-углеродистые сланцы; 11 — шеметовская, базальты, андезибазальты; 12 — ерёмкинская, плагиогнейсы биотитовые, слюдистые и графитистые кварциты; 13 — петропавловский габбро-диорит-гранодиоритовый комплекс; 14 — ахуново-карагайский лейкогранит-гранито-вый комплекс; 15 — варшавский гранит-монцолейкогранитовый комплекс; 16 — джабыкско-санарский гранитный комплекс; 17—20 — степнинский комплекс: 17 — монцогаббро 1-й фазы, 18 — монцодиориты 1-й фазы, 19 — кварцевые монцодиориты и сиенито-диориты 2-й фазы, 20 — граниты 3-й фазы; 21 — куликовский комплекс, серпентинизированные гипербазиты; 22 — монцодиорит-гранитные массивы: 1 — Уйский, 2 — Вандышевский, 3 — Бирюковский, 4 — Степнинский
плавление коры, обусловленное андерплейтингом. Результаты детального изучения Степнинского, Бирюковского, Уйского и Вандышевского массивов, приведенные ниже, подтверждают эту точку зрения.
Геологическое строение массивов. Строение комплекса в целом сложное, многофазное. Все разнообразие пород в полном объеме проявилось только в Степнинском массиве, описанном
Г.Б. Ферштатером [Ферштатер, 2013]. Согласно этому автору, Степнинский массив представляет собой кольцевую концентрически-зональную интрузию, сформировавшуюся в три этапа. На первом этапе в тектонически ослабленную зону по системе кольцевых разломов внедрились монцодиориты, вследствие этого особенно богатые ксенолитами и останцами вмещающих пород. В результате внутрикамерной дифференциации
монцодиоритовой магмы образовались кварцевые монцодиориты и сиенито-диориты, локализованные по периферии ядра и прорванные на втором этапе формирования массива кольцевой граносие-нитовой интрузией, внедрившейся по границе ядра и производной той же монцодиоритовой магмы, но отделившейся от нее в глубинном промежуточном очаге. На третьем этапе образовались граниты, завершившие становление массива.
Отдельные разновидности пород всех трех фаз образуют неполнокольцевые или серповидные в плане тела, погружающиеся к центру массива. По данным интерпретации физических полей, которая выполнена геофизиками ПГО «Уралгеология», дно массива приблизительно горизонтальное и расположено на глубине 2,5—3 км. Внутренняя структура массива не зависит от структуры пород рамы. Массив деформирует вмещающие породы, которые имеют с ним конформные контакты. Другие массивы степнинского комплекса характеризуются сходным строением. В частности, Бирюковский, Вандышевский и Уйский массивы имеют ядро зонального строения, сложенное гранитоидами повышенной основности (монцонитоидами). По мере удаления от центров всех массивов кремне-кислотность пород, как и в Степнинском массиве, возрастает, и их краевые зоны всегда сложены гранитами. Ядерные части массивов выделяются по положительным гравиметрическим аномалиям, что
связано, возможно, с присутствием габброидов на глубине, а края массивов, сложенные гранитами, характеризуются низкими значениями гравитационного поля и знакопеременным, но в целом положительным магнитным полем.
Согласно данным последних геолого-съемочных работ (Б.А. Пужаков и др., ОАО «Че-лябинскгеосъемка») рассматриваемые интрузии также выделены в единый степнинский комплекс, только названный монцогаббро-граносиенит-гранитным. По мнению этих авторов, комплекс имеет трехфазное строение, как ранее отмечал и Г.Б. Ферштатер [2013], но состав фаз несколько иной: первая фаза — монцогаббро, монцогаббро-диориты; вторая фаза — монцодиориты, нередко гнейсовидные, граносиениты амфибол-биотитовые такситовые; третья фаза — граниты биотитовые, лейкограниты, дайки гранит-порфиров, аплитов. Мы присоединяемся к такой трактовке и считаем, что габброиды — неотъемлемая часть комплекса, и более того, ключ к расшифровке его генезиса.
Монцогаббро первой фазы имеют темно-зеленый, почти черный цвет, они массивные, нередко пятнистые или полосчатые. Состоят (%) из плагиоклаза (35—60), микроклина (5—20), роговой обманки (20—30), биотита (5—10) и редких зерен клинопироксена.
Монцодиориты второй фазы — серые, темно-серые породы, обладающие мелко-, средне-
Таблица 1
Содержание петрогенных элементов в монцогаббро степнинского комплекса
№ Si02 ТЮ2 Л120э Fe20з Fe0 Мп0 Мв0 Са0 №20 К20 Р205 ппп Сумма
1 45,94 2,24 17,74 4,73 5,67 0,12 5,22 7,09 4,05 3,13 1,82 0,40 98,1
2 46,00 2,08 19,05 5,35 5,43 0,08 4,52 7,98 4,00 2,16 1,36 0,70 98,7
3 49,50 2,08 15,41 5,53 7,42 0,23 5,31 8,17 4,73 0,86 0,56 99,8
4 50,00 1,23 17,70 8,50 0,09 7,05 7,40 4,30 3,12 0,95 0,10 100,4
5 52,34 1,36 15,22 3,15 5,18 0,07 6,53 6,44 3,84 2,92 1,01 1,08 99,1
6 46,90 1,74 12,95 3,74 10,34 0,27 7,08 9,14 2,77 2,85 0,17 1,14 99,1
7 50,91 1,82 17,68 2,05 5,76 0,11 4,57 6,30 4,79 3,22 0,84 98,0
8 49,51 1,67 12,29 3,42 6,65 0,14 9,35 8,87 2,32 2,80 1,26 98,3
9 49,93 1,58 18,63 5,55 4,46 0,11 3,53 5,81 5,00 4,00 0,22 98,8
10 51,18 1,70 17,35 3,58 5,42 0,11 4,69 6,38 4,68 3,00 1,12 99,2
11 48,74 1,75 19,33 5,08 5,74 0,15 5,07 8,30 4,15 1,70 100,0
12 51,12 1,93 16,22 2,90 7,30 0,16 5,93 8,73 5,38 0,33 100,0
13 50,20 2,24 15,69 4,05 7,62 0,17 5,36 8,75 5,68 0,24 100,0
14 52,67 2,01 16,54 3,17 5,81 0,13 4,73 8,83 5,73 0,39 100,0
15 49,18 1,67 16,05 8,74 0,14 5,96 8,09 4,07 3,35 1,45 0,84 99,5
16 47,56 2,71 14,07 11,90 7,31 9,71 3,44 1,30 98,0
Примечания. 1—5 — Бирюковский массив, 6—15 — Степнинский массив. Все анализы выполнены стандартным силикатным методом. Пробы: 1—6 — собственные данные (аналитик С.А. Ягудина, ИГ УНЦ РАН, г. Уфа), 7—10 — по Е.П. Щулькину (ОАО «Челябинскгеосъемка»), 11 — по Ю.П. Бердюгину (ОАО «Челябинскгеосъемка»), 12—14 — по Ал.В. Тевелеву [2002], 15 — по Г.Б. Ферштатеру [2013], 16 — натровые базальты щелочно-базильтовой серии океанических островов (средний состав по выборке из 254 проб), [Геодинамические..., 1989].
Таблица 2
Содержание редких элементов в монцогаббро степнинского комплекса, г/т
Состав Номер пробы
1 2 3 4 5 6 7 8 9
La 42,8 57,2 22,6 24,0 42,8 12,4 25,4 67,0 34,0
Се 75,6 75,0 34,2 38,9 75,6 23,1 40,8 142,0 92,0
Рг 7,43 5,97 2,97 3,75 7,43 2,62 4,00 17,00 -
Ш 25,3 15,7 8,9 12,4 25,3 10,1 13,1 62,0 -
Sm 5,76 2,80 1,74 2,76 5,76 2,58 2,88 9,00 -
Ей 2,30 0,10 0,79 0,17 2,30 2,03 0,16 3,00 -
Gd 4,80 2,52 1,81 4,00 4,80 3,70 3,00 7,00 -
ТЬ 0,62 0,30 0,24 0,62 0,62 0,59 0,42 1,00 -
Dy 2,92 1,46 1,32 3,69 2,92 3,49 2,24 5,00 -
Но 0,51 0,27 0,26 0,82 0,51 0,80 0,44 1,00 -
Ег 1,17 0,60 0,65 2,31 1,17 2,27 1,11 2,00 -
Тт 0,14 0,07 0,09 0,36 0,14 0,36 0,15 -
Yb 0,63 0,34 0,44 1,85 0,63 1,90 0,73 2,00 2,6
Lu 0,08 0,05 0,06 0,34 0,08 0,35 0,11 -
Из 37,00 99,40 28,40 8,39 39,10 27,50 141,00 74,00 26,00
СБ 3,90 2,65 1,17 4,26 3,90 2,42 2,33 2,00 -
Sr 780 67 115 90 780 92 43 1276 580
Ва 255 590 465 665 255 145 235 1114 380
Sc 27,20 3,15 1,41 2,49 27,20 32,60 2,06 18,00 -
Сг 729 14 18 26 729 230 22 65 200
Со 43,90 2,25 2,92 1,87 43,90 29,30 0,56 30,00 48
Ni 170 100 110 170 55 127
ТИ 2,50 39,60 4,12 21,40 2,50 0,33 61,10 12,00 -
и 2,69 6,68 2,69 2,55 20,30 3,00 -
Ш 0,30 4,01 7,69 3,02 0,30 1,04 7,18 2,00 4,40
Та 0,44 0,13 0,18 0,24 2,19 1,00 -
Zr 26 31 53 47 26 11 50 295
V 290 195 240 179 198 244 273 180 295
Примечания. 1—5 — Бирюковский массив, 6—8 — Степнин-ский массив. Пробы: 1—7 — собственные данные (анализы выполнены нейтронно-активационным методом в ГЕОХИ РАН, г. Москва, аналитик Д.Ю. Сапожников), 8 — по Г.Б. Фер-штатеру [2013], 9 — натровые базальты щелочно-базильтовой серии океанических островов (средний состав по выборке из 87 проб), по [Геодинамические., 1989]. Пустые ячейки — содержание элемента ниже порога определения. Прочерк — данные отсутствуют.
зернистой структурой и массивной (иногда гнейсовидной) текстурой. В их состав входят (%) плагиоклаз (30—50), микроклин (10—20), биотит (15—30), роговая обманка (10—15), кварц (5), а в кварцевых монцодиоритах его содержится 10—15%. Преобладают в комплексе граносиениты — желтоватые, розовато-желтоватые породы, неравно-мернозернистые (от мелко- и среднезернистых до
порфировидных), массивные, сложенные (масс.%) микроклином (40—45), плагиоклазом (30), кварцем (20-25), биотитом (3-10).
Граниты третьей фазы представляют собой породы светло-серого, желтовато-серого цвета, характеризуются среднезернистой или порфиро-видной структурой, массивной текстурой. Среди породообразующих минералов отмечены (%) плагиоклаз (30-32), микроклин (30-37), кварц (23-35), биотит (3-5). Лейкограниты отличаются большим содержанием кварца (до 40%) и меньшим микроклина (25-30%) и биотита (до 2%). Биотит в них обычно замещается мусковитом.
Акцессорные минералы в породах всех фаз комплекса представлены апатитом, сфеном, цирконом, эпидотом, магнетитом. В граносиенитах и гранитах также встречаются монацит, флюорит, рутил (единичные зерна), гематит, редко ортит и гранат (альмандинового ряда). С породами комплекса связано вольфрам-молибденовое и урановое оруденение.
Раннепермский возраст Степнинского массива был принят согласно датировкам, представленным в работе [Веа е! а1., 2005] и полученным Rb-Sr изохронным методом (281±4 млн лет) и РЬ-РЬ изотопным методом по цирконам (283±2 млн лет), а также Б.А. Пужаковым с сотрудниками (ОАО «Челябинскгеосъемка») установлен (и-РЬ, SHRIMP-II) возраст гранитов Вандышевского массива, который составил 285 млн лет. Близкие данные (282±5 млн лет) о возрасте биотитовых гранитов и лейкогранитов Степнинского массива приведены в работе В.С. Попова и др. [1999]. Таким образом, степнинский комплекс имеет раннепермский возраст, он образовался в конце коллизионного этапа уралид.
Результаты исследований и их обсуждение. По химическому составу породы первой фазы степ-нинского комплекса относятся к субщелочному ряду, преимущественно с К-№ типом щелочности. Они обогащены Т^ К, Rb, Sr, Ва, Та, N3, редкоземельными элементами. Монцогаб-бро, монцогаббро-диориты, зарождавшиеся на большей глубине, чем легкоплавкие гранитоиды [Ферштатер, 2013], и наиболее близко отвечающие исходному расплаву, использованы нами для реконструкции палеогеодинамических условий их образования. По подавляющему числу параметров (табл. 1, 2) они повторяют основные породы щелочно-базальтовой серии [Геодинамические., 1989] (в табл. 1, 2 номера 16 и 9 соответственно), образование которых связано с океаническими островами, внутриплитным магматизмом, континентальными рифтами (зонами рифтогенеза активного типа, связанными с плюмами). Авторы указанной выше монографии обращают внимание на тот факт, что различия между базальтами этой серии, формирующимися в континентальных и океанических условиях, не наблюдаются, что
Таблица 3
Результаты изучения расплавных включений в кварце гранитов Степнинского, Бирюковского, Вандышевского и Уйского массивов
Массив (порода) n Параметры
T гомогенизации флюида, °C Т плавления льда, °С C солей, масс.% (NaCl) V флюида, об.% P, МПа ё флюида, г/см3 C (H2O), масс.% С (Cl), масс.% Тначала плавления, °С Т гомогенизации расплава, °С
Уйский (гранит аплитовидный) 3 353 Ж -3,3 5,4 17,0 232 0,67 4,8 0,16 650 770
4 331 Ж -3,6 5,9 17,8 272 0,72 5,5 0,20 640 750
3 324 Ж -3,8 6,2 18,3 293 0,74 5,8 0,22 650 740
Уйский (гранит био-титовый) 6 375 Ж -4,3 6,9 9,3 193 0,65 2,4 0,10 650 950
4 363 Ж -3,8 6,2 8,1 198 0,66 2,1 0,08 630 920
7 359 Ж -3,5 5,7 7,6 203 0,67 2,0 0,07 630 910
Вандышевский (гранит порфиро-видный) 3 327 Ж -4,8 7,6 18,4 291 0,73 5,7 0,26 650 780
6 311Ж -4,0 6,5 17,2 322 0,77 5,6 0,22 650 770
5 306 Ж -3,2 5,3 15,9 337 0,75 5,0 0,16 650 760
Вандышевский (гранит биотитовый) 2 343 Ж -3,4 5,6 13,5 271 0,69 3,8 0,13 670 890
3 332 Ж -3,1 5,1 12,2 277 0,70 3,5 0,11 650 880
3 326 Ж -2,9 4,8 10,8 292 0,71 3,1 0,09 650 850
Бирюковский (гра-носиенит) 4 384 Ж -2,2 3,7 10,7 228 0,58 2,5 0,06 720 940
5 369 Ж -2,4 4,0 11,4 232 0,72 3,3 0,09 720 930
3 358 Ж -2,7 4,5 12,8 257 0,64 3,4 0,09 700 910
Бирюковский (гранит биотитовый) 4 294 Ж -4,5 7,2 19,1 390 0,80 6,5 0,29 680 780
3 288 Ж -4,6 7,3 20,7 389 0,81 7,3 0,32 670 760
3 267 Ж -4,9 7,7 23,4 424 0,84 8,7 0,41 660 740
Бирюковский (гранит лейкократовый) 4 344 Ж -2,8 4,7 14,2 272 0,68 4,0 0,11 680 820
3 337 Ж -3,1 5,1 15,1 271 0,70 4,4 0,14 660 810
4 329 Ж -3,6 5,9 15,5 291 0,72 4,7 0,17 660 790
Степнинский (гранит биотитовый) 7 292 Ж -4,3 6,9 18,7 365 0,80 6,4 0,27 650 760
4 279 Ж -5,2 8,1 20,1 386 0,83 7,2 0,35 650 730
6 275 Ж -5,8 9,0 21,8 390 0,84 8,0 0,44 650 710
Степнинский (лей-когранит) 6 282 Ж -3,7 6,0 18,4 265 0,80 6,3 0,23 660 870
3 275 Ж -3,4 5,6 17,1 306 0,81 5,8 0,20 650 860
6 269 Ж -3,1 5,1 15,7 443 0,82 5,4 0,17 650 840
Примечания: п — число изученных включений в группах с одинаковыми фазовыми соотношениями. Полужирным шрифтом выделены породы одной фазы — среднезернистые биотитовые граниты; Ж — жидкая фаза включений в кварце. Исследования расплавных включений проведены В.Ю. Прокофьевым (ИГЕМ, г. Москва). Методика в кратком виде описана в тексте статьи, подробно — в работе В.Б. Наумова [1979].
естественно, поскольку очаги выплавления этих базальтов находятся в мантийных, скорее всего, подлитосферных условиях. Судя по первичным значениям отношения в монцогаббро и
монцодиоритах Степнинского массива, составляющим в среднем 0,704971 [Ферштатер, 2013], это, видимо, обогащенные выплавки верхней мантии. Подтверждение вышеизложенному находим при анализе диаграмм (8^г/8^г)х — £N^0 и V — Т1/1000 для монцогаббро степнинского комплекса, где они четко укладываются в поля базальтов океанических островов (01В) (рис. 2, 3).
Для изучения физико-химических условий становления рассматриваемых интрузий нами в ИГЕМ РАН (г. Москва, аналитик В.Ю. Прокофьев) выполнены исследования расплавных включений в кварце гранитов всех четырех массивов. В результате обнаружены мелкие (1—24 мкм)
включения силикатного расплава, содержащие анизотропные кристаллы силикатов (кварц, полевые шпаты), газовые пузырьки (7,6—23,4 об.%) и водный раствор в интерстициях.
Гомогенизация расплавных включений осуществлялась методом закалки в муфеле конструкции В.Б. Наумова [1969] с точностью определения температуры ±10 °С [Коваль, Прокофьев, 1998]. Метод предполагает долгую (1—3 ч.) выдержку препаратов с включениями при стабильной температуре, закалку включений на воздухе и наблюдение при комнатной температуре за фазовыми превращениями внутри включения при ступенчатом нагреве. Величину «ступеньки» (т.е. увеличение температуры между опытами) при приближении к фазовым переходам уменьшали, что позволило с достаточной степенью точности определить не только температуру гомогенизации, но и начало
! \ ▲ 7
1 \MORB А 2
• L ДЗ
■ Y \
: OIB \ ; Щ ч \
% GLOSS 4
, Л 1 , , ,
0,7000
0,7050
0,7100 (87Sr/88Sr)T
0,7150 0,7200
Рис. 2. Положение пород Степнинского массива на диаграмме (87Sr/86Sr)T — sNd(t): 1 — габбро, 2 — монцодиориты, 3 — граниты и лейкограниты, по [Ферштатер, 2013]. Геодинамические поля MORB, OIB и GLOSS — по [Chauvel et al., 2008; Hofmann, 1997; Nowell et al., 1998]
Рис. 3. Диаграмма V—Ti/1000 (г/т) для габбро степнинского комплекса, по [Shervais, 1982], геодинамические поля — по [ИоШшоп, 1993]: 1АТ — толеиты островных дуг, М0ИВ — базальты срединно-океанских хребтов, 0FB — базальты океанского дна, 01В — базальты океанических островов
плавления силикатных фаз. Микротермометрические исследования водного флюида проводили в микротермокамере THMSG-600 фирмы «Ыпкат». Флюидное давление и концентрацию воды в расплаве оценивали по методике В.Б. Наумова [1979]. С целью получения представительной информации для каждой пробы исследовали три группы включений с одинаковыми фазовыми соотношениями.
Для реконструкции условий формирования гранитоидов использовали три основных параметра: температуру гомогенизации включений, давление и концентрацию воды в расплаве. Кроме того, важную информацию несут дополнительные параметры — концентрация солей и хлора во флюиде, объем и плотность флюида и др. Температуру кристаллизации кварца определяли по моменту гомогенизации расплавных включений, а давление, соответственно, — по давлению воды в системе расплав-включение.
Результаты термометрических исследований приведены в табл. 3. Начало плавления силикатных фаз фиксируется при 630-720 °С. Гомогенизация флюида происходила при 267-384 °С с переходом в жидкость. Плавление льда наступало при -5,8^-2,2 °С, что соответствует концентрации 3,7-9,0 масс.% раствора №С1 [Во^аг, Vityk, 1994]. Полная гомогенизация включений происходила при 710-950 °С, причем до гомогенизации удается довести только единичные наиболее мелкие включения. Большинство расплавных включений вскрывалось при нагреве, что свидетельствует о высоком внутривакуольном давлении летучих.
Давление воды, рассчитанное для температуры начала плавления, составляет 193-443 МПа. Концентрация воды в расплаве оценивается в 2,08,7 масс.%, а содержание хлора, рассчитанное в предположении, что солевые компоненты флюида представлены только хлоридом натрия, составляет 0,06-0,44 масс.%. Наличие расплавных включений свидетельствует о первично-магматической природе гранитоидов степнинского комплекса. Вместе с тем анализ результатов изучения газово-жидких включений показывает, что граниты подверглись автометасоматическим изменениям, которые зафиксированы во включениях по температурным пикам 270-300 и 325-385 °С.
Отметим, что давление воды в расплавных включениях, связанное пропорциональной зависимостью с давлением системы в момент кристаллизации расплава в ряду Степнинский, Бирюковский, Вандышевский и Уйский массивы, составляет 365-390; 390-424; 271-292 и 193-203 МПа соответственно, а температура кристаллизации пород — 710-760, 740-780, 850-890 и 910-950 °С (для сравнения данных о массивах использованы только породы одной фазы — сред-незернистые биотитовые граниты, выделенные в табл. 3 полужирным).
Исходя из общепринятых представлений о повышении значений температуры и понижении параметров давления на верхних уровнях эрозионного среза интрузий [Коваль, Прокофьев, 1998] можно сделать вывод о последовательном уменьшении глубины кристаллизации гранитоидных массивов
Рис. 4. Вариации температуры кристаллизации и давления флюида для гранитоидов Монголо-Охотской зоны и монцо-диорит-гранитного степнинского комплекса Южного Урала, по [Коваль, Прокофьев, 1998]: 1-3 — фации глубинности для гранитоидов Монголо-Охотской зоны: 1 — гипабиссальная, 2 — гипабиссально-приповерхностная, 3 — поверхностная; 4-7 — монцодиорит-гранитные массивы: 4 — Степнинский, 5 — Бирюковский, 6 — Вандышевский, 7 — Уйский. А-Г — линии солидуса систем: А — онгонит-Н20, Б — гранит-Н20, В — гранит-СО2, Г — «сухого» ликвидуса мусковитового гранита
в указанном выше ряду от Степнинского до Уйского массива, от гипабиссальной до гипабиссально-при-поверхностной фации, что подтверждается и диаграммой в координатах Р—Т (рис. 4), на которую вместе с значениями для степнинских кислых интрузивов для сравнения вынесены значения для гранитоидов Монголо-Охотской зоны известных фаций глубинности [Коваль, Прокофьев, 1998]. Из анализа диаграммы следует, что точки, характеризующие граниты степнинского комплекса, ложатся в область гипабиссальной и гипабиссально-припо-верхностной фаций глубинности и расположены между линиями солидуса систем гранит—Н20 и гранит—С02. Изменение условий их образования могло быть связано либо с разной мощностью коры и литосферы вкрест простирания Уральского орогена, либо с эволюцией плюма, проекция которого на земную поверхность смещалась с юго-востока на северо-запад.
Подобно давлению воды в этом же северозападном направлении в расплавных включениях последовательно уменьшается объем флюида (20,1-21,8; 19,1-23,4; 10,8-13,5 и 7,6-9,3 об.%, концентрации воды — 6,4-8,0; 6,5-8,7; 3,1-3,8 и 2,0-2,4 масс.%), а также хлора (0,27-0,44; 0,290,41; 0,09-0,13 и 0,07-0,10 масс.%).
В аплитовидных гранитах заключительной фазы становления массивов отмечается тенденция к повышению температуры гомогенизации расплавных включений в кварце относительно среднезернистых биотитовых гранитов от 740-780 до 800-840 °C для Бирюковской интрузии и от 710-760 до 840-870 °C для Степнинской интрузии.
Анализ результатов данных для Ванды-шевского массива показывает, что температура формирования биотитовых гранитов с крупными порфировыми выделениями калиевого полевого шпата, развитых по среднезернистым биотитовым гранитам, заметно ниже, чем температура образования последних (760-780 °C и 850-890 °C соответственно). Это хорошо видно в карьере между пос. Вандышевка и Грибановка (табл. 3), при этом в калишпатизированных гранитах существенно выше давление воды во включениях в кварце (291-337 МПа против 271-292 МПа), концентрация воды (5,0-5,7 против 3,1-3,8 масс.%) и хлора (0,16-0,26 против 0,09-0,13 масс.%).
Весьма важные характеристики расплава — флюидонасыщенность и состав флюида, особенно содержание в нем хлора, обеспечивающего экстракцию и перенос многих металлов [Коваль, Прокофьев, 1998]. В этой работе на большом фактическом материале для Монголо-Охотской зоны определено, что в рудоносных гранитоидах, в частности редкометальных, выявлена высокая концентрация хлора, воды и растворенных в ней солей. По этим параметрам граниты степнинского комплекса приближаются к лейкократовым редко-метальным гранитам завершающих плутонических серий, широко развитых в пределах указанной выше территории.
Для проверки приведенных выше термобарометрических данных нами использован биотит-ам-фиболовый парагенезис, широко представленный в массивах степнинского комплекса и всесторонне изученный экспериментально [Перчук, Рябчиков, 1976]. Составы роговой обманки и биотита, образцы которых отобраны из гранитов Степнинской интрузии, получены силикатным методом (табл. 4). Отбор минералов без включений проводился под бинолупой. Их формулы рассчитаны по известной методике И.Д. Борнеман-Старынкевич [1964], а затем с помощью диаграммы фазового соответствия магнезиальностей парагенезиса биотит-амфибол [Перчук, Рябчиков, 1976] получены значения температуры образования пород (700-750 °С) (рис. 5), которые хорошо согласуются с данными термобарометрии (710-760 °С) (табл. 3). Проверка давления по амфиболовому барометру [Anderson, Smith, 1995] показала более низкие его значения, чем термобарометрические, но вполне с ними сопоставимые. Так, по диаграмме в координатах (А11У+А1У1)-Т-Р (рис. 6) они составляют 200-300 МПа, на другой диаграмме (A1IV+A1VI)-(Si+R+2) — 280-320 МПа.
Редкометальная металлогеническая специализация гранитов степнинского комплекса, отмеченная выше, наглядно демонстрируется и классификационной диаграммой эталонных трендов рудогенных гранитоидных формаций, разработанной Л.С. Бородиным [2004]. На этой диаграмме (рис. 7) Ас-(№+К)/Са, где Ac — уни-
Рис. 5. Состав биотитов и амфиболов из гранитов Степнинского массива (табл. 4) на диаграмме фазового соответствия, по [Перчук, Рябчиков, 1976]: 1 — 1-я пара минералов (В1-1, АшМ), 2 — 2-я пара минералов (Вь2, Аш1-2), 3 — 3-я пара минералов
(Вь3, Аш1-3)
Таблица 4
Химический состав биотита и амфибола в гранитах Степнинского массива, масс.%
Пары минералов SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Cl yMg X Bi,Amf
1 Bi-1 37,41 3,37 16,84 20,87 0,21 8,73 - - 9,25 0,18 0,43
Amf-1 46,95 0,78 7,16 18,00 0,59 11,20 11,14 1,01 1,11 - 0,52
2 Bi-2 37,79 2,87 14,89 20,69 0,30 10,86 - 0,14 9,29 0,08 0,46
Amf-2 46,68 0,82 7,32 16,62 0,44 11,35 11,65 2,18 1,08 - 0,54
3 Bi-3 36,99 3,35 14,12 20,60 0,32 11,02 - - 9,39 0,06 0,49
Amf-3 48,44 0,86 6,81 14,87 0,58 13,34 11,22 1,45 0,98 - 0,61
Bi-1 — K09i(Mgi;0iFe+2i35Mn0;0iTi0;20Al0 Amf-1 — (Ca1;76Na0;29K0;21)2,26(Fe2,21Mg2, ,44)3(Si2,90Al1,10)4O10[O0,67(OH)1,31Cl0,02]2 146Mn0,07Ti0,09Al0,16)5(Si6,92Al1,08)8°22(OH)1,26
Bi-2 — (K0;90Na0;02)0,92(Mg1;24Fe+21;33Mn0;02Ti0,17Al0;25)3(Si2,90Al1,10)4O10[O0,43(OH)1;56a0;01]2 Amf-2 — (Ca1)86Na0)66K0)21)2,73(Fe2,07Mg2,52Mn0)06Ti0,09Al0,26)5(Si6,97Al1,03)8O22(OH)2
Bi-3 — K0;92(Mg1;28Fe+21;34Mn0;02Ti0,20Al0,17)3(Si2,88Al1,12)4O10[O0;39(OH)1;60a0;01]2 Amf-3 — (Ca1)74Na0)41K0)18)2)33(Fe1)79Mg2)87Mn0)07Ti0,09Al0,17)5(Si7,01Al0,99)8O22(OH)1)41
Примечания. Составы минералов заимствованы из отчета А.В. Моисеева, Б.А. Пужакова и др. (2002) по Пластовской площади (лист N-41-XIII, масштаб 1:200 000); ^MgBi,Amf — расчетный параметр для каждой минеральной пары, где ^MgBi = Mg/ (Mg+Fe+Mn) в биотите, ^MgAmf = Mg/(Mg+Fe+Mn) в амфиболе; прочерк — содержание ниже чувствительности метода. Анализы выполнены силикатным методом в Аналитической лаборатории ОАО «Челябинскгеосъемка».
Рис. 6. Составы амфибола из гранитов Степнинского массива (табл. 4.) на диаграмме в координатах (AlIV+AlVI)—T—P, по [Anderson, Smith, 1995]. Пунктирные линии: I (760 °С) — по [Johnson, Rutherford, 1989], II (675 °С) — по [Schmidt, 1992]
версальный параметр кислотности—основности, учитывающий не только содержание, но и химическую активность породообразующих элементов, а (№+К)/Са — параметр, характеризующий степень щелочности—известковистости. На рис. 7 показаны также типовые тренды редкометальных, оловорудных и медных провинций мира по отношению к S- и 1-гранитам, в том числе Sn-тренд известково-щелочных гранитов и лейкогранитов; Li, Та, Sn(Li-Ta-Nb-Sn)-тренд субщелочных плю-мазитовых редкометальных лейкогранитов; W(W-Мо)-тренд субизвестково-щелочных лейкогранитов; Си-тренд низкощелочных субизвестковых мезогранитоидов меднопорфировых провинций; Мо(Мо-Си)-порфировый тренд монцонитоидов и субизвестково-щелочных лейкогранитов молибден-порфировых провинций. Как видно на этой
диаграмме, W-Mo-тренд расположен в поле Ив и соответствует субизвестково-щелочным лейко-гранитам S-типа, образование которых связывают с завершающим этапом длительной эволюции мантийно-корового магматизма в коллизионных обстановках внутриконтинентальных или окраин-но-континентальных орогенных поясов.
Весь спектр пород степнинского комплекса четко укладывается в два главных эталонных тренда: монцонитовый (монцогаббро, монцо-диориты, сиениты, LM-тренд на рис. 7) и из-вестково-щелочной (СА-тренд), что указывает на различный механизм образования, с одной стороны, основных—средних пород, а с другой — и кислых. Подавляющее большинство гранитов и лейкогранитов Степнинского, Бирюковского, Вандышевского и Уйского массивов приурочено
Рис. 7. Диаграмма (№+К)/Са—Ас для пород степнинского комплекса с эталонными трендами рудогенных гранитоидных формаций, по [Бородин, 2004]: 1—4 — Степнинский массив: 1 — монцогаб-бро, 2 — монцодиориты, сиениты; 3 — граниты, 4 — лейкократовые и аплитовидные граниты; 5—8 — Бирюковский массив: 5 — монцогаббро; 6 — монцодиориты, сиениты; 7 — граниты; 8 — лейкократовые и аплитовидные граниты; 9—11 — Вандышевский массив: 9 — монцодиориты, сиениты, 10 — граниты, 11 — лейкократовые и аплитовидные граниты; 12—14 — Уйский массив: 12 — монцодиориты, сиениты; 13 — граниты; 14 —
лейкократовые и аплитовидные граниты Классификационные поля пород: I — известковое, II — известково-щелочное (11а — субизвесткови-стые, 116 — известково-щелочные, 11в — субиз-вестково-щелочные граниты); III — субщелочное (Ша — субщелочные и щелочные граниты и лей-кограниты, Шб — щелочные агпаитовые граниты);
IV — щелочные Эталонные тренды: СА — главный известково-щелочной, LM — латитовый (монцонитовый). Эталонные тренды рудогенных гранитоидных формаций: 8п — оловянный, Си — меднопор-фировый, Мо — молибденовый, W — вольфрам-молибденовый; Li, Та, 8п — литий-тантал-ниобий-оловянный
к полям 11в, 111а и тяготеет к W-Mo и Li-Ta-Nb-Sn металлогеническим трендам соответственно. Наибольший интерес на W-Mo оруденение представляют лейкократовые аплитовидные и грейзе-низированные граниты Степнинского массива, завершающие процесс кристаллизации интрузии, а также диориты и гранодиориты Степнинского и Вандышевского массивов на Mo-Cu-порфировое оруденение.
Заключение. Таким образом, интрузии степ-нинского комплекса представляют собой внутри-плитные образования, внедренные в складчато-надвиговые структуры уралид на завершающем этапе образования последних. При этом породы, слагающие изученные массивы, распадаются на две группы, отличающиеся по химизму и генезису. На начальном этапе, по-видимому, сформировались основные-средние породы глубинного (мантийного) генезиса (монцогаббро, монцогаб-бро-диориты, сиениты), отвечающие по химизму OIB, которые — по аналогии с океаническими островами и активными рифтами — можно считать производными отдельного мантийного плюма. На более позднем этапе (в рамках единого процесса) формировались граниты и лейкограниты
известково-щелочного ряда. Несмотря на особенности химизма, эти породы нельзя отнести к надсубдукционным: химизм был унаследован ими от субстрата, который испытывал анатексис при внедрении перегретой магмы мантийного происхождения в кору только что сформированного (возможно, еще горячего) складчатого сооружения, в образовании которого субдукция ранее играла значительную роль.
Изучение расплавных включений в кварце гранитов из Степнинского, Бирюковского, Вандышевского и Уйского массивов показало наличие определенного тренда в развитии этих массивов, что выразилось в последовательном уменьшении глубины кристаллизации интрузий в указанном ряду в направлении с юго-востока на северо-запад от гипабиссальной до гипабиссально-приповерх-ностной фации. Задача на ближайшее будущее — получение значений изотопного возраста всех перечисленных массивов одним методом и в одной лаборатории с целью проверки предположения о возможном наличии в этой цепочке возрастной прогрессии, характерной для отдельных мантийных плюмов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Борнеман-Старынкевич И.Д. Руководство по расчету формул минералов. М.: Наука, 1964. 224 с.
Бородин Л.С. Модельная система петрогеохими-ческих и металлогенических трендов гранитоидов как основа прогноза месторождений Sn, Li, Та, W, Мо, Си // Геология рудных месторождений. 2004. Т. 46, № 1. С. 3-26.
Геодинамические реконструкции: Методическое пособие для региональных геологических исследований. Л.: Недра, 1989. 278 с.
Коваль П.В., Прокофьев В.Ю. Т-Р условия кристаллизации гранитоидов Монголо-Охотской зоны по данным исследования расплавных и флюидных включений // Петрология. 1998. Т. 6, № 5. С. 497-511.
Наумов В.Б. Термометрическое исследование включений расплава во вкрапленниках кварца кварцевых порфиров // Геохимия. 1969. № 4. С. 494-498.
Наумов В.Б. Определение концентрации и давления летучих компонентов в магматических расплавах // Геохимия. 1979. № 7. С. 997-1007.
Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра, 1976. 287 с.
Попов В.С., Тевелев Ал.В, Богатов В.И. Степнин-ский плутон на Южном Урале: соотношение плутонических пород, связанных с мантийными и коровыми источниками // Изв. вузов. Геология и разведка. 1999. № 5. С. 52-68.
Пучков В.Н., Рапопорт М.С., Ферштатер Г.Б., Ананьева Е.М. Тектонический контроль палеозойского гра-нитоидного магматизма на восточном склоне Урала // Исследования по петрологии и металлогении Урала. Свердловск: ИГГ УНЦ АН СССР, 1986. С. 85-95.
Сначёв А.В., Пучков В.Н., Савельев Д.Е., Сначёв В.И. Геология Арамильско-Сухтелинской зоны Урала. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2006. 176 с.
Тевелев Ал.В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) // Тр. лаборатории геологии складчатых поясов. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2002. 124 с.
Ферштатер Г.Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала. Екатеринбург: РИО УрО РАН, 2013. 368 с.
Anderson J.L., Smith D.R. The effects of temperature and fO2 on the Al-in-hornblende barometer // Amer. Mineral. 1995. Vol. 80, N 5-6. P. 549-559.
Bea F., Fershtater G.B., Montero P. et al. Deformation-driven differentiation of granite magma: The Stepninsk Pluton of the Uralides, Russia // Lithos. 2005. Vol. 81. P. 209-233.
Bodnar R.J., Vityk M.O. Interpretation of microther-mometric data for H2O-NaCl fluid inclusions // Fluid inclusions in minerals: methods and applications// Ed. B. De Vivo, M.L. Frezzotti. Pontignano-Siena, 1994. P. 117-130.
Chauvel C, Lewin E, Carpentier M. et al. Role of recycled oceanic basalt and sediment in generating the Hf-Nd mantle array // Nat. Geosci. 2008. N 1. P. 64-67.
Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism // Nature. 1997. Vol. 385. P. 219-229.
Johnson M.C., Rutherford M.J. Experimental calibration of the aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) // Geology. 1989. Vol. 17. P. 837-841.
Nowell G.M., Kempton P.D. et al. High precision Hf isotope measurements of MORB and OIB by thermal ionisation mass spectrometry: insights into the depleted mantle // Chem. Geology. 1998. Vol. 149, N 3-4. P. 211-233.
Rollinson H.R. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. L.: Longman Group UK Ltd., 1993. 352 p.
Schmidt M.W. Amphibole composition in tonalité as a function of pressure: An experimental calibration of the AI-in-hornblende barometer // Contrib. Mineral. and Petrology. 1992. Vol. 110. P. 304-310.
Shervais J. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. Vol. 59. P. 101-118.
Поступила в редакцию 05.10.2016
