CC BY
23
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
2018 Геология Том 17, №3
ПЕТРОЛОГИЯ, ВУЛКАНОЛОГИЯ
УДК 552.321.1.(470.5)
Процессы мигматизации и гранитообразования в западном экзоконтакте Адуйского массива (Средний Урал)
М.Д. Вишнякова, Н.С. Бородина, Г.Б. Ферштатер, Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая
Институт геологии и геохимии УрО РАН, 620016, Екатеринбург, ул. Вонсовского, 15
E-mail: VishniakovaMD@igg.uran.ru
(Статья поступила в редакцию 6 июня 2018 г).
Рассмотрены последовательность, механизмы и источники магмообразования крупного уральского Адуйского гранитного массива пермского возраста, известного своими редкометалльными, самоцветными и молибденовыми месторождениями. Источники информации - два массива (Каменский и Крутихинский), расположенные в подошве Адуя. Цирконовые и Rb-Sr возрасты мигматитов в этих двух массивах свидетельствуют о близком возрасте мигматизации и сопровождающего ее частичного плавления. Эти процессы охватывают интервал 309-298 млн лет в Каменском массиве и 308-283 млн лет в Крутихинском с главным наиболее интенсивным этапом мигматизации 296-298 млн лет тому назад. В названное время была сформирована основная масса гранитного расплава, локализованного в виде Каменского, Крутихинского и Адуйского массивов. Мигматиты зоны маг-могенерации в Каменском массиве имеют преимущественно полосчатую текстуру с ясным обособлением меланосомы и лейкосомы, а в Крутихинском массиве тонкополосчатые мигматиты характеризуются более однородным, существенно гранитным составом. Эти различия мигматитов обусловлены в первую очередь составом протолита, который в Каменском массиве представлен кварцевыми диоритами и гранодиоритами, а в Крутихинском - породами гранитного состава. В обоих массивах мигматизация сопровождается базитовым магматизмом, продукты которого зафиксированы в виде мигматизированных и постмигматитовых даек. Ключевые слова: магматизм, мигматит, анатексис, магмогенерация, гранит, диорит, дайка
DOI: 10.17072/psu.geol.17.3.208
Введение
Проблема образования гранитных массивов всегда была в центре внимания пет-рологов и геохимиков. Использование современных методов анализа, в том числе локальных, в совокупности с детальными геологическими наблюдениями позволяет приблизиться к решению таких коренных проблем гранитообразования, как длительность и стадийность процесса, его фи-
зико-химические параметры, источники гранитных магм и флюидов.
Адуйский гранитный массив - самый крупный в северо-западной палеоконти-нентальной зоне Среднего Урала, знаменитый своими редкометалльными, самоцветными (в том числе изумрудными) и молибденовыми месторождениями.
Вместе с примыкающим к нему с юга Каменским мигматит-плутоном и мелкими гранитными массивами, расположен-
© Вишнякова М.Д., Бородина Н.С., Ферштатер Г.Б., Солошенко Н.Г., Стрелецкая М.В., 2018
ными западнее в допалеозойском блоке, он образует позднепалеозойский Адуй-ский гранитный ареал (рис. 1), имеющий сложную историю формирования. Западная граница ареала - блок протерозойских (Краснобаев, 2005) метаморфических пород, восточная - Алапаевская сутура, контролирующая размещение таких серпен-тинитовых аллохтонов, как Алапаевский, Баженовский и др.
Многочисленные геологические, петрологические и изотопные исследования (Орогенный..., 1994; Попов и др., 2003; Ферштатер и др., 2003; Краснобаев, 2006; Ферштатер, 2013; Levin, 2000; Fershtater, Rapoport, 2000; Gerdes et al., 2002; Mao et al., 2003) позволили детально реставрировать историю ареала. Для этого были выбраны два гранитных массива - Каменский и Крутихинский, расположенные в корневой зоне Адуйского массива (рис. 1), в которых прекрасно проявлены процессы мигматизации и частичного плавления. Предполагается, что эти процессы могут служить источником магмы, образовавшей Адуйский массив, в первую очередь его западную часть, которая в настоящем исследовании представлена гранитами эндоконтактовой зоны, непосредственно примыкающей к Крутихинскому массиву. Петрогенные элементы определены в лаборатории физико-химических методов исследования Института геологии и геохимии им. академика А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН (аналитики Н.П. Горбунова и Л.А. Татаринова). Содержания редких элементов установлены методом ICP MS в лабораториях Университета Гранады (Испания) (аналитики Ф. Беа, П. Монтеро) и Института геологии и геохимии (аналитики Д.В. Киселева, Н.В. Чередниченко). Точность анализов составляет 2 и 5 отн.% для концентраций 50 и 5 г/т. Изотопные исследования циркона были выполнены на приборе SHRIMP-II в Университете г. Гранада, Испания (аналитики Ф. Беа, П. Монтеро) и в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) аналитиками А.Н. Ларионовым, Н.В. Родионовым, Н.Г. Бережной.
Rb-Sr изотопные исследования пород Каменского массива были сделаны в ЦИИ ВСЕГЕИ, а Крутихинского - в Институте геологии и геохимии (аналитики Н.Г. Со-лошенко и М.В. Стрелецкая), описание методики см. в статье (Ферштатер и др, 2015).
Рис. 1. Схема геологического строения района Адуйского массива. Составлена на основе геологической карты масштаба 1:200000 под редакцией В.П. Олерского (1983): 1 - граниты Адуйского массива; 2 - гранитоиды и мигматиты Каменского (обозначен местоположением проб 300 и 429, из которых проанализирован циркон), Крутихинского (пробы 34-62); 3 - раннедевонские габбро и гранитоиды; 4 -ордовикско-силурийские вулканогенно-
осадочные толщи; 5 - докембрийские гнейсы и амфиболиты
Характеристика массивов, петрография
Каменский массив располагается непосредственно южнее Адуйского в палео-континентальной зоне северо-западного мегаблока (рис. 1). Его северная и северовосточная части сложены слабо мигмати-зированными и гомогенными кварцевыми диоритами, гранодиоритами, адамеллита-ми и гранитами. Западная и юго-западная части массива, представляющие его корневую зону, образованы полосчатыми и пятнистыми мигматитами, близкими по валовому составу к кварцевому диориту или гранодиориту. Мигматиты хорошо вскрыты многочисленными выработками в районе четвертого блока Белоярской АЭС. Преобладают характерные полосчатые мигматиты (рис. 2, а, б, в, г), валовый состав которых представляют пробы 1-3 (табл. 1).
Рис. 2. Мигматиты Каменского массива (водовод 4 блока Белоярской АЭС): а, б - типичная полосчатая текстура мигматитов; в, г -формы обособления лейкосомы гранитного состава; д - ксенолит мигматита в граните; е - дайка кварцевого диорита 430, секущая полосчатые мигматиты
Породы такого состава, по-видимому, и являются протолитом мигматитов.
Мигматиты близки по минеральному составу с их гомогенными аналогами с одним важным отличием - плагиоклаз в них часто имеет антипертитовое строение, что свидетельствует о сравнительно высокотемпературных условиях мигматизации.
Меланосома и лейкосома мигматитов сложены близкими по составу минералами, но в разных количественных соотношениях. Разница в химическом составе меланосомы и лейкосомы не столь велика, как это следует из их внешнего вида. Обычно состав той и другой породы ограничен областью составов кварцевый дио-рит-гранодиорит. По мере приближения состава лейкосомы к гранитному формы ее обособления все более напоминают жильные, и порода приобретает черты внедренной, в частности, ее ограничения пересекают направление полосчатости мигматитов. Разные стадии обособления лейкосомы и приближения ее состава к гранитному показаны на рис. 2, в, г, вплоть до образования довольно крупных тел с ксенолитами полосчатых мигматитов (табл.1, рис. 2, д). Составы гранитов крупных тел приведены в табл. 1 (ан. 5-7).
В мигматитах обычны дайки микрогаббро и микродиоритов, в разной степени мигматизованные (рис. 2, е, табл. 1, ан. 8). Важно отметить, что даже почти не мигматизированные дайки, например показанная на рис. 2, е дайка 430 (анализ 8 в табл. 1), обладают общими особенностями минерального состава с мигматитами.
Крутихинский массив вскрыт в гранитном карьере размером 400 на 400 м, расположеннном в западном экзоконтакте Адуйского массива на площади распространения допалеозойских пород (рис. 1) в районе поселка Крутиха (в 58 км от Екатеринбурга). Обнаженная часть массива сложена кварцевыми диоритами (табл. 1, ан. 9-12), серыми мелкозернистыми ада-меллитами и гранитами (ан. 13-14) и прорывающими их пегматоидными гранитами (ан. 15-16). Первые две группы пород отличаются пестрым составом вследствие ясно проявленных процессов мигматиза-ции и частичного плавления (рис. 3).
Таблица 1. Содержание петрогенных (мас.%) и редких (г/т) элементов в породах Каменского и Крутихинского массивов
Элем. 308 429 40 312 301 41 42 430 32 64 34 35 38 36 39 62 61 Ад-3 Ад-4
SiO2 55.5 68.8 69.0 69.4 72.3 76.1 78.2 63.4 60.1 61.7 61.9 63.3 69.9 73.9 73.2 71.4 66.2 72.2 74.6
ТЮ2 1.9 0.4 0.5 0.3 0.3 0.1 0.0 0.7 0.9 0.7 0.7 0.6 0.5 0.2 0.2 0.1 1.1 0.4 0.2
Al2Oз 19.8 15.2 14.9 16.5 14.8 12.7 12.3 15.7 14.9 14.8 14.7 15.8 15.0 14.1 14.6 15.5 14.6 14.3 13.9
Fe2Oз 1.0 3.1 2.4 1.2 0.6 0.9 0.0 2.2 3.0 4.2 3.5 2.5 1.6 1.2 1.2 0.8 2.6 2.2 0.8
FeO 6.1 0.4 1.6 1.3 1.4 0.4 0.4 2.2 4.3 1.8 2.5 2.5 1.1 0.5 0.4 0.4 2.8 0.7 0.5
MnO 0.1 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0
MgO 3.1 1.8 1.3 1.1 1.0 0.3 0.1 2.8 5.9 4.8 4.9 3.9 0.9 0.4 0.4 0.2 1.6 0.7 0.3
CaO 5.2 3.0 2.6 2.1 1.5 0.8 0.9 3.3 2.7 5.9 5.9 4.8 2.1 1.4 1.5 0.4 3.3 1.8 1.0
Na2O 2.6 4.9 4.6 5.0 5.2 2.9 3.0 4.8 2.5 3.0 2.8 3.1 4.2 3.7 4.0 2.4 4.0 3.7 3.5
К2О 2.1 2.0 1.9 3.0 3.1 5.3 4.9 3.2 4.0 1.9 1.8 2.2 3.3 4.4 4.1 8.7 2.0 3.5 4.9
P2O5 0.4 0.2 0.2 0.1 0.1 0.0 0.0 0.6 0.2 0.1 0.2 0.2 0.2 0.1 0.0 0.0 0.8 0.1 0.0
ппп 1.4 0.5 0.6 0.4 0.4 0.2 0.1 0.8 1.2 0.8 0.9 0.9 1.0 0.3 0.2 0.0 0.5 0.4 0.3
Li 36.1 18.7 22.2 28.9 55.2 6.9 4.2 20.2 73.4 14.0 28.0 26.8 32.9 22.2 14.7 13.9 47.6 32.1 19.1
Rb 31.5 42.0 97.7 60.9 106 73.4 97.2 58.0 330 72.3 110 136 178 198 185 324.0 203.0 262.2 317.2
Cs 1.7 1.5 1.9 1.9 3.6 0.5 0.7 1.6 9.4 4.3 6.5 7.7 2.8 1.1 1.4 2.7 4.7 1.3 1.1
Be 1.1 0.9 1.1 2.0 2.4 0.4 0.8 1.5 3.0 0.9 2.5 3.3 4.6 1.9 2.4 1.0 3.1 1.6 1.9
Sr 826.0 547.0 412.0 400.0 310.0 91.7 87.7 1025.0 240.9 298.0 348.0 333.2 621.7 167.3 215.0 263.8 958.1 379.8 154.5
Ba 606.0 521.0 368.0 653.0 565.0 345.0 432.0 995.0 204.8 152.0 398.7 281.3 1204.0 621.2 500.5 1074.0 1152.0 1355.0 480.0
Sc 13.7 4.2 4.5 5.5 3.6 0.7 н/о 6.6 16.8 12.4 18.1 12.4 2.5 2.0 2.6 1.6 5.7 2.1 3.1
V 139.0 35.9 41.6 42.4 23.1 10.1 3.7 58.6 92.8 63.7 100.9 67.1 32.4 13.1 9.1 8.3 85.2 29.1 5.5
Cr 11.3 10.6 23.7 18.0 10.0 4.9 4.7 19.8 139.9 56.7 149.5 76.6 8.3 5.6 4.3 32.0 15.8 8.3 5.5
Co 16.9 5.3 6.4 5.3 2.9 1.3 0.4 7.9 19.6 14.7 22.8 16.6 4.5 1.7 1.6 1.6 10.4 3.4 0.8
№ 6.7 5.8 11.3 5.3 3.3 2.6 1.5 16.9 51.0 29.4 57.0 34.9 4.5 1.8 2.6 2.7 10.8 2.0 1.3
Cu 32.0 29.2 11.0 0.4 14.1 2.8 4.8 18.6 10.3 5.7 7.8 7.0 17.0 5.4 5.4 9.8 41.7 5.6 2.8
Zn 110.0 24.5 63.4 27.7 57.2 14.1 3.6 37.7 169.6 43.1 69.2 72.5 122.0 45.0 30.3 20.1 96.2 51.1 29.9
Ga 21.4 15.3 19.5 17.1 17.7 14.3 14.4 15.4 26.6 12.9 19.4 19.5 21.6 25.7 23.0 19.4 19.6 21.0 21.7
Y 15.6 5.6 5.5 8.8 5.7 1.0 0.9 10.7 10.2 11.8 23.5 12.9 5.8 4.1 4.6 1.0 12.0 5.1 5.6
МЪ 5.8 3.4 4.4 5.5 5.8 1.0 0.3 17.2 16.5 5.8 11.8 12.5 12.4 10.0 7.7 5.7 15.9 12.5 12.3
Ta 0.3 0.3 0.2 0.5 5.0 0.1 0.0 0.9 0.8 1.6 1.0 1.0 0.5 0.6 0.4 0.5 0.8 0.6 0.6
Zr 20.6 50.1 42.6 82.4 53.5 38.1 60.0 67.8 17.0 16.8 32.6 18.3 85.0 106.5 74.4 48.6 189.1 50.8 85.5
ИГ 0.7 1.4 1.0 2.6 1.8 1.2 2.1 1.8 0.7 0.8 1.3 0.8 2.1 2.8 1.9 1.5 4.2 1.1 2.8
Мо 0.4 0.1 0.1 0.1 1.1 0.1 0.2 0.3 0.3 0.3 0.4 0.2 0.1 0.2 0.2 0.2 0.2 0.3 0.1
Sn 2.2 1.2 1.4 1.7 1.8 0.2 0.3 1.4 11.7 1.0 2.5 3.6 3.3 3.8 3.1 1.8 2.4 3.0 3.7
Т1 0.4 0.5 н.о. 0.5 1.5 н.о. н.о. н.о. 2.3 0.4 0.8 0.9 0.9 0.9 0.8 1.5 1.2 0.8 1.1
РЪ 13.3 10.3 14.2 16.1 25.2 21.9 26.1 12.6 11.6 7.6 13.7 19.1 28.4 40.5 37.0 50.8 21.6 22.6 42.9
и 0.6 1.5 0.6 2.4 1.4 0.7 1.0 1.8 1.9 2.2 1.8 4.6 2.9 3.2 2.2 0.9 5.9 3.3 3.7
ТИ 2.5 4.8 4.4 7.3 6.1 2.1 3.8 5.4 3.1 2.4 2.4 3.4 21.0 12.5 8.9 0.9 13.1 21.8 15.9
La 18.2 19.3 17.9 17.3 13.8 1.5 4.6 42.0 8.7 7.5 15.2 9.5 56.9 22.9 16.8 2.5 63.9 59.6 22.5
Се 42.9 37.2 33.4 35.9 26.5 3.1 7.8 82.7 18.9 15.8 27.6 20.4 102.7 49.3 33.3 4.0 122.3 107.5 45.2
Рг 5.6 4.1 3.3 4.0 2.9 0.3 0.7 9.2 2.3 2.1 3.8 2.4 10.4 5.5 3.7 0.4 14.7 10.5 4.9
ш 23.5 14.9 10.3 14.4 9.5 1.2 1.9 32.6 9.4 9.2 15.8 9.3 33.4 19.5 13.1 1.4 52.2 33.3 17.3
Sm 4.9 2.8 1.5 2.6 1.7 0.3 0.2 5.2 2.3 2.3 4.0 2.1 4.5 3.5 2.6 0.3 7.9 4.2 3.6
Ей 1.5 0.7 0.4 0.8 0.5 0.1 0.2 1.3 0.5 0.7 1.0 0.6 1.0 0.8 0.6 0.4 1.9 0.8 0.6
Gd 4.2 1.4 1.4 2.1 1.3 0.2 0.2 2.2 2.2 2.3 4.1 2.1 2.4 2.0 1.8 0.2 4.5 2.1 2.9
ТЪ 0.6 0.2 0.2 0.3 0.2 0.0 0.0 0.4 0.3 0.4 0.7 0.3 0.3 0.2 0.2 0.0 0.5 0.2 0.3
оу 3.0 1.3 1.0 1.5 1.6 0.2 0.1 2.4 2.1 2.1 4.2 2.2 1.3 1.0 1.1 0.2 2.7 1.2 1.5
Ио 0.6 0.2 0.2 0.3 0.2 0.0 0.0 0.4 0.4 0.4 0.8 0.5 0.2 0.2 0.2 0.0 0.5 0.2 0.2
Ег 1.5 0.6 0.6 0.8 0.6 0.1 0.1 1.2 1.0 1.2 2.4 1.3 0.5 0.4 0.4 0.1 1.1 0.4 0.5
Тт 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1 0.0 0.0 0.2 0.1 0.2 0.3 0.2 0.1 0.1 0.1 0.0 0.1 0.1 0.1
Yb 1.2 0.5 0.4 0.8 0.6 0.2 0.2 1.0 0.8 1.1 2.2 1.3 0.4 0.3 0.3 0.1 0.8 0.3 0.4
Lu 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1 0.0 0.1 0.1 0.1 0.2 0.3 0.2 0.1 0.0 0.1 0.0 0.1 0.0 0.1
Примечание: Каменский массив: 1-3 - мигматиты (валовый состав); 4 - гранитные жилы в мигматитах; 5-7 - граниты крупных тел; 8 - дайка диорита. Крутихинский массив: 9-12 - кварцевые диориты; 13-14 - серые мелкозернистые граниты; 15-16 - пегматоидные граниты; 17 -синплутоническая дайка; 18, 19 - граниты из щебеночного карьера в западной эндоконтактовой зоне Адуйского массива.
Рис. 3. Мигматиты Крутихинского массива (щебеночный карьер): а - общий вид стенки карьера, б, в, г - мигматизированные кварцевые диориты, на фотографии «в» в правой части - дайка, разобщенная на блоки вследствие мигматизации, д - интрузивный контакт полосчатого кварцевого диорита (справа) и полосчатого гранита, имеющих разное направление полосчатости; е - небольшое тело пегматоидного гранита (розовый) в сером мелкозернистом мигматизиро-ванном граните
Кварцевые диориты залегают в виде дайкообразных крутых тел в прорывающих их серых мигматизированных гранитах, расчленяясь ими на ряд блоков (рис.3, а, б, в, г). Геологический факт, возможно, объясняющий природу диоритов, показан на фотографии «в» (рис. 3), в правой части которой видна диоритовая дайка, прорывающая мигматизированные адамелли-ты и граниты и расчлененная ими же на ряд блоков. Такие соотношения типичны для синплутонических даек, внедряющихся в не полностью затвердевшие породы. Эта дайка, по-видимому, может служить моделью для объяснения природы всех кварцевых диоритов массива, которые представляют собой жильные образования, внедрившиеся в гранитоиды во время их мигматизации и сами мигма-тизированные.
В отличие от Каменского массива, в Крутихинском - анатектический расплав обособляется в виде многочисленных жил
и разнообразных по форме инъекций, варьирующих по составу от адамеллита до гранита и прорывающих кварцевые диориты, которые в свою очередь тоже неустойчивы вследствие неравномерности плавления и частичной переработки в самом расплаве. Жилы гранитов имеют пологое и крутое залегание. В них обычны многочисленные ксенолиты диоритов и гранодиоритов, в разной мере переработанных.
В гранитах и адамеллитах - продуктах кристаллизации анатектического расплава - часто наблюдается полосчатая текстура (рис. 3, д, е), отражающая деформации в процессе мигматизации. Судя по интрузивным контактам пород разного состава, мигматизация включает несколько этапов, каждый из которых сопровождается своим планом деформаций (рис. 3, д). Пегма-тоидные граниты имеют массивную текстуру.
Кварцевые диориты Крутихинского массива представляют собой мелко- и среднезернистые массивные или слабо гнейсовидные породы аллотриоморфно-зернистой структуры. В их составе плагиоклаз, кварц, иногда ортоклаз, роговая обманка, биотит, апатит, сфен.
Обычны диориты, в которых единственным темноцветным является биотит (например, проба 32 - ан. 9 в табл. 1). Плагиоклаз часто содержит антипертиты и образует сравнительно крупные как не-деформированные, так и трещиноватые зерна. Трещины в последних залечены кварц-полевошпатовым агрегатом, который, кроме того, слагает и интерстици-альный базис пород. Этот агрегат нередко имеет структуру «ниточки бус» (the string of beads texture), образующуюся в процессе кристаллизации анатектического расплава - продукта мигматизации пород (Hollness, Sawyer, 2008). В контакте с ортоклазом нередко развивается мирмекит.
Порода, слагающая слабо мигматизи-рованные синплутонические дайки (обр.61, анализ 17 в табл. 1), близка по составу гранодиориту. Главное отличие от описанных выше кварцевых диоритов -
мелкозернистая гнейсовидная структура, аллотриоморфнозернистая, более простой минеральный состав (биотит, плагиоклаз, кварц) и обилие акцессорного фторапати-та (Б - 4,17%, SO3 - 0,44%), характерного для поздних стадий кристаллизации (Ферштатер, 1987).
Серые мелкозернистые граниты, тесно пространственно связанные с кварцевыми диоритами, представляют собой массивные или гнейсовидные породы аллотрио-морфнозернистой структуры. В их составе биотит, плагиоклаз, ортоклаз, кварц, циркон, апатит. В небольшом количестве отмечаются мусковит и рудный минерал. Особенность породы - равномерное распределение мирмекита, «маркирующего» наличие ортоклаза.
Пегматоидные граниты образуют многочисленные небольшие тела и жилы в кварцевых диоритах и мелкозернистых гранитах. Это светлые розовато-серые породы, варьирующие по крупности зерен от средне - до крупнозернистых. В составе пород: плагиоклаз такого же состава, как в мелкозернистых гранитах, ортоклаз-пертит с участками неясного решетчатого строения, кварц, биотит, мусковит (слюды присутствуют примерно в равных количествах), рудный минерал, сфен, циркон и апатит. Отмечаются (в небольшом количестве) мирмекит и мелкий капельный кварц.
Породообразующие минералы
Полевые шпаты. Плагиоклаз в породах Каменского массива варьирует от альбит-олигоклаза до андезина, соответственно изменению основности пород. Важно отметить, что плагиоклаз из мигматизиро-ванной дайки диорита сходен с плагиоклазом гранитов, что свидетельствует о процессе мигматизации дайки. Отличительной чертой плагиоклазов из Каменского массива является зональное строение, характер зональности прямой: в центре состав отвечает An 23-34, в крае - An 17-21.
Состав плагиоклаза Крутихинского массива колеблется от Ап15 до Ап43.
Наиболее основные плагиоклазы An43-37 отмечаются в биотит-роговообманковых диоритах, в близких по содержанию кремнезема биотитовых разностях содержание анортита в плагиоклазе падает до 33-34%. Состав плагиоклаза в синплуто-нической дайке гранодиорита соответствует гранитному. В продуктах мигмати-тизации - серых гранитах и в более молодых розовых крупнозернистых гранитах плагиоклаз имеет состав Anl5-19. Важной особенностью последнего является наличие антипертитов, состав которых отвечает породообразующему ортоклазу (см. ниже).
Калишпаты Каменского массива представлены ортоклаз-микропертитом, образующим неравнозернистый агрегат, в краях наиболее крупных зерен которого встречаются участки с нечеткой микроклиновой решеткой. Содержание Na2O колеблется от 0,54 до 1,35 мас.%. Необычной особенностью калишпатов из мигматитов и жил в них является наличие бария (до 1,35 мас.%), что проявляется и в валовом составе самих пород. При увеличении кремнекислотности пород содержание бария в калишпате уменьшается.
Калишпаты Крутихинского массива сходны с каменскими и представлены ор-токлаз-микропертитом с содержанием Na2O от 1,05 до 1,96 мас.%. Барий в заметном количестве наблюдается только в дайке (до 0,60 мас.%).
Амфиболы Каменского массива в небольшом количестве присутствуют в мигматитах и в диоритовых дайках в них, они имеют близкий химический состав (табл. 2).
Согласно современной классификации, амфиболы относятся к одному типу -кальциевых амфиболов (CaB > 1.5, CaA < 0.5, (Na + K)a < 0.5), серии феррочерма-кит-железистая роговая обманка (Leake et al.,1997). На диаграмме TiO2-AhO3 (рис. 4,а), они располагаются в поле абиссальной фации глубинности (Ферштатер, Бородина, 1975).
Амфиболы Крутихинского массива распространены в кварцевых диоритах
(табл. 2), они аналогичны каменским, по классификации относятся к типу кальциевых амфиболов, но более магнезиальные (серия магнезиальная роговая обманка-
Таблица 2. Химический состав амфибола в по1
чермакит). На диаграмме TiO2-Al2Oз амфиболы Крутихинского массива располагаются в той же фации глубинности, что и Каменского массива (рис. 4).
Образец ^2 AhOз FeO MnO MgO CaO Na2O ад Сумма Mg#
Каменский массив
308 (5) 41,11 0,94 10,17 18,68 0,39 8,80 11,17 1,43 0,90 93,60 0,46
312 (2) 42,45 0,65 9,79 19,85 0,67 8,89 11,40 1,30 1,17 96,15 0,45
430 (2) 42,63 0,77 10,08 18,93 0,48 9,36 11,40 1,44 1,15 96,20 0,47
Крутихинский массив
64 (3) 45,22 0,96 9,47 13,77 0,38 12,98 12,27 1,24 0,89 97,33 0,63
34 (6) 44,01 0,92 10,01 14,13 0,43 12,96 11,89 1,41 0,83 96,66 0,63
35 (6) 44,09 0,85 10,35 14,80 0,46 12,28 12,05 1,35 0,83 97,11 0,60
Примечание. Здесь и в табл. 3 в скобках указано количество проб. Названия пород приведены в табл. 1.
Рис. 4. Диаграммы составов роговой обманки (а) и биотитов (в, г), а также сосуществующих темноцветных минералов (б) пород Каменского (синий 1-4) и Крутихинского (красный 5-8) массивов: 1 - мигматиты, 2 - гранитные жилы в мигматитах, 3 - граниты крупных тел, 4 - дайка диорита; 5 - амфи-бол-биотитовые кварцевые диориты, 6 - граниты, 7 - пегматоидные граниты, 8 - дайка кварцевого диорита. Примерные поля пород разных фаций: I - абиссальной, II - мезоабис-сальной (Ферштатер, Бородина, 1975)
Биотиты Каменского массива, наиболее распространенные темноцветные минералы изученных пород, на классификационной диаграмме (Дир и др., 1966) располагаются в пределах полей, ограниченных конечными членами: флогопитом, аннитом, истонитом и сидерофиллитом. Важно отметить устойчивые различия
между биотитами мигматитов и гранитных пород по магнезиальности (Mg#=0,52 и 0,40 соответственно) и содержанию титана (рис. 4, табл.3), что обусловлено более основным составом мигматитов. Биотиты изученных гранитоидов попадают в поле мезоабиссальной и абиссальной фации глубинности (рис. 4, в, г).
Магнезиальность биотитов Крутихинского массива существенно уменьшается с ростом кремнекислотности пород от 0,67 в амфибол-биотитовых кварцевых диоритах до 0, 36 в серых гранитах.
Значение магнезиальности и содержание алюминия в биотите (рис. 4,в) связаны обратной корреляцией, при этом биотиты из амфибол-биотитового кварцевого диорита характеризуются наиболее высокой магнезиальностью и наименьшим содержанием общего глинозема, далее идут биотиты из биотитовых кварцевых диоритов, тренд замыкают биотиты из гранитов. С последними совпадают (как и в случае плагиоклазов) биотиты из слабо мигмати-зированной дайки 61. Важная особенность сосуществующих биотитов и амфиболов массивов: магнезиальность биотита выше, чем амфибола (рис. 4, б), что обусловлено принадлежностью пород к безмагнетито-вой феррофации (Ферштатер, 1987).
Таблица 3. Химический состав биотита в породах
Образец SiO2 TiO2 AI2O3 FeO MnO MgO K2O Сумма Mg#
Каменский массив
308 (4) 35,96 3,28 14,34 20,29 0,06 11,31 9,32 94,56 0,50
429 (9) 36,70 3,32 14,63 19,34 0,18 11,50 9,26 95,37 0,52
40 (3) 35,65 3,23 15,77 20,60 0,32 9,17 9,68 94,52 0,45
312 (3) 36,66 2,89 14,00 20,44 0,47 11,29 9,29 95,03 0,50
301 (4) 36,43 2,45 14,01 20,74 0,50 10,01 9,04 93,17 0,47
41 (5) 35,19 2,74 15,97 22,22 0,40 8,20 9,76 94,62 0,40
430 (8) 35,56 2,93 13,58 19,63 0,33 11,23 9,13 92,49 0,51
Крутихинский массив
32(3) 36,90 2,00 14,94 16,89 0,33 13,78 9,70 94,84 0,60
64(5) 37,53 2,96 13,97 14,83 0,25 14,94 9,64 94,30 0,65
34(2) 37,86 2,90 14,09 14,46 0,16 15,95 9,65 95,33 0,67
35(3) 37,73 2,67 14,05 14,83 0,26 15,32 9,42 94,42 0,65
36(2) 35,03 3,59 17,49 21,97 0,23 6,88 9,70 95,09 0,36
39(2) 35,18 3,36 17,16 20,68 0,52 8,31 9,77 95,18 0,42
61(6) 35,44 3,08 17,17 20,33 0,46 8,59 9,71 95,03 0,43
Второстепенные и акцессорные минералы
В Каменском массиве наряду с биотитовыми встречаются двуслюдяные разновидности гранитов. Они распространены в гранитах крупных тел с высоким содержанием кремнезема (табл.1, ан.3,6,7). Здесь наблюдаются крупные чешуи мусковита, к краям которого нередко приурочены мелкие листочки биотита. Во всех образцах наряду с более распространенными крупными чешуями мусковита наблюдаются мелкие. Его отличает высокое содержание кремнезема, железа и пониженное содержание калия. Судя по расчету кристаллохимической формулы K0,6(Mgu, Fe0,3)Al1,7(Si3,3 Abj) O10 (OH)2, рассматриваемый мусковит близок к фен-гиту (Бородина, Ферштатер, 1988; Dawes, Evans, 1991). Такой состав мусковита и характер структурных взаимоотношений с биотитом - довод в пользу абиссальных условий образования рассматриваемых гранитоидов.
В Крутихинском массиве мусковит в породах встречается редко в виде единичных мелких чешуек, приуроченных к пла-
гиоклазу. По составу он отвечает первично магматической разновидности K0,9(Mg0,1, Fe0,2)Al1,8(Si3,1 Al0,9)O10 (OH)2.
Акцессорные минералы в Каменском массиве представлены апатитом (содержание фтора составляет 2,19-4,33%, хлор - не обн., серы - до 0,88%), сфеном, эпи-дотом; реже встречаются магнетит, циркон, ортит и Ce-паризит.
Эпидот образует отдельные зерна и тонкие каймы вокруг ортита (табл.4). Химический состав обеих разновидностей эпидота не различается, доля пистацито-вой составляющей -
Fe3+/(Fe3++Al) = 25,0-27,4, что позволяет сделать вывод о его магматическом происхождении (Dawes, Evans, 1991).
Паризит, минерал из группы карбоната, обнаружен в мигматите (табл.1, ан. 2,8; табл.4 и рис. 5).
Акцессорные минералы в Крутихин-ском массиве представлены апатитом (содержание фтора составляет 3,46-4,19%, хлора - до 0,15%, серы - до 0,17%) и монацитом (характеризуются отчетливой неоднородностью по химическому составу: содержание Ce2O3 - 26,02-32,61 мас.%;
La2Oз - 12,18-15,89; Nd2Oз - 9,00-10,52; Pr2Oз - 2,40-3,03; Sm2Oз - 1,07-1,86; 1Ю2 - 3,33-8,76; Ш2 - 0,38-1,54; PbO - 0,05-
0,14; SiO2 - 0,19-0,57; Y2Oз - 0,3-3,05; CaO - 0,80-2,01 (Замятин и др., 2016)).
Таблица 4. Состав ортита и паризита в породах Каменского массива
Компонент Ортит Паризит-(Се)
430-1 430-2 429-1 429-2 429-1 429-2-1 429-2-2 429-3
SiO2 31,67 30,86 30,75 30,17 2,57 0,19 0,32 0,04
2,26 1,92 1,60 1,46 н.о. н.о. н.о. н.о.
AЬOз 14,26 13,23 13,49 12,98 0,62 0,08 0,09 0,07
FeO 14,61 12,10 9,43 9,46 3,26 0,34 0,26 0,75
MnO н.о. н.о. 0,45 0,49 н.о. н.о. н.о. н.о.
MgO 0,88 0,64 0,87 0,77 н.о. н.о. н.о. н.о.
CaO 12,76 11,07 10,54 10,44 10,02 10,78 11,57 7,86
Na2O н.о. 0,33 0,18 0,19 н.о. н.о. н.о. н.о.
P2O5 н.о. н.о. 0,09 0,10 н.о. 0,20 0,20 0,17
SO2 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,17 0,17 0,12
ZrO2 н.о. 0,81 1,04 1,25 н.о. 0,08 0,17 0,03
U2Oз н.о. н.о. 0,09 0,10 н.о. 0,11 0,03 0,06
ThO2 н.о. н.о. 0,74 0,77 5,95 6,30 6,72 2,10
La2Oз 6,96 5,54 4,67 4,20 14,36 17,99 17,19 19,33
Ce2Oз 9,79 8,28 7,85 7,10 22,49 24,16 25,95 29,45
Pr2Oз н.о. н.о. 0,61 0,35 1,46 1,77 1,27 1,99
Nd2Oз 1,28 н.о. 2,31 2,29 5,26 7,47 7,37 9,61
SmO н.о. н.о. 0,34 0,29 н.о. 0,89 0,92 1,21
EuO н.о. н.о. 0,24 0,21 н.о. 0,51 0,33 0,77
Gd2Oз н.о. н.о. 0,78 0,69 н.о. 2,36 2,54 2,82
H02Oз н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,00 0,06 0,13
Tm2Oз н.о. н.о. 0,26 0,12 н.о. 0,16 0,03 0,12
Yb2Oз н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,05 0,03 0,04
Сумма 94,47 84,79 86,57 84,02 66,75 73,81 75,40 76,75
Примечание: н.о. - не обнаружено.
Рис. 5. Ортит в центре с каймами темного паризита (Се) и эпидота
Наличие в породах Каменского массива редкоземельной акцессорной минерализации, возможно, позднее проявилось и в образовании в массиве Зенковского ред-кометалльного рудопроявления (Грабе-жев, 1981).
Петрохимия, геохимия
Породы Крутихинского массива образуют единый тренд на диаграмме Ab-Q-
Or, отличный от тренда пород Каменского массива (рис. 6). Этот тренд характеризуется примерно одинаковым ЛЬ^ отношением, близким к таковому в соответствующей эвтектике при Рн2О 2-3 кбар, тогда как породы Каменского массива принадлежат стандартному тренду эволюции большинства магматитов как дифферен-циационного, так и анатектического происхождения. Лейкосома полосчатых мигматитов сильно отличается по составу от кварц-полевошпатового минимума (рис. 6) и эволюционирует в сторону этого минимума, обогащаясь кварцем и калишпатом. Эта эволюция сопровождается перемещением расплава, который кристаллизуется в виде штокверка гранитных обособлений и жил. Эволюция в ходе мигматизации без перемещения расплава отмечается только в Каменском массиве.
Образующийся при этом ряд пород характеризуется примерно одинаковым со-
держанием нормативного калишпата, что подчеркивается направлением линий, соединяющих составы меланосомы и лейко-сомы (рис. 6).
Q
Ab Ог
Рис. 6. Диаграмма АЬ^-Ог для пород Каменского (1, 2), Крутихинского (3, 4) и Адуйского (5, 6) массивов. 1- мигматиты, 2 -граниты крупных тел, 3 - кварцевые диориты, 4 - граниты, 5 - граниты Ад-3 и Ад-4 из западной части массива (ан. 18, 19 в табл. 1), 6 - средний состав гранита. Крупные значки - дайки 430 и 61. Тонкими линиями соединены составы меланосомы и лейкосомы. Серой стрелкой показан тренд эволюции анатектического расплава. Штриховые линии - кварц-полевошпатовая котектика при Ап/(Ап+АЬ)=0.4 и 0.2 (Ферштатер, 1987)
Важно отметить, что состав даек в Каменском и Крутихинском массивах различен (рис. 7). По ряду элементов точки даек близки к главному тренду пород в соответствующих массивах, по некоторым отличны. Дайка 61, изображенная на рис. 3, в, отличается от кварцевых диоритов Крутихинского массива низкой концентрацией таких совместимых элементов, как Сг, N1, Со, Бе (табл.1). Не попадает она и на ЯЬ-Бг
Кристаллизация пород, судя по рого-вообманково-плагиоклазовому геобарометру (Ферштатер, 1990; Schmidt, 1993), происходила при давлении 4,6-6,8 кбар (Каменский массив) и 3,7-5,8 кбар (Кру-тихинский массив), что совпадает с фаци-альной принадлежностью, определенной по составам биотита и амфибола (табл.5, рис.4).
Петрохимические тренды пород рассматриваемых массивов совпадают. Только самые молодые дайки отличаются от остальных пород повышенным содержанием фосфора. Кварцевые диориты Кру-тихи, кроме дайки 61, отличаются от пород Каменского массива повышенным содержанием хрома, кобальта, скандия, но главное геохимическое различие пород Каменского и Крутихинского массивов -повышенное содержание рубидия в гранитах, диоритах и дайках последнего (рис. 7). По этому и ряду других геохимических параметров (рис. 7) граниты Крутихин-ского массива сходны с гранитами западного эндоконтакта Адуя, что может служить подтверждением предположения о том, что именно они и представляют собой магму, образовавшую эту часть Адуй-ского массива.
изохрону кварцевых диоритов (рис. 12, табл. 7), что свидетельствует об определенной самостоятельности наиболее поздней и хорошо сохранившейся (но все же ясно миг-матитизированной) дайки 61 от остальных кварцевых диоритов массива, которые, судя по изложенным в предыдущем разделе геологическим данным, тоже представляют собой дайковые тела, но более сильно переработанные.
Таблица 5. P-T параметры формирования пород массивов
Геотермо-барометры Каменский массив Крутихинский массив
308 312 430 64 34 35
Pl-Amp [11] 4.9-6.3 кбар 5.7-6.5 кбар 5.7-6.5 кбар 4.5-4.7 кбар 4.7-5.2 кбар 4.5-5.2 кбар
Amp [25] 5-6.8 кбар 5.1-5.7 кбар 5.4-5.9 кбар 4.7-4.9 кбар 5.1-5.5 кбар 5.2-5.8 кбар
Pl-Amp [19] 4.6-6.3 кбар 702-722 оС 5.0-5.7 кбар 672-681 оС 5.4-5.9 кбар 672-676 оС 4.4-4.7 кбар 689-705°С 3.7-4.3 кбар 746-766°С 4.0-5.1 кбар 719-765°С
Ti-hbld оС [24] 644-710 оС 620-649 оС 643-661 оС 666-683°С 651-674°С 647-673°С
Рис. 7. Диаграммы Rb - К2О и Rb - Бг. Штриховые линии Б и К на диаграмме КЬ-К20 - генеральные тренды гранитоидов базальтоидного и корового происхождения. Линия МЫ на диаграмме КЬ-Бгразделяет поля островодужных и орогенных пород (Ферштатер, 1987)
Что же касается дайки 430 из Каменского массива, изображенной на рис. 2, е, то она по большинству элементов отвечает тренду всех пород массива (в том числе и по нормативному составу, рис. 3). Из этих данных следует, что, обладая определенной общностью состава с гранитоидами соответствующих массивов, дайки имеют ясно выраженные геохимические особенности, свидетельствующие о том, что они представляют собой самостоятельный магмати-
ческии импульс,
послужил источником тепла для массовой мигматизации.
За исключением ЯЬ, по содержанию остальных редких, в том числе редкоземельных элементов, гранитоиды повышенной основности (рис. 8,а) и производные от них граниты (рис. 8,б) Крутихинского и Каменского массивов обладают общими особенностями распределения, отражающими надсубдукционную природу протолита -отрицательные аномалии ЭДЬ, Zr и положительные - Бг, Ы.
Рис. 8. Распределение редких и редкоземельных элементов в гранитоидах повышенной основности (а) и кислых породах (б) Каменского и Крутихинского массивов
Возраст
Возраст пород Каменского массива был определен и-РЬ методом по циркону и Rb-Sr по породе в целом.
Цирконы из гранодиорита 300 представлены призматическими зональными
зернами типично магматического облика и образуют полихронную популяцию, сформированную в три этапа с возрастом 330, 309 и 297 млн. лет (табл. 6, рис. 9). Последняя популяция наиболее многочисленна, однородна и отвечает, по-видимому, глав-
ному этапу мигматизации. Дискордия с верхним пересечением 1021+/-430 млн. лет и нижним - 309 млн. лет (MSWD=1.14) свидетельствует об участии древнего циркона в популяции гранодиорита 300 и о преобразовании его в процессе мигматизации. Цирконы из мигматита 429 (внешний вид породы см. на рис. 2,б, состав - анализ 2 в табл. Таблица 6. Изотопные параметры циркона
1) характеризуются плохо выраженной зональностью и следами коррозии. Обращают на себя внимание широкие колебания содержания урана и тория в одновозрастных зернах циркона. Они более однородны по возрасту, чем цирконы из гранодиорита 300. Около 80% всех зерен отвечают возрасту главного этапа мигматизации (300±2.44 млн. лет) (рис. 9). из пород Каменского массива
Номер зерна U (ppm) Th (ppm) 232Th/ 238U 206Pb * (ppm) 206Pb/238U возраст ± 207Pb/206Pb возраст ± 207Pb*/ 206Pb* ± 207Pb*/ 235U ± 206Pb*/ 238U ±
Гранодиорит 300 (SHRIMP-II, ВСЕГЕИ)
1.1 501 202 0,40 20,2 294,2 2,8 267 210 0,0516 0,0045 0,332 0,0031 0,04669 0,0005
2.1 684 161 0,24 31,4 331 3,7 431 240 0,0555 0,006 0,403 0,0044 0,05269 0,0006
2.2 820 166 0,20 33,3 296,6 2,2 274 96 0,0518 0,0022 0,336 0,0014 0,04708 0,0003
3.1 534 260 0,49 22,2 302,8 2,9 173 220 0,0495 0,0046 0,329 0,003 0,0481 0,0005
4.1 1563 567 0,36 54 250,3 1,6 -36 160 0,0454 0,0029 0,248 0,0019 0,03959 0,0002
5.1 1036 413 0,40 42,3 297,9 2 298 110 0,0523 0,0022 0,341 0,017 0,04729 0,0003
6.1 370 131 0,35 15,1 295,9 3,2 215 220 0,0504 0,0046 0,327 0,029 0,04697 0,0005
7.1 1218 618 0,51 47 275,7 2,3 211 240 0,0503 0,005 0,303 0,03 0,04369 0,0004
8.1 411 139 0,34 17,4 302,7 5 -546 840 0,037 0,0011 0,246 0,081 0,04807 0,0009
9.1 1082 382 0,35 44,1 285,8 2,5 113 310 0,0483 0,0063 0,302 0,039 0,04533 0,0006
Мигматит 429 (SHRIMP-П, Университет Гранады, Испания)
1.1 763,5 165,7 0,22 31,8 303,4 1,4 297,1 5,4 0,0523 0,0001 0,3473 0,0023 0,0482 0,0002
10.1 801 178,3 0,22 34,8 315,9 4,2 248,5 8 0,0512 0,0002 0,3544 0,0052 0,0502 0,0007
12.1 409,7 75,3 0,18 18,1 321,5 3,1 314,9 32,8 0,0527 0,0008 0,3714 0,0067 0,0511 0,0005
13.1 594 184,5 0,31 24,9 304,9 2,6 261,9 31,6 0,0515 0,0007 0,3437 0,0057 0,0484 0,0004
14.1 404,2 305,6 0,76 16,6 298,3 2,7 305,7 20,4 0,0525 0,0005 0,3426 0,0046 0,0474 0,0004
15.1 1121,5 573,7 0,51 46,3 300,1 3,2 233,1 18,8 0,0508 0,0004 0,334 0,0047 0,0477 0,0005
16.1 703,6 150,5 0,21 28,6 295,9 2,4 214,7 37,8 0,0504 0,0008 0,3265 0,0061 0,047 0,0004
18.1 945,2 318,4 0,34 38,8 298,5 1,1 230,3 13,8 0,0508 0,0003 0,3318 0,0026 0,0474 0,0002
19.1 1271 393 0,31 51,1 292,8 2,1 377,7 27,4 0,0542 0,0007 0,347 0,0051 0,0465 0,0003
20.1 393,8 174,6 0,44 16,2 298,9 5,2 246,3 32 0,0511 0,0007 0,3345 0,0076 0,0475 0,0008
4.1 804,3 704 0,88 34,2 308,8 0,9 240,3 33,2 0,051 0,0007 0,345 0,0053 0,0491 0,0002
7.1 257,8 75,1 0,29 10,7 303,1 3,6 359,7 58,6 0,0537 0,0014 0,3566 0,0105 0,0481 0,0006
8.1 655,1 385,7 0,59 27,4 303,9 1,6 243,3 34,6 0,0511 0,0008 0,3398 0,0056 0,0483 0,0003
9.1 1490,3 1009,2 0,68 61,5 300,2 1 274,1 15 0,0517 0,0003 0,3401 0,0028 0,0477 0,0002
Примечание. 206РЬ* - радиогенный свинец. Возраст и изотопные отношения, измеренные в Гранаде, приведены без коррекции на нерадиогенный свинец.
Образцы для Rb-Sr анализа (табл. 7) отобраны из зоны мигматизации. Изохронный Rb-Sr возраст мигматитов составляет 309±36 млн. лет при первичном 87Sr/86Sr=0.70433±0.00023 (рис. 10). Это значение Rb-Sr возраста в пределах ошибки измерения отвечает цирконовому возрасту мигматитов 429. Длительность процесса мигматизации составляла, по-
видимому, не более 10 млн. лет. За это время была сформирована главная масса гранитного расплава, образовавшего западную часть Адуйского массива, граниты которого содержат сложную поли-хронную популяцию цирконов с возрастом около 290 млн. лет (Краснобаев, 2006).
№ КЪ, ррт ррт (87КЪ/868г) (^г/^г)
302 185.8 227.6 2.3596 0.713402+9
309 57.39 225.6 0.7350 0.707569+8
311 49.83 790.9 0.1820 0.705141+5
312 55.10 464.2 0.3430 0.705825+6
316 59.41 501.4 0.3423 0.705833+7
319 59.03 503.7 0.3386 0.706048+8
330 58.10 409.3 0.4102 0.706134+9
62. Облик циркона в названных породах близок. Преобладают удлиненные призматические зерна с хорошо выраженной зональностью. В обеих разновидностях гранитов отношение длины зерна к ширине составляет 2:1 - 5:1. Часть из них несет следы коррозии. Обращает на себя внимание, что зерна окружены тонкими каймами богатого ураном черного в като-долюминисценции циркона. В кварцевом диорите 34 преобладают обломки зерен.
Рис. 9. Диаграмма 206РЬ/238и - 207РЬ/235и с конкордией для циркона из гранодиорита 300 и мигматита 429 Каменского массива. Линия - дискордия с верхним пересечением 1021±430 млн. лет и нижним - 309±22 млн. лет
Таблица 7. Содержание ЯЬ и 8г и изотопные характеристики гранитоидов Каменского массива
Таким образом, можно говорить о том, что полученный цирконовый и Rb-Sr возраст пород Каменского массива составляет 298-309 млн. лет и отражает процесс мигматизации и частичного плавления, продукты которого зафиксированы как в самом Каменском, так и в Адуйском гранитном массиве.
Цирконы для определения возраста Крутихинского массива были выделены из всех трех главных разновидностей пород: кварцевого диорита 34, мелкозернистого гранита 38 и пегматоидного гранита
Рис. 10. Диаграмма 87Бт/86Бт - 87RЬ/86Sr для пород Каменского массива. Составы пород см. в табл. 1
Сохранившиеся зерна по габитусу сходны с цирконами гранитов. Во всех трех пробах цирконы полигенны (табл.8, рис. 11). В кварцевом диорите 34 выявлены три популяции циркона с возрастом 335±12.7, 306.4±7 и 283.2±7.3 млн. лет. Сходные группы циркона - в мелкозернистом граните 38: 342±9, 307.8±5.2 и 286.1±8.1 млн. лет и в пегматоидном граните 62 - 329,6±9.3, 303.9±5.8, 292.4±2.6 и 270,3±5.6. Наиболее молодой циркон в пегматоидном граните отвечает времени формирования большей части гранитов Адуйского массива.
Ранняя популяция во всех пробах представлена единичными зернами, по-видимому, домигматитового реликтового циркона, вторая и третья - отражают стадии процесса мигматизации и частичного плавления, а циркон с возрастом 270 млн. лет в самом молодом пегматоидном граните 62 связан с последней стадией эволюции анатектического расплава.
Таблица 8. Состав и возраст циркона из пород Крутихинского массива
Номер зерна U (ppm) Th (ppm) 232Th/238U 206Pb (ppm) 206pb/238u возраст ± 207pb/206pb возраст ± % discord.
34- кварцевый диорит
1 405,7 172,5 0,43 17,5 313,2 9,1 296,5 34,4 -0,6
2 1003,7 508,7 0,51 38,8 281,9 5,9 321,3 15,6 1,6
3 975,9 484,8 0,5 41,2 307,4 8,2 377,9 24,4 2,6
4 858,7 578,6 0,67 37,1 313,7 4,8 255,1 37,6 -2,2
5 1234,1 855 0,69 50,2 296,3 6 455,7 9,4 6
6 474,3 280 0,59 20,4 312,3 8 373,5 28,4 2,2
7 944,8 677,1 0,72 38,6 296,9 6,2 340,9 23,8 1,6
8 903,4 565,3 0,63 37,5 301,9 4,9 328,7 29,8 1
9 626,8 379,7 0,61 26 301,8 9,8 383,3 14,6 3
10 1327,4 769,1 0,58 53,8 294,8 9 325,7 16 1,2
11 543,5 319,9 0,59 22,4 299,5 8,3 362,9 30,4 2,4
12 431,2 233,6 0,54 19,8 333 14,7 291,7 13,2 -1,6
13 459,9 255 0,55 20,8 328,1 14,2 361,5 21,8 1,2
14 783,4 190,2 0,24 30,7 285 8,6 326,3 14,2 1,6
15 838,2 588,4 0,7 35 303,7 9,1 367,3 23,4 2,4
16 404,5 214,7 0,53 19,3 345,1 18,9 245,9 23,4 -3,8
17 470,7 233,8 0,5 19,9 308 9,7 433,5 36,6 4,6
38- серый мелкозернистый гранит
1 1223,3 189,9 0,16 57,8 342,8 9 286,1 8 -2,2
2 352,6 180,3 0,51 14,3 294,4 9,1 446,9 33,6 5,8
3 478 303,1 0,63 19,6 298,4 11,5 363,3 20,4 2,4
4 340,8 248,5 0,73 14,3 305,9 9,4 304,7 26,6 0
5 743,5 470,1 0,63 23,5 231,1 9,6 507,5 20,8 10,4
6 508,7 263,2 0,52 21,7 309,6 1,7 347,9 17,4 1,4
7 494,8 336 0,68 19 279,7 12,6 276,7 29,2 -0,2
8 891,3 398,4 0,45 18,8 155,3 7,3 949,7 39,8 28,4
9 217,6 124,3 0,57 8,5 285,1 18,6 265,1 28,8 -0,8
10 535,5 339,4 0,63 22,8 309,7 2,7 283,9 26 -1
11 394,9 235,6 0,6 15,1 278,9 8,7 348,7 25,6 2,6
12 400,4 249,6 0,62 15,9 288,6 4,1 344,5 29,2 2,2
13 485,4 302,2 0,62 18,5 277,7 6,4 290,7 25,6 0,6
14 540,4 376,8 0,7 21,5 289,4 4 332,7 10,8 1,6
62- пегматоидный гранит
1 6937,8 372,7 0,05 322,9 308,4 15,4 289,1 2 7
2 17332 284,4 0,02 902,2 267,1 9 255,3 4,6 25,8
3 8188,1 1661 0,2 329,8 260,5 11,2 1194,1 19,4 38
4 235 70,9 0,3 9,4 290,9 2,8 337,1 15,8 1,8
5 283 118,8 0,42 11,4 293,5 1,8 300,1 18,4 0,2
6 354,2 127,1 0,36 14,7 302,1 1,9 281,5 16 -0,8
7 1789,3 86,2 0,05 73,6 299,4 7,4 333,5 9,2 1,2
8 419 110,9 0,26 15,6 270,8 5,7 374,3 15,4 4
9 1640 1285,4 0,78 57,4 255,5 3,8 819,1 37 20
10 838,1 514,4 0,61 35 303,8 3,2 544,9 14,8 8,8
11 1445,5 353,6 0,24 53,8 271,6 4,6 317,1 7 1,8
12 393,5 218,6 0,56 16,4 302,4 5,3 370,1 37 2,6
13 727,3 274,4 0,38 29,4 294,6 3,4 348,5 12,6 2
14 136,6 51,8 0,38 5,7 305,2 4,2 379,7 45,6 2,8
15 589,9 100,9 0,17 26,8 329,6 9,3 327,3 32 0
16 3800,4 151,7 0,04 120,9 226,8 4,3 835,9 20 23,6
17 439,8 194,2 0,44 18,5 305,9 9,5 260,9 16,2 -1,6
18 228,9 83,8 0,37 9,1 290,6 2,8 380,9 49,2 3,4
19 353,6 303,6 0,86 13,2 271,5 3 303,3 23 1,2
Примечание: все данные приведены без корректировки на общий свинец.
Таблица 9. Изотопные параметры пород Крутихинского массива
КЪ, PPm Эг, РРт 87ЯЪ/ 86Эг ± 2s (87Эг/ 86Эг) ± 2s (87Эг/ 86Эг)1 (еЭг)1 Ш, РРт Эт, РРт 147Эт/ 144Ш ±2SE 143ш / 144ш ±2SE (143Ш/ 144Ш)1 е, Ш
32 489.69 306.19 4.63 0.05 0.72 0.00 0.70 -9.95 12.66 2.97 0.14 0.00 0.51 0.00 0.51 3.03
34 151.36 422.16 1.04 0.01 0.71 0.00 0.70 -4.22 18.33 4.70 0.16 0.00 0.51 0.00 0.51 4.51
35 222.23 521.37 1.23 0.01 0.71 0.00 0.70 -5.54 10.56 2.38 0.14 0.00 0.51 0.00 0.51 5.55
36 176.07 243.93 2.09 0.02 0.73 0.00 0.72 263.86 56.19 9.01 0.10 0.00 0.51 0.00 0.51 -13.69
38 187.71 691.15 0.79 0.01 0.71 0.00 0.71 17.12 53.29 6.88 0.08 0.00 0.51 0.00 0.51 1.17
39 182.53 274.18 1.93 0.02 0.72 0.00 0.71 125.56 32.50 6.05 0.11 0.00 0.51 0.00 0.51 -10.43
60 204.80 302.79 1.96 0.02 0.71 0.00 0.71 33.13 41.31 8.43 0.12 0.00 0.51 0.00 0.51 -2.13
61 240.14 1063.93 0.65 0.01 0.71 0.00 0.71 26.93 81.44 11.47 0.09 0.00 0.51 0.00 0.51 -1.37
62 338.43 297.36 3.30 0.03 0.72 0.00 0.71 46.88 3.43 0.59 0.10 0.00 0.51 0.00 0.51 0.80
63 167.70 494.60 0.98 0.01 0.71 0.00 0.71 21.14 67.71 8.28 0.07 0.00 0.51 0.00 0.51 0.89
Примечание. Номера анализов соответствуют табл. 1.
Рис. 11. Диаграммы 206РЬ/238и- 207РЬ/235и с конкордией для циркона из кварцевого диорита 34, мелкозернистого гранита 38 и пегматоидного гранита 62. Пояснения в тексте.
Хорошее совпадение цирконового возраста мигматизации в Каменском и Кру-тихинском массивах однозначно свидетельствует о том, что время анатектиче-ского гранитообразования в северозападном мегаблоке отвечает двум главным этапам: 306-300 и 292-293 млн. лет.
Важные результаты были получены при изучении Rb-Sr изотопной системы пород Крутихинского массива (табл. 9, рис. 12). Отдельные группы пород дают изохроны с вполне приемлемыми харак-
теристиками. Кварцевые диориты (пробы 32, 35, 34, рис. 12) отвечают изохронной зависимости со следующими параметрами: возраст 293±31 млн. лет, Бп=0.70393±0.00077, MSWD=3.9.
Этот возраст соответствует позднему этапу мигматизации, который зафиксирован возрастом циркона как в Крутихин-ском, так и в Каменском массивах. Точки гранитов (пробы 38, 63 - мелкозернистые и 60, 62 - пегматоидные) образуют изо-хрону с параметрами: возраст 358±16 млн.
лет, Sri=0.70477±0.00040, MSWD=7.1. При этом, если исключить пробу мелкозернистого гранита 38, отличающегося ясной макроскопической неоднородностью, то параметры изохроны улучшаются: возраст 356±4.8 млн. лет, Sri=0.70483±0.00010, MSWD=1.4, что и следует принять за Rb-Sr возраст гранитов и соотношение в них изотопов стронция.
Возраст наиболее молодых даек, судя по их соотношениям с гранитами и Rb-Sr данным, составляет около 290-295 млн. лет. Полученные возрастные соотношения кварцевых диоритов и гранитов на первый взгляд противоречат геологическим данным о пересечении гранитами диоритов (рис. 3). Но при этом следует учитывать такие не менее очевидные факты, как залегание кварцевых диоритов в виде синплутонических даек в гранитах. Модель, объясняющая изложенное противоречие, излагается в разделе «Заключение».
Расплав, образованный в результате описанного анатексиса, предположительно был локализован в нижней (западной) части Адуйского массива, который представлен здесь гранитами Ад-3 и Ад-4 (табл. 1), отобранными в щебеночном карьере, расположенном в 2 км северо-восточнее пос. Крутиха. В этой части Адуйского массива преобладают мелкозернистые биотитовые ортоклаз-пертитовые (Ад-3) граниты, принадлежащие так называемому ватихскому комплексу (Ферштатер, 2013). Эти граниты перемежаются с ортоклаз-микроклиновыми (Ад-4) разностями, в которых микроклин, как и в жильных пегматоид-ных гранитах, образуется в ходе магматической эволюции богатого водой расплава.
Заключение
Цирконовые и Rb-Sr возрасты мигматитов двух рассмотренных в настоящей статье массивов - Каменского и Крути-хинского, расположенных в подошве крупного Адуйского гранитного массива, - свидетельствуют о близком возрасте мигматизации и сопровождающего ее ча-
стичного плавления. Эти процессы охватывают интервал 309-298 млн. лет в Каменском массиве и 308-283 млн. лет - в Крутихинском с главным наиболее интенсивным этапом мигматизации 296-298 млн. лет тому назад. В названное время была сформирована основная масса гранитного расплава, локализованного в виде Каменского, Крутихинского и Адуйского массивов.
Полосчатая текстура мигматитов Каменского массива с мощностью отдельных прослоев не более 2-3 см свидетельствует о том, что в массе своей перемещение анатектического расплава ограничивалось небольшим расстоянием и контролировалось сдвиговыми нарушениями, определяющими полосчатый тип текстуры. Меланосома и лейкосома мигматитов сложены близкими по составу минералами, но в разных количественных соотношениях, что свидетельствует о большой роли метаморфической дифференциации в формировании мигматитов, особенно на ранней стадии.
По мере развития процесса частичного плавления состав лейкосомы приближается к гранитному, формы ее обособления все более напоминают жильные, и порода приобретает черты внедренной, в частности, ее ограничения пересекают направление полосчатости мигматитов.В отличие от полосчатых мигматитов Каменского массива, в Крутихинском массиве метаморфическая дифференциация проявлена слабо и ведущая роль в образовании мигматитов принадлежит частичному плавлению. Анатектический расплав обособляется в виде многочисленных жил и разнообразных по форме инъекций, варьирующих по составу от адамеллита до гранита и прорывающих кварцевые диориты, которые в свою очередь тоже неустойчивы вследствие неравномерности плавления и частичной переработки в самом расплаве.
Морфологические и минералогические различия одновозрастных мигматитов в двух рассмотренных массивах обусловлены в первую очередь Р-Т параметрами
процесса. В Каменском массиве главный этап мигматизации отвечает Рн2О =0.7-0.8 Робщ =3.5-4.5 кбар при температуре около 600о в области стабильности роговой обманки и биотита, тогда как в Крутихин-ском массиве роговая обманка в процессе мигматитизации неустойчива, о чем свидетельствует исчезновение этого минерала в большинстве кварцевых диоритов и преимущественное развитие в них биотита. Общее давление в ходе мигматитиза-ции примерно такое же, как и в Каменском массиве, температура составляет 650о (Замятина, 2016), а водное давление, судя по содержанию кварца в нормативной кварц-полевошпатовой котектике, общей для всех пород Крутихинского массива, равно примерно 2 кбар (рис. 6), т.е. составляет не более 50% Робщ.
Различен и состав субстрата мигматитов того и другого массива. Для Каменского массива это преимущественно девонские и каменноугольные тоналиты и гранодиориты габбро-тоналит-гранодио-рит-гранитных (ГТГГ) массивов типа Верхисетского (Ферштатер, 2013).
В Крутихинском массиве протолитом анатектических гранитов были породы кислого состава, степень частичного плавления которых была высока и, судя по текстуре и довольно однородному существенно гранитному составу мигматитов, превышала 80-90%. Можно предположить, что протолитом большинства гранитов были гранитогнейсы, т.к. их Rb-Бг изотопные параметры отвечают одному из этапов преобразования пород, возраст которого заметно древнее мигматизации (290-300 млн. лет, судя по циркону).
Rb-Sr возраст самых молодых и слабо мигматитизированных даек составляет 290-295 млн. лет и совпадает с возрастом циркона из даек и гранитов, фиксируя возраст мигматизации. Судя по особенностям химического состава и низкому 87Бг/86Бг отношению, для даек можно предполагать мантийный источник, а это означает существование мантийно-корового взаимодействия на всех стадиях корового гранитообразования.
Основные выводы
1. Магмообразование приурочено к временному интервалу 309-283 с максимумом в диапазоне 298-296 млн. лет, которому отвечают мигматизация и анатек-сис разного по составу и возрасту прото-лита.
2. Протолит Адуйского гранитного массива представлен породами метамор-физованных и мигматизированных девон-позднекаменноугольных габбро-тоналит-гранодиорит-гранитных массивов и предположительно допалеозойского фундамента Уральского орогена.
3. Основной механизм магмогенерации - мигматизация и сопровождающий ее анатексис.
Библиографический список
Бородина Н.С., Ферштатер Г.Б. Состав и природа мусковита из гранитов // Записки Всесоюзного минералогического общества. 1988. Ч. CXVII, вып.2. С 137-144. Грабежев А.И. Метасоматизм, рудообразова-ние и гранитный магматизм. М.: Наука, 1981. 292 с.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М.: Мир, 1966. Т. 3, 316 с.
Замятин Д.А., Вотяков С.Л., Ферштатер Г.Б., Замятина М.Д. Химическое датирование и рамановская спектроскопия монацита из гранитов Адуйского массива (Средний Урал)// Ежегодник-2015 / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2016. С. 200-209. Замятина М.Д. Породообразующие минералы Крутихинского гранитоидного массива // Ежегодник-2015 / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2016. С. 92-94. Краснобаев А.А., Беа Ф., Ферштатер Г.Б., Монтеро П. Цирконовая геохронология мурзинского метаморфического комплекса (Средний Урал) // Докл. РАН. 2005. Т.404, № 3. С. 407-410. Краснобаев А.А., Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П. Полигенные цирконы Адуй-ского батолита (Средний Урал) // Докл. РАН. 2006. Т. 410, № 2. С. 244-249. Орогенный гранитоидный магматизм Урала / под ред. Г.Б Ферштатера / ИГГ УрО РАН. Миасс: 1994. 250с.
Попов В.С., Богатов В.И., Петрова А.Ю., Бе-ляцкий Б.В. Возраст и возможные источники гранитов Мурзинско-Адуйского блока, Средний Урал: Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные // Литосфера. 2003. № 4. С. 3-18.
Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.:Наука,1987. 232 с.
Ферштатер Г.Б. Эмпирический плагиоклаз-роговообманковый барометр// Геохимия. 1990. №3. С.328.
Ферштатер Г.Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2013. 365 с.
Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.: Наука, 1975. 287 с.
Ферштатер Г. Б., Бородина Н. С., Солошенко Н. Г., Стрелецкая М. В. Новые данные о природе субстрата южноуральских позд-непалеозойских гранитов // Литосфера. 2015. № 3. С. 5-16
Ферштатер Г.Б., Гердес А., Смирнов В.Н. Возраст и история формирования Адуй-ского гранитного массива // Ежегодник-2001 / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2003. С. 146-150.
Dawes R. L., Evans B.W. Mineralogy and geo-thermobarometry of magmatic epidote-bearing dikes, Front Range, Colorado // Geological Society of America Bulletin, 1991. Vol.103. P.1017-1031.
Fershtater G.B., Rapoport M.S. Granite magma-tism and related ore mineralisation in the Urals, Russia // Ore-bearing granites of Russia and adjcent countries. IGCP.INTAS.IAGOD. Moscow, 2000. P.97-111.
Gerdes A., Montero P., Bea F., Fershtater G., Borodina N., Osipova T., Shardakova G. Per-aluminous granites frequently with mantle-
like isotope compositions: the continental-type Murzinka and Dzhabyk batholith of the eastern Urals // International Journal of Earth Science (Geol. Rundsch). 2002. Vol.91. P. 3-19.
Holland, T. & Blundy, J. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on am-phibole-plagioclase thermometry // Contrib Mineral Petrol, 1994. Vol.116. P. 433-47.
Hollness M.R., Sawyer E.W. On the pseudo-morhping of melt-filled pores during the crystallization of migmatites // J. Petrol. 2008. Vol. 49, № 7. P. 1343-1363.
Leake B. E., Woolley A. R., Apps C. E. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee of the Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names // Canadian Mineralogist. 1997. Vol. 35. P. 219-246.
Levin V., Laskovenkov A., Katkov A. et al. Granitic rocks of the Adui pluton and related mineral deposits // The eroded Uralian Paleozoic ocean to continent transition zone: granitoids and related ore deposits (R. Seltmann, V. Koroteev, G. Fershtater and V. Smirnov (Eds)). Excursion guidebook. NHM London, 2000. P. 32-47.
Mao J., Du A., Seltman R., Yu J. Re-Os ages for the Shameika porphyry Mo deposit and the Lipovy Log rare metal pegmatite, central Urals, Russia // Mineralium deposita. 2003. Vol. 38. P. 251-257.
Otten M. T. The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites // Contrib Mineral Petrol. 1984. Vol. 86. P. 189-199.
Schmidt M. W. Phase relations and compositions in tonalite as a function of pressure: an experimental study at 650°C // Amer. J. Science. 1993. Vol. 293. P. 1011-60.
The Migmatization and Granite Formation Processes within the Western Exocontact of the Aduyskiy Massif. Middle Urals
M.D. Vishniakova, N.S. Borodina, G.B. Fershtater, N.G. Soloshenko and M.V. Streletskaya
Institute of Geology and Geochemistry, Uralian Branch of RAS, 15 Vonsovskiy Str., Ekaterinburg 620016, Russia. E-mail: VishniakovaMD@igg.uran.ru The mechanisms and sources of magma generation for the large Permian Aduyskiy granite massif, well known for rare metal, semi-precious stone and molybdenum deposits, are considered. Valuable information was obtained from study of the Kamenskiy and Krutikhinskiy massifs located at the base of Aduyskiy granite body. The migmatites
of these two massifs as well as the accompanying partial melting have approximately the same zircon and Rb-Sr age. These processes range about 309-298 Ma in the Ka-menskiy and 308-283 Ma in Krutikhinskiy massifs with the main and most intense stage within 296-298 Ma. That time, the main volume of the granite melt for Kamenskiy, Krutikhinskiy, and Aduyskiy massifs was formed. The migmatites of magma generation zone have banded texture in Kamenskiy massif, but, in Krutikhinskiy massif, anatectic melt formed the numerous veins and small intrusive bodies. These magmatic differences were formed mainly due to protolith composition. KaMenskiy migmtites are characterized by Devonian - Carboniferous quartz diorites and granodiorites. Predominantly granitic rocks are characteristic for Krutikhinskiy massif. Basic dykes accompanied the migmatization in both massifs.
Key words: magmatism, migmatite, anatexis, generation of magma, granite, diorite, dyke.
References
Borodina N.S., Fershtater G.B. 1988. Sostav i priroda muskovita iz granitov [Composition and nature of muscovite from granites]. Zapiski Vsesoyuznogo Mineralogicheskogo obshchestva. CXVII(2): 137-144. (in Russian)
Grabezhev A.I. 1981. Metsomatizm, rudoobra-zovanie i granitnyy magmatism [Metasomatism, ore formation and granite magmatism]. Nauka, Moskva, p. 292. (in Russian)
Deer W.A., Howie R.A., Zussman J. 1962. Rock-forming minerals. Wiley, New York.
Zamyatin D.A, Votyakov S.L., Fershtater G.B., Zamyatin M.D. 2016. Khimicheskoe dati-rovanie i ramanovskaya spektroskopiya monatsita iz granitov Aduyskogo massiva (Sredniy Ural) [Chemical dating and Raman spectroscopy of monazite from granites of the Aduyskiy massif (Middle Urals)]. In Ezhegodnik-2015. IGG UrB RAS, Ekaterinburg, p. 200-209. (in Russian)
Zamyatin M.D. 2016. Porodoobrazuyushchie mineral Krutikhinskogo granitoidnogo mas-siva [Pore-forming minerals of Krutikhinskiy granitoid massif]. In Ezhegodnik-2015. IGG UrB RAS, Ekaterinburg, pp. 92-94. (in Russian)
Krasnobaev A.A., Bea F., Fershtater G.B., Montero P. 2005. Tsirkonovaya geokhronologiya Murzinskogo metamorficheskogo kompleksa (Sredniy Ural) [Zirconia geochronology of the Murzinskiy metamorphic complex (Middle Urals)] Dokl. RAS. 404(3): 407-410. (in Russian)
Krasnobaev A.A., Fershtater G.B., Bea F., Montero P. 2006. Poligennye tsirkony Aduyskogo batolita (Sredniy Ural) [Polygenic zircons of
the Aduyskiy batholith (Middle Urals)]. Dokl. RAS. 410(2): 244-249. (in Russian) Orogennyy granitoidnyy magmatism Urala [Oro-genic granitoid magmatism of the Urals]. Ed. G.B. Fershtater. Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of the Russian Academy of Sciences. Miass. p. 250. (in Russian) Popov V.S., Bogatov V.I., Petrova A.Yu., Belyatskiy B.V. 2003. Vozrast i vozmozhnye istochniki granitov Murzinsko-Aduyskogo bloka, Sredniy Ural: Rb-Sr i Sm-Nd izotopnye dannye [Age and possible sources of granites of the Murzinskiy-Aduyskiy block, Middle Urals: Rb-Sr and Sm-Nd isotope data]. Litosfera. 4: 3-18. (in Russian) Fershtater G.B. 1987. Petrologiya glavnykh in-truzivnykh assotsiatsiy [Petrology of the main intrusive associations]. Nauka. Moskva. p. 232. (in Russian) Fershtater G.B. 1990. Empiricheskiy plagioklaz-rogovoobmankovyy barometr [Empirical pla-gioclase-hornblende barometer]. Geokhimiya, 3: 328. (in Russian) Fershtater G.B. 2013. Paleozoyskiy intruzivnyy magmatism Srednego I Yuzhnogo Urala [Paleozoic intrusive magmatism of the Middle and Southern Urals]. IGG UrB RAS, Ekaterinburg, p. 365. (in Russian) Fershtater G.B., Borodina N.S. 1975. Petrologiya magmaticheskikh granitoidov (na primere Urala) [Petrology of magmatic granitoids (example of the Urals)]. Nauka, Moskva, p. 287. (in Russian)
Fershtater G.B., Borodina N.S., Soloshenko N.G., Streletskaya M.V. 2015. Novye dannye o prirode substrata yuzhnouralskikh pozdnepaleozoyskikh granitov [New data on
the nature of the substratum of the Late Paleozoic South Urals granites]. Litosfera. 3: 5-16. (in Russian)
Fershtater G.B., Gerdes A., Smirnov V.N. 2003. Vozrast i istoriya formirovaniya Aduyskogo granitnogo massiva [Age and history of the formation of the Aduyskiy granite massif]. In Ezhegodnik-2001. Institute of Geology and Geochemistry, Ekaterinburg, pp. 146-150. (in Russian)
Dawes R. L., Evans B.W. 1991. Mineralogy and geothermobarometry of magmatic epidote-bearing dikes, Front Range, Colorado. Geological Society of America Bulletin. 103: 1017-1031.
Fershtater G.B., Rapoport M.S. 2000. Granite magmatism and related ore mineralisation in the Urals, Russia. In Ore-bearing granites of Russia and adjcent countries. IGCP. INTAS. IAGOD. Moscow, pp. 97-111.
Gerdes A., Montero P., Bea F., Fershtater G., Borodina N., Osipova T., Shardakova G. 2002. Peraluminous granites frequently with mantle-like isotope compositions: the continental-type Murzinka and Dzhabyk batholith of the eastern Urals. International Journal of Earth Science (Geol. Rundsch). 91: 3-19.
Holland T., Blundy J. 1994. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Con-trib. Mineral Petrol. 116: 433-47.
Hollness M.R., Sawyer E.W. 2008. On the pseu-domorhping of melt-filled pores during the crystallization of migmatites. J. Petrol. 49(7): 1343-1363.
Leake B. E, Woolley A. R., Apps C. E. 1997. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee of the Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. Canadian Mineralogist. 35: 219-246.
Levin V., Laskovenkov A., Katkov A. et al. 2000. Granitic rocks of the Adui pluton and related mineral deposits. In The eroded Uralian Paleozoic ocean to continent transition zone: granitoids and related ore deposits. R. Selt-mann, V. Koroteev, G. Fershtater and V. Smirnov (Eds). Excursion guidebook, NHM London, pp. 32-47.
Mao J., Du A., Seltman R., Yu J. 2003. Re-Os ages for the Shameika porphyry Mo deposit and the Lipovy Log rare metal pegmatite, Central Urals, Russia. Mineralium deposita. 38: 251-257.
Otten M. T. 1984. The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites. Contrib Mineral Petrol. 86: 189-199.
Schmidt M. W. 1993. Phase relations and compositions in tonalite as a function of pressure: an experimental study at 650°C. Amer. J. Science. 293: 1011-60.
