ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ … · 1– P 2); 2...

ГЕОТЕКТОНИКА, 2012, № 2, с. 65–96

ГЕОТЕКТОНИКА № 2 2012

ВВЕДЕНИЕ

Офиолиты имеют широкое распространениена Южном Урале (рис. 1). Они подстилают девон#ские островодужные вулканогенные толщи Маг#нитогорской синформы (мегазоны), обнажаясь вее краевых частях. Офиолиты также участвуют встроении краевых аллохтонов, надвинутых наструктуры и комплексы палеоконтинентальногосектора палеозоид, слагая крупные массивы имелкие блоки в структуре меланжей. Офиолитыимеют структурные различия и вариации в соста#ве слагающих их комплексов, свидетельствую#щие о формировании в различных геодинамиче#ских обстановках. Проблемам вещественной ивозрастной типизации офиолитов Урала посвя#щено много работ [61, 62, 72, 102 и др.]. По отно#сительному объему различных перидотитов в ре#ститовой части разреза выделяются лерцолито#вый и гарцбургитовый типы офиолитов, так жекак это делалось для офиолитов других складча#тых поясов [91 и др.]. Согласно современнымданным перидотиты офиолитов лерцолитовоготипа представляют относительно слабодеплети#

рованную субконтинентальную мантию и/илиглубинные части океанической мантии. В разрезеотсутствует комплекс параллельных даек. Фор#мирование офиолитов связывается с начальнымрасколом континентальной коры [86 и ссылки вэтой работе]. Офиолиты этого типа распростра#нены, в основном, к западу от Магнитогорскойсинформы (массивы Нурали, Крака, Миндяк).Особенности структуры и состава пород в этихмассивах указывают на то, что в раннем девоне(~400 млн. лет) эти офиолиты испытали перера#ботку в надсубдукционных условиях [107]. Про#блемы, связанные с лерцолитовым типом офио#литов, в настоящей работе не рассматриваются.Гарцбургитовый тип отличается полным разрезомофиолитовой ассоциации, соответствующим на#бору комплексов, принятому для офиолитов наПенроузской конференции [95]. Считается, чтоперидотиты этих офиолитов представляют верх#нюю истощенную океаническую мантию. НаЮжном Урале офиолиты этого типа слагаюткрупные (Хабарнинский, Кемпирсайский) имелкие (Чингизовский, Калканский) аллохтон#

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ ОРДОВИКСКИХ И ДЕВОНСКИХ ДАЙКОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ОФИОЛИТОВЫХ РАЗРЕЗОВ ЮЖНОГО УРАЛА И МУГОДЖАР

© 2012 г. А. В. Рязанцев, А. А. Белова, А. А. Разумовский, Н. Б. Кузнецов Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7

Поступила в редакцию 23.11.2010 г.

В структуре палеозоид Южного Урала и Мугоджар дайковые и эффузивные комплексы верхних ча#стей офиолитовых разрезов имеют ордовикский и девонский возраст. Среди ордовикских комплек#сов по петролого#геохимическим данным выделяется два типа. Для одного из них реконструируют#ся надсубдукционные преддуговые обстановки формирования, для вторых – спрединговый бассейн ти#па СОХ, развивавшийся в непосредственной близости от островной дуги. Обстановки преддуговогонадсубдукционного спрединга характеризуют ордовикские дайки, слагающие блоки в меланже Сакмар#ской зоны. Цирконы из ассоциирующих с дайками плагиогранитов имеют возраст 456 ± 4 млн. лет. По#ляковский дайковый комплекс на севере Присакмаро#Вознесенской зоны ассоциирует с одно#именной ордовикской (по конодонтам) кремнисто#базальтовой свитой. Комплекс имеет признакивклада в его образование мантийно#плюмовой и субдукционной компоненты и, вероятно, сформи#рован при субдукции центра спрединга. Широким распространением пользуются дайковые и эф#фузивные комплексы, для которых геохронологическими и биостратиграфическими методамиустановлен ранне#среднедевонский возраст. По структурным и геохимическим признакам выделя#ются две группы комплексов. Одна представляет офиолиты, сформированные в обстановке медлен#ного надсубдукционного рассеянного спрединга во второй половине раннего девона. Среди породэтой группы присутствуют бониниты. Вторая группа представляет офиолиты, сформированные в обста#новке быстрого концентрированного спрединга бассейна. Офиолиты этой группы в основном характе#ризуют спрединг задугового бассейна, проходивший вплоть до второй половины эйфельского века сред#него девона. Близкие по составу к первой группе дайковые серии типа “дайка в дайке” прорывают ост#роводужные комплексы раннеэйфельского возраста фронтальной части дуги. Цирконы из жилгранитоидов, сопровождающих эти диабазовые дайки имеют возраст 391.9 ± 3 млн. лет (позднеэйфель#ский уровень).

УДК 551.22(234.853+234.854)

5

66


РЯЗАНЦЕВ и др.

ные массивы, а также блоки в серпентинитовоммеланже. Венчающий офиолитовый разрез дай#ково#лавовый комплекс, стратиграфически под#стилает мощные серии девонских островодужныхвулканитов. Верхнекоровые комплексы офиоли#тов гарцбургитового типа имеют в различныйвозраст и состав.

Изучение состава пород офиолитов и особен#ностей строения разрезов легло в основу различ#ных их систематик, связанных с геодинамически#ми обстановками формирования. В складчатыхпоясах и в современных внутриокеанических об#становках выделяются несколько типов офиоли#тов, объединенные в две основные группы: не#надсубдукционные и надсубдукционные [86]. Кненадсубдукционным относятся офиолиты кон#тинентальных окраин – это отмеченный вышелерцолитовый тип, а так же офиолиты срединно#океанических хребтов и плюмовый тип. Офиоли#ты срединно#океанических хребтов (а такжеспрединговых хребтов задуговых бассейнов) име#ют вариации состава, обусловленные близостьюили удаленностью хребта от плюмов и преддуго#вых желобов. Надсубдукционные офиолиты мо#гут фомироваться в преддуговых и задуговых об#становках на разных стадиях развития зоны суб#дукции. Отмечается, что базальтоидысовременных спрединговых центров в задуговыхбассейнах часто по составу идентичны базальтамСОХ [70]. Анализ состава пород офиолитов вскладчатых областях показывает, что для боль#шинства разрезов в той или иной степени доказы#вается связь с зоной субдукции или надсубдукци#онная природа [94].

58° 60°

54°

52°

50°

48°

Миасс7

5

6

IIбУчалы

VМиндяк

Магнитогорск

IVa

IIIaIIa

IVг

IIб4

БаймакIVa

IVб

V

III

3

Бурибай

IIVд

IVa2

IIIб

Орск1

К

8

Хромтау

Актюбинск

IVвИзембетово

Берчогур

9

1

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

Рис. 1. Схема распространения основных структур икомплексов в западной части Южного Урала1 – флиш, молассы и карбонатные отложения (C1–P2); 2 – каменноугольные карбонатные и терриген#но#карбонатные отложения (C1–3); 3 – граувакки(D3fm); 4 – вулканогенные и вулканогенно#осадоч#ные островодужные толщи (D1–D3) и рифтогенныевулканиты (С1); 5 – вулканиты и ассоциирующиекомплексы параллельных даек (D1) на севере и (D1–2)на юге; 6 – кварцито#сланцы суванякского комплек#са (PZ, частично pЄ); 7 – эклогит#глаукофансланцевыймаксютовский комплекс; 8 – комплексы структур па#леоконтинентального сектора (докембрийские ком#плексы фудамента и ордовикско#среднедевонские тер#ригенно#карбонатные чехлы); 9 – вулканогенные и вул#каногенно#осадочные комплексы (V); 10 – осадочные,туфогенные и вулканогенные толщи (O, S, D); 11 – ма#фит#ультрамафитовые комплексы и серпентинито#вый меланж; 12 – гранитоиды (PZ2–3); 13 – тектони#ческие границы. Римскими цифрами в кружках обо#значены: I –Предуральский краевой прогиб; II –Центрально#Уральская мегазона: Башкирский анти#клинорий (IIа), зона Уралтау (IIб); III – Зилаирскийсинклинорий, Кракинскиий аллохтон (IIIа), Сакмар#ский аллохтон (IIIб); IV – Магнитогорская мегазонаи ее зоны: Присакмаро#Вознесенская (IVa), Актау#Та#налыкская (IVб), Западно#Мугоджарская (IVв), За#падно#Магнитогорская (IVг), Восточно#Магнито#горская (IVд); V – Восточно#Уральская мегазона.Цифрами в треугольниках обозначены районы иучастки детальных исследований: 1 – Хабарнинский,2 – Рамазановский, 3 – Актау#Таналыкский, 4 – Чин#гизовский, 5 – Акмантауский, 6 – Буйдинский, 7 –Поляковский, 8 – Кокпектинский, 9 – Шулдакский.К – Кемпирсайский массив

с.ш.

в.д.


ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ 67

При изучении состава магматических пород,учитывая вторичные изменения пород и мета#морфизм, особое внимание уделяется относи#тельно малоподвижным элементам: Ti, Al, P, Y, Zr,Nb, V, Cr, Co, Ni, Th, Ta, редкоземельным элемен#там (РЗЭ). Содержание Ti в породах коровых ча#стей разрезов являются наиболее заметным при#знаком, и используется для классификации офи#олитов. Например, по [84] офиолиты разделенына высоко#, низко# и крайне низкотитанистуюгруппы. Офиолиты высокотитанистого типа со#поставлены с магматизмом СОХ, низкотитани#стые типы – с магматизмом бассейнов, связан#ных с островными дугами. Особенности составабазальтоидов и, в частности, содержания в нихтитана могут указывать на различие динамики икинематики спрединга. Повышенные содержа#ния Ti, с некоторыми ограничениями, рассматри#ваются как признак быстрого, а низкие, как при#знак медленного спрединга [33].

На Южном Урале широко распространеныофиолиты, коровые части разреза которых сфор#мированы в раннем девоне (~400 млн. лет) в над#субдукционной доостроводужной обстановке [4,49]. В других разрезах породы дайкового ком#плекса и вулканиты по составу близки к базаль#там срединно#океанических хребтов (СОХ), авозраст их по разным данным оценивается какранне#среднедевонский или ордовикский, илиявляется дискуссионным [26, 28, 62, 64, 65].

В ряде мест кремнисто#базальтовые комплек#сы, ассоциирующие с офиолитами, имеют воз#раст, отличающийся от возраста плутоническихпород. В разрезе крупнейшего на Урале Кемпир#сайского массива кремни, расслаивающие эффу#зивы, содержат ордовикские конодонты [11, 20,22], а для плутонических пород ассоциации изо#топными методами определен девонский, илипозднесилурийский возраст [62, 87, 92]. Девон#ский возраст определяется для плутонических по#род Калканского массива, которые находятся вокружении ордовикского кремнисто#базальтово#го комплекса [4, 49, 79]. Присутствие ордовик#ских плутонических пород в офиолитовых разре#зах ранее не было доказано, и эта проблема реша#ется в данной работе.

Условно приняв разделение пород даек по со#держанию TiO2 относительно единицы, нами вы#делены две группы этих пород, которые имеютордовикский и ранне#среднедевонский возраст. Вданной работе приведены результаты исследова#ния комплексов обеих групп: анализ их структу#ры, данные определения возраста цирконов изгранитоидов, ассоциирующих с дайковыми ком#плесами, особенности химического состава по#род, реконструированы геодинамические обста#новки формирования офиолитов.

Анализ магматических пород на главные эле#менты был проведен рентгено#флюоресцентнымметодом в лаборатории ГИН РАН. Анализы наредкие и редкоземельные элементы выполненыметодом масс#спектрометрии с индуктивно свя#занной плазмой в Аналитическом сертификаци#онном испытательном центре Института микро#электроники и особо чистых материалов РАН(г. Черноголовка). Для наиболее полной характе#ристики химического состава комплексов ис#пользованы также опубликованные данные пред#шественников. Возраст цирконов определен U#Pbметодом на вторично#ионном микрозондеSHRIMP II во ВСЕГЕИ (г. Санкт#Петербург), атак же на приборе SHRIMP RG в университетег. Стэнфорд (США). Конодонты, обнаруженныеавторами в кремнях при полевых исследованиях,определены С.В. Дубининой при участииВ.А. Аристова (ГИН РАН).

ОБЗОР СТРУКТУРЫ ЮЖНОГО УРАЛА

Палеозоиды Южного Урала протягиваются вмеридиональном направлении почти на 1000 кмот широты Миасса на севере до окончания Му#годжарских гор на юге. Один из важных этаповформирования складчатого пояса Южного Урала –это позднепалеозойская коллизия Балтики,структур казахстанских палеозоид и Сибири. Па#леозойские комплексы сформированы на кон#вергентной окраине плит, на которой в ордовике–девоне развивалась Тагило#Магнитогорская ост#роводужная система и сопряженные с ней бассей#ны с корой океанического типа. В поперечном се#чении зональность палеозоид определяется чере#дованием положительных и отрицательныхструктурных форм. Положительные формы пред#ставлены автохтонными комплексами палеокон#тинентального сектора (пассивной окраины). Вних представлен докембрийский фундамент и па#леозойские чехлы (Башкирский антиклинорий,Восточно#Уральская мегазона). В отрицательныхформах (синформах, синклинориях) распростра#нены аллохтоны, сложенные преимущественнокомплексами палеоокеанического сектора (ост#ровных дуг, бассейнов с корой океанического ти#па, аккреционных призм). На рис. 1 отраженыэлементы структурной зональности Южного Ура#ла, описанные в многочисленных работах пред#шественников [36, 85 и др.]. Западные зоны пред#ставляют край Восточно#Европейской платфоры.Фундамент и палеозойские шельфовые комплек#сы чехла обнажены в Центрально#Уральской ме#газоне, в Башкирском антиклинории и зонеУралтау. Самое западное положение имеет Преду#ральский краевой прогиб, заполненный камен#ноугольно#пермскими флишем, молассой и кар#бонатными отложениями. В южной части зоныУралтау находятся аллохтоны, сложенные ком#

5*

68



плесами подножья и склона палеозойской пас#сивной окраины (суванякский комплекс (PZ1–2,частично pЄ)) и эклогит#глаукофансланцевыймаксютовский комплекс, маркирующий субдук#цию края пассивной окраины. На комплексахБашкирского антиклинория и суванякском ком#плексе залегает граувакковый флиш зилаирскойсвиты (D3fm). Граувакки рассматриваются какчасть аккреционной структуры (комплекса),сформированного при коллизии Магнитогор#ской дуги и края континента [85, 97]. Магнито#горская мегазона (синформа) в центральной ча#сти сложена вулканогенными девонскими остро#водужными и каменноугольными рифтогеннымикомплексами. Венчается ее разрез шельфовымикарбонатными каменноугольными толщами. Наюжном продолжении мегазоны, в Западно#Му#годжарской зоне среднедевонские островодуж#ные комплексы подстилаются ранне#среднеде#вонскими дайково#эффузивными комплексамиофиолитов. Магнитогорская мегазона на западеотделена от зоны Уралтау Главным уральским раз#ломом (ГУР), а на востоке от Восточно#Ураль#ской мегазоны – Восточно#Уральской зоной раз#ломов структурно тождественной ГУР. Краевыечасти синформы сложены тектоническими по#кровами с офиолитами, ордовикскими и силу#рийскими вулканогенными комплексами задуго#вых и рифтогенных прогибов, островных дуг, де#вонскими кремнистыми и кремнисто#базальтовыми комплексами. Они слагают такжекраевые аллохтоны, залегающие на комплексахЦентрально#Уральской (Сакмарский, Кракин#ский) и Восточно#Уральской (Сухтелинский идр.) мегазон. Восточно#Уральская зона интруди#рована каменноугольными и пермскими грани#тоидами.

ОРДОВИКСКИЕ ДАЙКОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ

Ордовикские дайковые комплексы выделяют#ся в структуре серпентинитового меланжа Сак#марской зоны и на севере Присакмаро#Вознесен#ской зоны. Породы, слагающие дайки в этих двухрайонах существенно различаются по составу иформировались в различных геодинамическихобстановках.

Дайковый комплекс низкотитанистой группы

Блоки ордовикских офиолитов обнаружены вструктуре серпентинитового меланжа Сакмар#ской зоны (аллохтона) (см. рис. 1). Сакмарскаязона представлена системой тектонических по#кровов, сложенных разнофациальными комплек#сами [13, 51–53, 56, 77]. Здесь в разрезе законо#мерно сменяют друг друга аллохтоны, сложенныебатиальным комплексом – кремнистыми толща#ми (О–S–D), туфогенным островодужным ком#

плексом (О), комплексом вулканитов островныхдуг и задуговыхбассейнов (О–D). Последние двакомплекса разделены уровнем с олистостромамии меланжами. К северу от Кувандыка меланж об#разует широкие поля на правом берегу р. Сакма#ры, к северу от дер. Рамазаново (рис. 2). В мелан#же присутствуют блоки пород офиолитового раз#реза, пара# и ортометаморфических пород.Широко распространены девонские кремни,блоки микститов [57]. Микститы представленыофикальцитовыми брекчиями, кремне# и офио#литокластовыми породами.

Особенность офиолитов этого района заклю#чается в том, что пакеты комплекса параллельныхдаек прорывают амфиболиты [4, 57]. Ортоамфи#болиты (по высокотитанистым базальтоидам),представленные плагиоклаз#роговообманковы#ми разностями, слагают меридионально ориенти#рованный блок протяженностью 1 км, ширинойдо 300 м. Количество даек в структуре уменьшает#ся в восточном направлении от 50% до 1–5% отобщего объема структуры. Выделяются две гене#рации даек. Первая представлена дайками мелко#среднекристаллических диабазов мощностью 1–3 м, до 7–9 м. Разброс азимутов падения (аз. пд.)от 90 до 150, в основном 100–140 ∠10–65 (обычно∠20–30). Отмечаются субвертикальные паденияи падения с азимутом 280–320 ∠70. Характерныизвилистые очертания и тупые окончания даек. Кэтой же генерации относятся афанитовые и мел#козернистые жилы диабазов мощностью 3–5, до20–60 см. Вторая генерация образована дайками(0.5–3 м), имеющими аз. пд. 40–60 ∠40–65. Режепадения более пологие или субвертикальные, а так#же с азимутом 120–140 ∠70–90. Дайки идентичногосостава, прорывающие амфиболиты, установлены в15 км к северо#востоку от описываемого участка, врайоне дер. Новоракитянкана, в восточном крылеСакмарского аллохтона [4, 57].

Плагиограниты образуют среди диабазовыхдаек конформные жилы мощностью не более 2 м.Они интенсивно катаклазированы, состоят изкварца, альбита, роговой обманки. По составу по#роды отвечают островодужным гранитам I#типа.По характеру распределения и крайней деплети#рованности РЗЭ (рис. 3) породы сходны с плагио#гранитами, которые ассоциируют с офиолитами вжелобе Тонга [104]. Породы комплекса парал#лельных даек представлены диабазами, габбро#диабазами, габбро#диоритами, конгадиабазами имикрогаббро (SiO2 = 50–53.1%). Для них харак#терны K2O = 0.2–0.7%, Na2O = 2.8–4.5%, TiO2 == 0.5–0.9%, MgO = 6.2–18.0% и #Mg = 54–64. Наспектрах распределения РЗЭ, здесь и далее нор#мированных на хондрит C1 [108], проявлено обо#гащение ЛРЗЭ, (La/Yb)n отношения варьируют впределах 2–3. Мультиэлементные спектры, здесьи далее нормированные на состав примитивноймантии [108], имеют максимумы по K, Pb и Sr и



минимумы по Ta, Nb и Zr. На дискриминацион#ных диаграммах точки составов располагаются вполях островодужных толеитов. Некоторые об#разцы по составу близки к бонинитам. Состав по#род даек и плагиогранитов свидетельствует в

пользу надсубдукционной, возможно, преддуго#вой обстановки их формирования.

Ранее, по сопоставлению со сходными по со#ставу девонскими дайковыми комплексами, мыусловно определяли возраст описанного ком#

57°26′ 57°27′ 57°28′ 57°29′ 57°30′ 57°31′

1 км

С

51°33′

51°32′

р. Сакмара

В

А

Б

Рамазаново

03#144

8109

А Б В

191817

161514131211109

87654321

Рис. 2. Схема строения серпентинитового меланжа в районе дер. Рамазаново и геологический разрез по линии А–Б–В1 – рыхлые отложения (KZ); 2 – олистостромовый комплекс (D3fm1); 3 – кремнистые и кремнеобломочные отложе#ния (D1–D2ef); 4 – подушечные базальты (D1–2); 5, 6 – конгломерато#брекчии: 5 – с обломками микрогаббро и пла#гиогранитов, 6 – с обломками серпентинитов; 7 – известняки и базальты (Є1); 8 – базальт#риолитовая толща (O2–3);9 – диабазы комплекса параллельных даек; 10 – изотропные габбро; 11 – пироксениты; 12 – меланжированные сер#пентиниты; 13 – офикальциты и офикальцитовые брекчии; 14 – слюдяные кварцито#сланцы; 15 – амфиболиты; 16 –туфогенно#осадочная толща (О1–3) (только на разрезе); 17 – кремнистые и туфогенные батиальные комплексы (О1–D) (только на разрезе); 18 – точки с жилами плагиогранитов и номера проб на выделение цирконов; 19 – тектониче#ские контакты

70



плекса как раннедевонский [4]. Полученные новыеданные свидетельствуют в пользу его позднеордо#викского возраста. В точке 8109 (51°33′21.1″ с.ш.,57°30′28.2″ в.д.) (здесь и далее в тексте все коорди#наты в системе WGS’84) взята проба плагиогра#нитов. По выделенным цирконам U#Pb методом(SHRIMP II) получен конкордантный возраст,равный 456 ± 4 млн. лет (рис. 4), отвечающий на#чалу позднего ордовика. Близкие значения былиполучены нами для плагиогранитов в точке 03#114(51°32′39″ с.ш., 57°27′42″ в.д.) [56]. В одной группепо 3#м точкам конкордантный возраст составил459 ± 10 млн. лет, а во второй по 2#м точкам –456 ± 6 млн. лет.

Фрагмент кремнисто#базальтового комплексапозднеордовикского возраста слагает блок в ме#ланже на левом берегу р. Блява к юго#западу отпос. Блявтамак. Афировые базальты в этой струк#туре расслоены серыми кремнями, содержащимикарадокско#ашгиллские конодонты Periodongrandis и др. [55].

Дайковый комплекс высокотитанистой группы

На севере Присакмаро#Вознесенской зоны(см. рис. 1) дайки связаны с полем распростране#ния поляковской кремнисто#базальтовой свиты.Возраст свиты по конодонтам охватывает страти#графический интервал от верхнего аренига поашгиллский ярус включительно [56 и ссылки вэтой работе]. Кремнисто#базальтовый комплекси ассоциирующие дайки представляют верхнюючасть офиолитового разреза. В структуре наблю#дается пакет тектонических покровов, смятых вантиформу. Дайки обнажаются в ядре антифор#мы. На северной и западной окраине дер. Поля#ковка они залегают конформно общей стратифи#кации и ассоциируют, в основном, с базальтамилланвирнского уровня. Мощности даек меняют#ся в диапазоне от 5 см до 1 м. Дайки образуют роии пакеты типа “дайка в дайке”. Скрины представ#лены серпентинитами и пироксенитами.

Вулканиты поляковского комплекса по соста#ву варьируют от пикритов и базальтов до трахиба#зальтов и трахиандезитов [56]. Для пород всехстратиграфических уровней характерны повы#шенная щелочность калиевого типа, повышенная

100

10

1

CsTh K Pr

SmDy

LuLa SrEu

YP

UBaNb Ce

NdRb

Ta PbZr

TiYb

Г

По

ро

да/п

ри

ми

тивн

ая м

анти

я

100

10

1

La Nd Eu Ho LuGd Er TmPr Pm TbCe Sm Dy

В

По

ро

да/х

он

дри

т

Yb

100

10

1

La Nd Eu Ho LuGd Er TmPr Pm TbCe Sm Dy

A

По

ро

да/х

он

дри

т

Yb

100

10

1

CsTh K Pr

SmDy

LuLa SrEu

YP

UBaNb Ce

NdRb

Ta PbZr

TiYb

Б

По

ро

да/п

ри

ми

тивн

ая м

анти

я

1 2 3 4

Рис. 3. Спектры распределения редкоземельных эле#ментов и мультиэлементные спектры для пород верх#них частей разреза ордовикских офиолитов. Норми#ровано на С1 хондрит [108] и примитивную мантию[108] соответственноА, Б: 1 – пикриты, пикробазальты и базальты ком#плекса параллельных даек района дер. Поляковка; В,Г: 2 – диабазы комплекса параллельных даек в районедер. Рамазаново; 3 – плагиограниты, секущие дайкидиабазов, дер. Рамазаново; 4 – диабазы районадер. Новоракитянка



магнезиальность, обогащенность ЛРЗЭ и высо#кие Zr/Y и (La/Yb)n отношения, за исключениемлланвирнского уровня. Предполагается глубин#ный, обогащенный мантийный источник распла#вов и рифтогенная, или внутриплитная океаниче#ская природа вулканитов. На юге полосы распро#странения поляковского комплекса в районеКалканского офиолитового массива в разрезе по#ляковского комплекса устанавливаются низкоти#танистые разности, для которых по характеру рас#пределения редкоземельных и рассеянных эле#ментов устанавливается надсубдукционнаяприрода [73].

Породы даек имеют порфировую структуру свкрапленниками оливина и клинопироксена.Породы принадлежат слабодиференцированнойсубщелочной серии и по составу варьируют отпикритов до трахибазальтов (SiO2 = 35–49%), не#которые разности по составу отвечают комати#итам [64]. В породах характерно повышенное со#держание K2O – до 2.9% и TiO2 = 0.9–1.6%, #Mg == 63–85. На спектрах распределения РЗЭ виднообогащение ЛРЗЭ, (La/Yb)n = 6–25. Мультиэле#ментные спектры имеют максимумы по K, Pb и Srи минимумы по Ta и Nb. Содержания крупноион#ных литофильных элементов (КИЛ) сильно разнят#ся, что указывает на вторичные изменения пород.

ДЕВОНСКИЕ ДАЙКОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ

Для дайковых комплексов девона, как и дляордовика, выделяются две группы: низкотитани#стых и высокотитанистых пород. Первые распро#странены на западе Магнитогорской мегазоны и вСакмарской зоне. Породы высокотитанистойгруппы распространены в Западно#Мугоджар#ской зоне и в структуре Кемпирсайского массива.Отнесение последних к девону дискуссионно.

Дайковые комплексы низкотитанистой группы

Дайковые комплексы низкотитанистой груп#пы образуют выходы на западе Магнитогорскоймегазоны в структуре Актау#Таналыкской и При#сакмаро#Вознесенской (Чингизовский, Калкан#ский офиолитовые массивы) зон, на севере Запад#но#Магнитогорской зоны (Буйдинский участок) и вСакмарской зоне в разрезе Хабарнинского офиоли#тового массива. Наиболее южные участки распро#странения офиолитов этого типа в Присакмаро#Вознесенской зоне отмечаются в районе Ишки#нинского Co–Cu#колчеданного месторождения.[93]. Анализ данных по офиолитам этой группыпроводился нами ранее [4]. Ниже приводятсялишь новые результаты исследований и общая ха#рактеристика петролого#геохимических особен#ностей пород.

Актау�Таналыкская зона

В Актау#Таналыкской зоне (см. рис. 1) в 1986 г.впервые на Южном Урале были обнаружены по#роды бонинитовой серии [14]. Они относятся кофиолитовому разрезу, который на современномсрезе представлен габбро, комплексом парал#лельных даек и эффузивами [27, 35, 105, 106].Комплекс параллельных даек и вмещающие егоэффузивы объединяются в баймак#бурибайскийкомплекс [8, 25]. Эффузивы принадлежат нижнейчасти разреза баймак#бурибайской свиты эмс#ского возраста (D1ems) [31, 32]. Баймак#бурибай#ский комплекс протягивается вдоль р. Таналык отпос. Хворостянка до пос. Акъяр прерывистой по#лосой протяженностью около 50 км (рис. 5). Онучаствует в строении смятых в складки тектони#ческих покровов. На востоке комплекс страти#графически перекрыт вулканитами кислого со#става верхней толщи баймак#бурибайской свиты.Последние вверх по разрезу сменяются нижне# исреднедевонскими островодужными вулканоген#но#осадочными комплексами [25]. На западе тек#тонический покров, сложенный баймак#бури#байским комплексом подстилается серпентини#товым меланжем, который залегает натектонических покровах, сложенных кремнисто#вулканогенными толщами ордовика, силура инижнего девона.

Нижние части разреза баймак#бурибайскогокомплекса вскрыты в обрывах вдоль руч. Шан#хай, левого притока р. Таналык южнее пос. Бури#бай [27, 106]. В нижнем течении ручья вскрыва#ются однородные мелко#среднезернистые пи#

0.079

0.077

0.075

0.073

0.071

0.069

0.0670.80.70.60.50.40.3

490

470

450

430

206Pb/238U

207Pb/235U

т. 8109 N = 10Конкордантный

возраст = 456 ± 4 млн. летСКВО = 0.31

Вероятность = 0.58

Рис. 4. Диаграмма с конкордией для цирконов из пла#гиогранитов в структуре серпентинитого меланжа врайоне дер. Рамазаново (т. 8109, метод SHRIMP II)

72



роксеновые габбро, которые прорываютсяотдельными частыми дайками диабазов и редки#ми дайками плагиориолитов и риодацитов. Се#вернее залегают подушечные базальты, содержа#щие пакеты долеритовых полудаек с южными за#

каленными контактами. В некоторых пакетахколичество даек, мощностью 0.3–1.2 м, достигаетнескольких десятков. Дайки имеют юг#юго#за#падные падения (аз. пд. 190–210 ∠40–55). Поду#шечные базальты чередуются с массивными ба#зальтовыми потоками и гиалокластитами. Места#ми видны признаки вертикального залеганиятолщи. Закалки в подошвенных частях потоковпозволяют выявить сложные складки с опроки#нутым залеганием на крыльях (аз. пд. 190∠40).Общая ширина выхода пород дайкового ком#плекса достигает 2 км. В северной части выходовпадения даек изменяются на северные (аз пд. 0∠30).К северо#востоку комплекс базальтов и даек сме#няется пестроокрашенными афировыми риода#цитами верхней толщи баймак#бурибайской сви#ты. На этом участке устанавливаются дайки четы#рех генераций [27]. Ранняя генерация сложенапироксен#порфировыми разностями; две другие –афировыми, вариолитовыми и миндалекаменны#ми разностями. Поздняя генерация представленапородами кислого состава.

К востоку от пос. Самарский, комплекс парал#лельных даек вскрыт в обрывах вдоль шоссе Бело#рецк–Акъяр. Здесь обнажены дайки несколькихгенераций (рис. 6). В ранних и поздних генераци#ях присутствуют дайки как основного, так и кис#лого состава. Внедрениею даек поздних генера#ций предшествовал этап деформаций даек раннихгенераций, в скринах которых находятся изо#тропные среднекристаллические мезократовыегаббро. Среди даек ранней генерации присутству#ют афировые диабазы и разности с крупнымивкрапленниками пироксенов. Такие же разностихарактерны для даек поздних генераций, преоб#ладающих в разрезе. Среди даек поздней генера#ции присутствуют диориты. В пакетах полудаек

58°02′ 58°10′ 58°18′

52°00′

52°00′

51°50′

А

Б

р. Тана лы

кНовопетровский

Хворостянка

Самарское

Бурибай

р. Ш

анха

й

Акъяр

В

С

45–90

75–85

75

15–40

30

40–55

1 км

А Б

В Г

р. Таналык

р. Таналык

1 2 3 4 5 6

7 8 9 10 11 12

Рис. 5. Структурное положение комплекса парал#лельных даек на р. Таналык (составлено с использова#нием данных геологической съемки м#ба 1 : 50000(Биков М.Ш., Захаров А.А., Косарев А.М., 1973) иданных авторов 1 – граувакки зилаирской свиты (D3fm); 2 – кремни#стая толща (D1–D3fm1), на северо#востоке – мука#совская свита (D3); 3 – бугулыгырская толща (D2) иулутауская свита (D2 v–D3fr1) на севере – кремни,туффиты, туфы, базальты, туратская свита (D2) – пес#чаники, кремнисто#глинистые сланцы на юге; 4 – са#гитовская толща (D1ems2), ирендыкская свита (D2ef1)и карамалыташская свита (D2ef) нерасчлененные,кремни, туфы андезибазальтов, андезитов, риолитов;5 – верхнетаналыкская свита (D1ems), андезибазаль#ты, андезиты, дациты и их туфы; 6, 7 – баймак#бури#байская свита (D1ems): 6 – верхняя толща, базальты,риолиты и их туфы, 7 – нижняя толща, базальты; 8 –комплекс параллельных даек; 9 – кремнисто#вулка#ногенные толщи ордовика и силура; 10 – серпенти#нитовый меланж; 11 – тектонические контакты; 12 –положение закальных контактов даек и значение углаих падения

z

›

Г



поздних генераций, мощность которых достигает25 м, а количество даек 35–40, наиболее отчетли#во проявлены северные закальные контакты. Па#дения даек крутые (аз. пд. 0∠75) или вертикаль#ные. Отмечаются единичные крутозалегающиежилы долеритов, косо секущие остальные дайки.Поздние дайки плагиориолитов содержат много#численные ксенолиты тремолититов.

К юго#востоку от пос. Самарское в руслах ле#вых притоков р. Таналык отпрепарированы фраг#менты разреза, в которых пакеты полого залегаю#щих даек основного и кислого состава прорываютвертикально залегающую толщу подушечных ба#зальтов (рис. 7). Фрагмент разреза шириной 22 мдемонстрирует постепенное изменение залеганиядаек от пологого (аз. пд. 10∠15) до более крутого(∠40). В пакетах полудаек проявлены северныезакальные контакты.

К северо#востоку от пос. Самарское диабазо#вые дайки, слагающие пакеты, имеют субширот#ное крутое залегание (аз. пр. 260) и южные за#

кальные контакты. Редкие скрины сложены сред#незернистыми мезократовыми габбро.

На севере района, к западу от дер. Хворостянкана левом берегу р. Бузавлык (лев. приток р. Тана#лык) дайки диабазов образуют пакеты, в которыхконформно залегают единичные дайки плагио#риолитов. Залегание вертикальных даек субши#

С Ю

5 м

7654321

С Ю

С Ю

Рис. 6. Схема обнажения дайкового комплекса в задирке шоссе Акъяр#Баймак, к востоку от с. Самарское1 – плагиориолиты; 2 – диориты; 3 – афировые диабазы; 4 – пироксен#плагиоклазовые порфириты; 5 – плагиоклазо#вые порфириты; 6 – габбро; 7 – зоны закалки

З В

5 м

4321

Рис. 7. Разрез дайкового комплекса в русле ручья в2 км к юго#востоку от пос. Самарское1 – подушечные базальты; 2 – плагиориолиты; 3 –афировые диабазы; 4 – зоны закалки

74



58°00′ 58°03′

52°40′

52°35′

С

Чингизово

90597283

7282

8025

А

Б

р. Сакмара

Буранбаевo

8029

9063

р. С

акм

ара

Яратово

р. Сакмара

В

Г

8029

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

1 км



ротное (аз. пр. 250), или меняется на пологое(аз. пр. 120∠45).

Для установления возраста дайкового ком#плекса из плагиориолитов, слагающих дайкупоздней генерации в овраге Шанхай была взятапроба в точке 1160 (51°56′08″ с.ш., 58°11′43.6″ в.д.)из которой выделены цирконы. По восьми заме#рам U#Pb методом (SHRIMP II) получен конкор#дантный возраст 516.2 ± 4.8 млн. лет. Вероятно,это возраст ксеногенных цирконов. По двум за#мерам возраст равен 283–286 млн. лет. Получен#ные результаты не дают представление о возрастеплагиориолитов. Ранее делавшиеся попыткиопределения возраста кислых пород баймак#бу#рибайской свиты Rb#Sr методом [69] дали омоло#женные возраста в связи с вторичными измене#ниями минералов. По неизмененным породамполучено наиболее реальное, но с большим раз#бросом значение(400 ± 20 млн. лет). Возраст дай#кового и базальтового комплексов принимаетсякак эмсский [25]. В пользу этого свидетельствуют

данные о позднеэмсском возрасте верхней частивулканогенного разреза, определенном по коно#донтам [31, 32].

Присакмаро�Вознесенской зона(центральная часть)

В центральной части Присакмаро#Вознесен#ской зоны офиолиты слагают Чингизовский мас#сив (аллохтон), залегающий в пакете тектониче#ских пластин к востоку от зоны Уралатау (см. рис. 1).Массив вскрыт на берегах р. Сакмара в районедер. Чингизово и Яратово к западу от Баймака(рис. 8). На зону Уралтау, сложенную метаморфи#ческими породами максютовского эклогит#глау#кофансланцевого комплекса, надвинуты не#сколько тектонических пластин, в которых с за#пада на восток от нижних к верхним сменяются:

1. Серпентинитовый меланж с блоками породдайкового комплекса – 500–700 м. 2. Базальты,расслаивающиеся пачкой (10 м) кремней и яшм, в

500

0

500

0

А Бр. Сакмара

500

0

В р. Сакмара

500

0

Г

Рис. 8. Окончание.

Рис. 8. Схема геологического строения Чингизовского офиолитового массива и геологические разрезы по линиям А–Би В–Г1 – граувакки зилаирской свиты (D3fm); 2 – кремни актауской свиты (D1#D3fm1); 3 – базальты, субвулканические телариолитов баймак#бурибайской свиты (D1); 4 – кремнисто#базальтовая толща (O3); 5 – серпентинитовый меланж сблоками базальтов, комплекса параллельных даек и габбро; 6 – серпентинитовый меланж с блоками габбро, апоба#зальтовых зеленых сланцев; 7–11 – офиолитовая ассоциация: 7 – базальты, 8 – тоналиты, 9 – комплекс параллельныхдаек, 10 – пироксениты, габбро полосчатого комплекса, 11 – дунит#гарцбургитовый комплекс; 12 – штокверк жил ду#нитов в гарцбургитах; 13 – кварциты и сланцы максютовского комплекса зоны Уралтау; 14 – амфиболиты; 15 – гори#зонты кремней; 16 – разрывные нарушения; 17 – точки отбора проб на цирконы; 18 – места находок конодонтов

76



которых в т. 1118 найдены верхнеордовикские ко#нодонты Hamarodus cf. brevirameus (Walliser), Pan#derodus sp. – 300–500 м. 3. Базальты с линзойкремней (1 м), в которых в т. 8025 найдены ниж#недевонские конодонты Belodella sp. – 500–1500 м.Толщи пластин 2, 3 прорваны субвулканически#ми телами риолитов. 4. Серпентинитовый ме#ланж с блоками габбро – 200–400 м. 5. Амфибо#литы, гранатовые амфиболиты, гнейсы с линзамигорнблендитов – 50–100 м. 6. В данной пластинепредставлен офиолитовый разрез, в котором сни#зу вверх (с запада на восток) сменяются: дунит#гарцбургитовый комплекс (500–1200 м); што#кверк дунитовых жил в гарцбургитовом матриксе(100–500 м); полосчатый комплекс (300–1000 м);дайковый комплекс (500 м); подушечные варио#литовые базальты (100 м). 7. Кремни (D1–3), в ко#торых в точке 8029 найдены конодонты Pando#rinellina steinhornensis steinhornensis (Ziegl.) эмс#ского яруса. Кремни с постепенным переходомперекрываются граувакками зилаирской свиты(D3fm). Кремни в основании верхнего аллохтонапредставляют батиальный комплекс подножьяпассивной окраины и к разрезу офиолитов неимеют отношения.

В верхней части разреза полосчатого комплек#са к востоку от дер. Чингизово (см. рис. 8) появля#ются отдельные дайки диабазов. Между полосча#тым и дайковым комплексом залегают маломощ#ные (до 5–10 м) пластовые тела изотропныхмелкозернистых габбро и мелко#среднезерни#стых тоналитов. Дайки комплекса “дайка в дай#ке” простираются параллельно общей стратифи#кации, падают на восток под углом 60°–70° и име#ют восточные закаленные контакты. Вблизикровли дайкового комплекса залегает силл (мощ#ность 5–6 м) мелко#среднезернистых кварцевыхдиоритов с мелкими ксенолитами долеритов.Главные минералы диоритов – плагиоклаз,кварц, роговая обманка и КПШ (до 5–7%); ак#цессорные – циркон и апатит. В точке 7283(52°38′59.6″ с.ш., 58°02′35.8″ в.д.) из кварцевыхдиоритов выделены цирконы, текстуры которыхсвидетельствуют о метаморфических преобразо#ваниях. Конкордантный U#Pb (SHRIMP II) воз#раст цирконов определен как 776.9 ± 2.3 млн. лет.Цирконы выделены также из тоналитов, находя#щихся в зоне перехода от полосчатого комплексак комплексу параллельных даек в точке 9059(52°38′59.5″ с.ш., 58°02′12.8″ в.д.). Все зерна име#ют округлые формы, типичные для метаморфиче#ских цирконов, некоторые резорбированы, име#ют каймы, а иногда и ядра с метаморфическимитекстурами. Четыре замера образуют кластер свозрастами 2484–2669 млн. лет и единичные зна#чения 1740, 763 ± 12, 552 ± 7, 464 ± 14. Получен#ные данные свидетельствуют о ксеногенной при#роде цирконов в обеих точках. Породы коровыхчастей разреза Чингизовского массива сходны по

составу с аналогичными породами Хабарнинско#го и Акмантауского массивов. Для последних двухпо цирконам получены раннедевонские значениявозраста [4]. Учитывая сходство разреза офиоли#тов Чингизовского и Хабарнинского массивов,офиолитов Актау#Таналыкской зоны, а такжесходный состав пород коровых элементов их раз#резов, мы условно принимаем возраст пород дай#кового комплекса и эффузивной толщи Чинги#зовского массива как раннедевонский. Тектони#ческие покровы, описанные в даннойпоследовательности, имеют аналоги в структуреАктау#Таналыкской зоны. Дайковый комплекс иперекрывающая толща вариолитовых базальтовявляются аналогами баймак#бурибайского ком#плекса. Таким образом, в структуре Присакмаро#Вознесенской зоны присутствуют нижние частиофиолитового разреза, описанного в Актау#Тана#лыкской зоне.

В пользу сходства Чингизовского и Хабарнин#ского массивов свидетельствует близость возрас#та пород в их “метаморфической подошве”. Изпараамфиболитов с тонкими прослойками квар#цитов в точке 9063 (52°37′7.8″ с.ш., 57°59′57.3″ в.д.)(см. рис. 8) выделены цирконы. Восемь точек в пре#делах метаморфических кайм дали конкордантныйU#Pb (SHRIMP II) возраст 408.9 ± 3 млн. лет.

Западно�Магнитогорская зона. Буйдинский участок

Буйдинский участок (по дер. Буйды) находит#ся в северной части Западно#Магнитогорской зо#ны (см. рис. 1). На площади участка известныпроявления золота. Аанализ структуры с учетомданных бурения приведен в [68]. Офиолиты при#урочены к ядру узкой меридиональной антифор#мы (рис. 9). С востока и запада антиформа отделе#на меридиональными разломами от нижне# исреднедевонских островодужных вулканогенныхкомплексов. К юго#востоку от участка располо#жен Ахуновско#Карагайский массив позднепа#леозойских гранитоидов с возрастом, определен#ным Rb#Sr методом, 304 ± 4.8 и 306.8 ± 1.8 млн.лет [5]. Близостью массива обусловлено присут#ствие жил гранит#порфиров, прорывающихкремнисто#базальтовую девонскую толщу на се#вере участка. В точке 933 из гранит#порфиров на#ми выделены цирконы, конкордантный возрасткоторых 309.5 ± 2.2 млн. лет (U#Pb, SHRIMP RG).

В ядре антиформы залегает ордовикский (по#ляковский) кремнисто#базальтовый комплекс ссиллами и дайками дибазов. В точке 1028/1 се#рые, зеленоватые, черные кремни с туфогеннойпримесью слагают пачку мощностью 10 м средиафировых рассланцованных метаморфизованныхбазальтов. В кремнях найдены переходные фор#мы от Periodon cf. aculeatus Hadding к Periodon cf.grandis (Ethington), Drepanodus cf. robustus Had#



59°29′30′′ 59°30′42′′

54°16′08′′

54°15′18′′

А Б 953/1

933

844

1028

1031

В

N6118

N6119

100 м

Б

Вдхр. Буйды

1 км

933А

948

1 2 3 4 5 6

7 8 9 10 11 12

13 14 15

А Б

Б В

Рис. 9. Схема распространения дайковых комплексов в районе дер. Буйды (А), врезка (Б) с контуром участка и геоло#гические разрезы по линиям А–Б и Б–В1 – улутауская свита (D2 v–D3fr1), туфогенно#осадочные породы и туфы среднего и кислого состава; 2 – карамалыташскаясвита (D2ef), базальты и риолиты; 3 – ирендыкская свита (D2ef1), андезибазальтовые пироксеновые и пироксен#плагиокла#зовые порфириты и лавобрекчии; 4 – мансуровская толща (D1e), туфогенные гравелито#брекчии с олистоплаками кремни#стых пород; 5 – кремнисто#базальтовая толща (D1e), базальты, кремни, кремнеобломочные породы, туффиты; 6 – поля#ковская свита (O1–3), базальты, кремни; 7 – кремнисто#базальтовые толщи ордовика и нижнего девона нерасчлененные(на врезке); 8 – комплекс параллельных диабазовых даек; 9 – пакеты, рои и отдельные дайки диабазов; 10 – породы поло#счатого комплекса; 11 – серпентиниты; 12 – жилы гранит#порфиров (PZ3); 13 – разрывные нарушения; 14 – точки находокконодонтов и их номера; 15 – точки с мелкими жилами гранитоидов и номера проб на выделение цирконов

z

›

А

78



ding, Protopanderodus sp. В точке N6119/1, в линзеокварцованных кремней, зажатой среди диабазо#вых даек, найдены конодонты Hamarodus brevi#rameus (Walliser), Periodon cf. grandis (Ethington),Protopanderodus liripipus Kennedy et al., Ansella cf.A. erecta (Rhodes et Dineley). Конодонты в этихточках принадлежат уровню верхнего карадока#ашгилла (сандбийский ярус). Ордовикские коно#донты присутствуют также в точке 1031.

Структурно выше, по#видимому, с тектониче#ским контактом залегает нижнедевонская крем#нисто#базальтовая толща. Разрез представленафировыми базальтами, которые расслоены пач#кой серых кременей, кремнистых туффитов,кремнистых и туфогенных конгломерато#брек#чий. Вулканогенная толща неравномерно метамор#физована в фации зеленых сланцев. В точке 846, врасслаивающих базальты кремнистых туффитах,найдены эмсские конодонты Pandorinellina cf.steinhornensis miae (Bultynck). Нижнедевонскиеконодонты обнаружены также в точке 953/1. Накремнисто#базальтовой толще с размывом зале#гает микститовая пачка, сложенная гравелито# иконгломератобрекчиями с линзами туфогенныхпесчаников. Эта пачка является стратиграфиче#ским и, отчасти, фациальным аналогом распро#страненных западнее мансуровской и сагитов#ской толщ [32]. Пачка содержит олистоплакикремней с нижнедевонскими конодонтами. Вточке N6118/1 в кремнях найдены Ozarkodina ex.gr. remcsheidensis (Ziegler), Belodella sp., B. striataKozur. Обломочный материал брекчий представ#лен в основном кремнями, а также пироксенита#

ми, габбро и базальтами. Выше согласно залегаетирендыкская свита, сложенная лавобрекчиями итуфами пироксен#плагиоклазовых, плагиоклазо#вых порфиритов (островодужный комплекс).Возраст ирендыкской свиты определяется какраннеэйфельский [2, 32].

В разрезе офиолитов Буйдинского участкапрактически отсутствует реститовый комплекс.Местами отмечаются его мелкие фрагменты в ви#де линз лиственитов. Широким распространени#ем пользуется полосчатый комплекс, представ#ленный чередующимися верлитами, вебстерита#ми и клинопироксенитами. В верхней частиразреза отмечаются тела такситовых габбро. По#лосчатый комплекс сменяется комплексом па#раллельных даек. Дайки афировые и плагиоклаз#порфировые по составу отвечают базальтам и ан#дезибазальтам. Дайки представлены пакетами“дайка в дайке” и слагают полосу шириной до600 м. Скрины даек сложены, как правило, пи#роксенитами. В северо#восточной части полосы вскринах присутствуют фрагменты кремнисто#вулканогенного разреза и пироксен#плагиокла#зовые порфириты “ирендыкского” типа. Дайки восновном вертикальные и преимущественныепростирания их северо#западные и север#северо#западные. В полосе со скринами “ирендыкских”порфиритов с дайковым комплексом связанымелкие (до 5–10 м мощности) жилы гранофиро#вых плагиогранитов. В северо#восточном направ#лении дайковый комплекс сменяется полосой, впределах которой распространены маломощные,до 10–15 м, пакеты из 15–20 даек и рои разроз#ненных даек. В этой полосе дайки прорываюткремнисто#базальтовые ордовикскую и нижнеде#вонскую толщи, а так же ирендыкскую свиту. Наюге участка в точке 948 (54°14′10.8″ с.ш.,59°30′43.0″ в.д.) (см. рис. 9) из гранофировых пла#гиогранитов выделены цирконы, конкордантныйвозраст которых 391.9 ± 3 млн. лет (SHRIMP RG)(рис. 10).

Сакмарская зона. Хабарнинский массив

Хабарнинский массив отличается наибольшейполнотой разреза при хорошей обнаженности идостаточно полно изучен [3, 29, 39, 40, 42, 44, 48,66, 71, 72, 78, 98, 100 и др.]. Массив слагает одиниз верхних тектонических покровов в сложномСакмарском аллохтоне (см. рис. 1) [51–53, 56].Помимо офиолитов в строении массива прини#мают участие интрузии дунит#пироксенит#габ#бровой формации и метаморфические породы.

Нижний структурный уровень представленразными метаморфическими комплексами, сре#ди которых присутствуют пара# и ортоамфиболи#ты, гнейсы, мигматиты, зеленые сланцы. Возрастметаморфических пород оценивается, в основ#ном, интервалом 427–390 млн. лет. [41, 42]. Сле#

0.066

0.064

0.062

0.060

0.0580.540.500.460.420.380.34

410

400

390

380

370

206Pb/238U

207Pb/235U

т. 948Конкордантный

возраст = 391.9 ± 3 млн. летСКВО = 1.2

Вероятность = 0.342

Рис. 10. Диаграмма с конкордией для цирконов изплагиогранитов Буйдинского участка (точка 948, ме#тод SHRIMP RG)



дующий уровень представлен расслоенной интру#зией дунит#клинопироксенит#габбрового восточ#но#хабарнинского комплекса (ВХК). Породы ВХКимеют интрузивный контакт с породами “метамор#фической подошвы” и с перекрывающим дунит#гарцбургитовым комплексом [3, 39]. Особенно#стью габброидов ВХК являются высокие по срав#нению с офиолитовыми содержания K, Sr, Rb, Р[78]. Породы характеризуются дифференциро#ванным спектром РЗЭ, с высоким (La/Yb)n отно#шением. На мультиэлементных спектрах отчет#ливо проявлен Ta–Nb#минимум, характерныйдля надсубдукционных образований. По особен#ностям состава породы ВХК приближаются кплатиноносным дунит#клинопироксенит#габ#бровым ассоциациям Среднего Урала [3, 6, 29].Породы неравномерно метаморфизованы вплотьдо амфиболитовой фации. Возраст ВХК, опреде#ленный различными методами, составляет 411–415 млн. лет [42, 43, 45]. Сходный по составу сВХК молостовский комплекс дифференцирован#ных интрузий клинопироксенит#габбро#гранит#ного состава слагает небольшие зональные штокив гарцбургитах. Возраст комплекса, определен#ный разными методами, укладывается в интервал398–415 млн. лет [42, 43, 45, 50].

Мантийные ультрабазиты офиолитового раз#реза представлены гарцбургитами с небольшимколичеством дунитовых тел и в крайне малых ко#личествах лерцолитами [39]. Ультрабазиты нара#щиваются полосчатым дунит#верлит#пироксе#нит#габброноритовым кирпичнинско#аккерма#новским комплексом. Породы комплексаслагают горизонт взаимно пересекающихся рас#слоенных интрузий в дунит#гарцбургитовом ком#плексе [48]. Гарцбургиты и породы полосчатогокомплекса интрудирует залегающий выше диф#ференцированный габбро#плагиогранитый ком#плекс, породы которого слагают штокверк изсиллов, даек и жил. Габбро#плагиогранитныйкомплекс представляет собой реликт магматиче#ского очага, продуцировавшего породы дайково#вулканогенной части разреза [46–48, 100]. Ком#плекс параллельных даек представлен габбро#диабазами и диабазами. Скрины сложены поро#дами дунит#гарцбургитового и расслоенногокомплексов. По данным [64] в скринах отмеченыпироксениты с “оруденением качканарского ти#па” – породы типичные для аналогов ВХК в Пла#тиноносном поясе Урала. В структуре дайковогокомплекса Кирпичнинского сегмента в скринахприсутствуют амфиболовые габбро, которые погеохимическим особенностям имеют сходство сгаббро ВХК или молостовского комплекса. Онинизкотитанистые (TiO2 = 0.19), умереннокалие#вые (К2О = 1.13), имеют повышенные содержа#ния Rb. Однако в отличие от габброидов ВХК имолостовского комплекса породы имеют невысо#кие содержания стронция – до 238 г/т.

Дайки объединяются в несколько генераций,имеющих разные ориентировки. Структурныеособенности позволяют считать, что образованиедайкового комплекса Хабарнинского массивапроисходило в условиях рассеянного спрединга[28, 48].

Вверх по разрезу дайковый комплекс сменяет#ся вулканогенным комплексом, в котором преоб#ладают подушечные лавы. Смена происходит по#степенно. На переходном уровне дайки и силлызалегают среди эффузивов.

Плагиограниты, ассоциирующие с дайковымкомплексом имеют возраст цирконов, опреде#ленный U#Pb методом (SHRIMP II) 394 ± 2 млн.лет [43] и 399.8 ± 6.2 млн. лет [4, 49]. Значения399.8 ± 6.2 млн. лет соответствуют позднеэмcско#му веку, и, по нашему мнению, согласно струк#турным и стратиграфическим сопоставлениямэтот возраст более вероятен. В разрезе Магнито#горской мегазоны этому возрасту отвечает бай#мак#бурибайский дайково#вулканогенный ком#плекс, сходство состава пород которого с дайкамиХабарнинского массива отмечалось ранее [44].

Особенности состава девонских даек и эффузивов низкотитанистой группы

Составу пород баймак#бурибайского комплек#са Актау#Таналыкской зоны посвящено много ра#бот [15, 25, 27, 106, 107 и др.]. Отмечается, что эф#фузивы сходны по составу с породами даек. Наи#более яркой чертой комплекса, являетсяприсутствие пород бонинитовой серии. Бонини#ты представлены породами со стекловатой струк#турой основной массы, вкрапленниками оливинаи клинопироксена, содержащим мелкие включе#ния хромшпинели [15]. Среди даек преобладаютмелкозернистые диабазы с офитовой структурой,часто миндалекаменные. Маломощные дайкипредствлены афировыми гиалобазальтами и ва#риолитовыми базальтами. Порфировые разностисодержат до 20% клиноэнстатита.

Большинство пород по химическому составуявляются бонинитоподобными, или представле#ны переходными от бонинитов к островодужнымтолеитам разностями. Породы сравниваются снизко# и средне#низкокальциевыми бонинитамисовременной Пацифики [15]. Опробованные на#ми на берегах р. Таналык и в р#не ручья Шанхайдиабазы и подушечные лавы имеют одинаковыепетро#геохимические характеристики (рис. 11,12). Породы принадлежат дифференцированной,высокомагнезиальной базальт#андезит#дацито#вой серии. Они обладают переходными характе#ристиками между толеитами и породами извест#ково#щелочных серий. Для пород характернонизкое содержание щелочей (K2O = 0.1–1.2%;Na2O = 0.5–5.5%). В базитах содержания MgO =

80


РЯЗАНЦЕВ и др.16 14 12 10 8 6 4 2 0

7570

6560

5540

3545

50

Фо

но

лит

Теф

ри

#ф

он

оли

т

Фо

но

#те

фр

ит

Фо

иди

т

Теф

ри

т#ба

зан

ит

Пи

кр

о#

база

льт

Тр

ахи

т

Тр

ахи

дац

ит

Ри

оли

т

Дац

ит

Ан

дези

т

Ан

дези

#ба

заль

тБ

азал

ьт

Тр

ахи

#ан

дези

тТ

рах

и#

анде

зи#

база

льт

Тр

ахи

#ба

заль

т

Na2O + K2O

SiO

2

Na 2

O +

K2O

ИЩ

FeO

*

T

MgOT

ИЩ

FeO

*

T

ИЩ

FeO

*

Zr/

117

Zr/

117

Г

А

Б

В

Th

Th

Nb/

16

Г

А

Б

В

1 2 3 4 5 6

7 8 9 10 11 12

MgO

MgO



= 6–19%, а в дацитах – 3–5%. #Mg = 55–74, при#чем даже среди дацитов отмечаются высокие зна#чения #Mg (62–63). Характерны высокие содер#жания Ni (15–80 г/т) и Co (24–96 г/т). Графикираспределения содержаний элементов#примесейв вулканитах и породах дайкового комплекса пол#ностью повторяют друг друга, что свидетельству#ет об их генетической общности. Для спектровраспределения РЗЭ характерно обогащениеЛРЗЭ, а (La/Yb)n отношение колеблется в преде#лах 1–1.2. Мультиэлементные спектры имеютмаксимумы по Pb, Zr и Nb#минимум. По#види#мому, породы баймак#бурибайского комплекса,также как и породы бонинитовых серий, имеютизначально мантийную природу, о чем свидетель#ствуют высокие содержания Mg, Cr, Ni и ман#тийные значения коэффициента магнезиально#сти. Однако слегка обогащенный спектр РЗЭ ирассеянных элементов с Nb#минимумом свиде#тельствует о примеси обогащенной надсубдукци#онной компоненты.

Породы низкотитанистой группы в другихрайонах имеют близкие составы к породам Актау#Таналыкской зоны, отличаясь некоторыми вари#ациями [4]. Породы дайкового и эффузивногокомплексов, как правило, имеют сходные геохи#мические характеристики. Они представленыдифференцированной от базальтов до андезитовтолеитовой и известково#щелочной сериями. ВБуйдинском участке установлены породы толькотолеитовой [4], а в районе г. Акмантау известково#щелочной серии [79]. Всюду установлены поро#ды, отвечающие по составу бонинитам.

Содержание MgO варьирует в дайках Чинги#зовского массива от 5 до 10%, в эффузивах – до18%, в дайках Хабарнинского массива – до 15%, вБуйдинском участке – до 20%, в дайках г. Акман#тау – до 11%. Коэффициент железистости состав#ляет 0.26–0.52, а #Mg = 48–71, достигая в Буй#динском участке 80. Содержание TiO2 и Al2O3 ко#леблются в пределах 0.2–07% и 12.2–18.6%соответственно. На диаграммах Харкера фигура#тивные точки составов даек и эффузивов образу#ют единые тренды. Мультиэлементные спектрысходны со спектрами обогащенных базальтовСОХ, имеют минимумы по Th, Ta, Nb, Zr и мак#симумы по Ba, K, Sr (см. рис. 8). Спектры распре#деления РЗЭ имеют субгоризонтальный наклон

((La/Yb)n = 0.8–3), в спектрах некоторых образ#цов проявлен Eu#минимум. В дайках г. Акмантауотмечается небольшое обеднение ЛРЗЭ и невы#сокие (La/Yb)n отношения 0.5–0.9. Особенностисостава пород этой группы указывают на их над#субдукционную природу. Соотношение с пере#крывающими островодужными комплексамисвидетельствуют в пользу формирования ком#плекса в надсубдукционной доостроводужнойобстановке.

Позднеэйфельские диабазы Буйдинскогоучастка по составу идентичны диабазам и базаль#там, отнесенным к раннему девону.

Для комплексов данной группы типично при#сутствие в скринах калиевых габброидов. В Ак#тау#Таналыкской зоне, к востоку от дер. Самарское(см. рис. 5, 6) габбро представлены мезократовойсредне#крупнокристалической однородной разно#стью. Породы по составу отвечают габбро#диори#там высококалиевой (K2O = 1–4%) известково#щелочной серии. Для них характерны низкие со#держания TiO2 (0.4%) и повышенные MgO (7–9%),#Mg = 61–70. На диаграммах точки составов по#падают в поля островодужных пород. Для них ха#рактерны низкие суммарные содержания редкихземель. Для спектров распределения РЗЭ ха#рактерны незначительное обогащение ЛРЗЭ иEu#минимум. Мультиэлементные спектры име#ют максимумы по K, U, Sr и минимумы по Ta, Nbи Zr. Вещественные характеристики свидетель#ствуют в пользу того, что габброиды формирова#лись в надсубдукционных обстановках. Сходныепо составу габбро отмечаются в скринах Кирпич#нинского сегмента Хабарнинского массива имассива горы Акмантау. Габброиды имеют сход#ство с габброидами молостовского и восточно#ха#барнинского комплексов Хабарнинского масси#ва. Однако общее содержание редкоземельныхэлементов и относительная обедненность ЛРЗЭ иКИЛ, а также низкие содержания Sr отличают ихот последних.

Дайковые комплексы высокотитанистой группы

Дайковые комплексы высокотитанистой груп#пы распространены на периферии Магнитогор#ской синформы, а также в обрамляющих ее крае#вых аллохтонах. Дайки, как правило, ассоцииру#

Рис. 11. Петро#геохимические диаграммы для девонских и ордовикских магматических пород 1–3 – Западно#Мугоджарская зона: 1 – диабазы актогайского дайкового комплекса и вулканиты мугоджарской свиты(D1–2), 2 – диориты (D2), 3 – андезиты куркудукской свиты (D2); 4–6 – Кемпирсайский массив: 4 – габброиды кы#зылкаинского комплекса (D1), 5 – шандашинский комплекс параллельных даек (D?), 6 – вулканиты акайской свиты(O); 7 – диабазы комплекса параллельных даек (D1) Хабарнинского массива; 8, 9 – р#н дер. Буйды: 8 – вулканиты идиабазы комплекса параллельных даек офиолитовой ассоциации (D1ems), 9 – диабазы эйфельского дайкового ком#плекса; 10, 11 – р#н дер. Чингизово: 10 – диабазы комплекса параллельных даек (D1), 11 – базальты нижней толщибаймак#бурибайской свиты (D1ems); 12 – вулканиты и диабазы даек (D1ems) Актау#Таналыкского района. Буквами наверификационных диаграммах обозначены поля: А – нормальные базальты СОХ; Б – обогащенные базальты СОХ,В – базальты океанических островов, Г – островодужные вулканиты

6

82



ют с аналогичными по составу толщамиэффузивов. Обширные поля комплексы парал#лельных даек слагают в Западно#Мугоджарскойзоне. В меланжах, подстилающих Кракинские ал#лохтоны, а также в Присакмаро#Вознесенскойзоне, дайки распространены локально. Высоко#

титанистые вулканиты СОХ типа описаны в Во#сточно#Магнитогорской зоне [23, 24].

В структуре Кемпирсайского офиолитовогомассива (Сакмарская зона) дайковый комплексслагает обширные поля. Состав слагающих егопород близок составу девонских даек и эффузи#вов Западно#Мугоджарской зоны. Возраст ком#плекса параллельных даек Кемпирсайского мас#сива представляется нам дискуссионным, и онибудут описаны в особом разделе.

Западно?Мугоджарская зона

Офиолиты в южной части Мугоджарских гор,в верхней части разреза которых залегает ком#плекс параллельных даек и девонская вулкано#генная толща, находятся в пределах Западно#Му#годжарской зоны. Эта зона является южным про#должением Магнитогорской мегазоны(синформы) (см. рис. 1). Офиолиты и перекрыва#ющие их островодужные комплексы обнаженына крыльях Берчогурской синклинали, сложен#ной франско#каменноугольными терригенно#карбонатными отложениями. Комплекс парал#лельных даек отличается прекрасной обнаженно#стью и полнотой разреза, особенно по берегамр. Шулдак (рис. 13). Он одним из первых на осно#ве структурных наблюдений и данных о составепород был идентифицирован как комплекс па#раллельных даек разреза палеоокеанической ко#ры [13, 16, 67, 77]. Толща подушечных базальтоввыделяется как мугоджарский, а дайки – как ак#тогайский комплекс.

В эрозионном срезе присутствует верхняячасть офиолитовой ассоциации, для которой ре#конструирован сводный разрез [28]: (1) полосча#тый комплекс, представленный верлитами; (2)альбитизированные и амфиболизированные пер#вично пироксеновые такситовые габбро; (3) габб#ро#нориты; (4) габбро и габбро#долериты – ре#ликты вторичных магматических камер; (5) ком#плекс дайка в дайке; (6) базальты; (7) кремни иэффузивные породы основного и среднего соста#ва. В разрезе комплекса параллельных даек и эф#фузивов были выделены следующие горизонты:

5

Lu

10

Cs

100

1

CeTaU

ThBa

Rb EuNd

PrKNbYTi

ZrSrLa

YbDySm

PPbП

ор

ода

/пр

им

ити

вная

ман

тия

10

100

1

По

ро

да/х

он

дри

т

В

Г

La Ce PrNdPmSmEuGd TbDyHoErTmYbLu

Lu

10

Cs

100

1

CeTaU

ThBa

Rb EuNd

PrKNbYTi

ZrSrLa

YbDySm

PPbП

ор

ода

/пр

им

ити

вная

ман

тия

Б

10

100

1

По

ро

да/х

он

дри

т

A


64321

Рис. 12. Спектры распределения редкоземельныхэлементов и мультиэлементные спектры для ранне#среднедевонских вулканитов и ассоциирующих с ни#ми даек (содержания нормированы по [108])А, Б: 1 – диабазы комплекса параллельных даек (D1)Хабарнинского массива; 2, 3 – р#н. дер. Буйды: 2 –вулканиты и диабазы комплекса параллельных даек(D1) офиолитовой ассоциации, 3 – диабазы дайково#го комплекса (D2ef); В, Г: 4, 5 – Чингизовский массив:4 – диабазы комплекса параллельных даек (D1), 5 –базальты нижней толщи баймак#бурибайской свиты(D1ems); 6 – вулканиты и диабазы даек (D1ems) Ак#тау#Таналыкского района



“корневой”, основной дайковый, дайково#лаво#вый (верхний) и подушечно#трубовых базальтов.Вмещающими породами для “корневого” гори#зонта служат амфиболизированные габбро. Сам“корневой” горизонт образован габбро, габбро#долеритами, мелкозернистыми и криптокристал#лическими долеритами, связанными между собойсложными взаимоотношениями. Отмечаются по#степенные переходы между соседними раскри#сталлизованными дайкоподобными телами и на#оборот – появление “плавающих” закалок – не#закономерно, хаотически распределенныхкриптокристаллических долеритов внутри пол#нокристаллических габбро и габбро#долеритов.Слияние различных по морфологии тел, увеличе#ние степени их раскристаллизованности, сопро#вождающееся вырождением экзоконтактовыхзон, закономерно происходит от верхних к ниж#ним частям “корневого” горизонта. На отдель#ных участках встречены магматические брекчии,обломки в которых образованы мелкозернисты#ми и криптокристаллическими долеритами.“Корневой” горизонт связывается с участкамиразвития верхних (вторичных) магматическихочагов, продуцировавших комплекс параллель#

ных даек. Считается, что по апикальным частямданных камер проходила одна из зон деламина#ции океанической коры [28].

Комплекс “дайка в дайке” сложен афировы#ми, мелкозернистыми и плагиоклаз#порфировы#ми габбро#диабазами и диабазами, образующимидвузакальные тела и полудайки мощностью 0.2–3.5 м, а также жилами микрозернистых долеритовмощностью 0.2–0.3 м. Дайки и жилы имеют кру#тые, часто субвертикальные, падения и субмери#диональные север#северо#западные простирания(см. рис. 13). Матриксом для дайковых пакетовслужат амфиболизированные габбро, а также от#носительно более ранние тела даек и подушечныебазальты. По зонам закалок и ксенолитам досто#верно устанавливаются интрузивные соотноше#ния краевых даек с габбро. Внутри дайковогокомплекса скрины габбро маломощны – до 1 м, ив основном встречаются только в узкой зоне ши#риной не более 20–25 м на удалении от контакта.Единичные скрины встречены на удалении 150–200 м от контакта с телом габбро.

Предшественниками [28] в поле развития ком#плекса параллельных даек были выделены следу#ющие их генерации: “фоновая”, миницентровая

48°

48°

48°

58°43′

58°45′

58°47′

58°49′

58°51′

58°53′ 58°55′ 58°57′

48°

48°

48°

00′

33′

32′

29′

30′

31′

1 км

118625

75 70

15

85

80 55

Шулдак

1

2

3

4

5

6

7

8

9

а ба б

Рис. 13. Схема геологического строения среднего течения долины р. Шулдак (по: [28] с изменениями)1 – куркудукская свита (D2): базальты, дациты, кремни, кремнистые сланцы; 2 – кварцевые диориты; 3–5 комплексыофиолитовой ассоциации: 3 – кумулятивные габбро, габбро#нориты, 4 – параллельных даек диабазов, габбро#диаба#зов (актогайский (D1–2)), 5 – вулканогенный (мугоджарский (D1–2)): подушечные базальты с прослоями кремней,яшм ; 6 – разрывные нарушения: а – достоверные, б – предполагаемые; 7 – геологические границы; 8 – элементы за#легания: а – слоистости вулканогенных и вулканогенно#осадочных пород, б – пакетов даек в комплексе параллельныхдаек; 9 – точки находок конодонтов

6*

84



10

100

1

По

ро

да/х

он

дри

т

В


Lu

10

Cs

100

1

CeTaU

ThBa

Rb EuNd

PrKNbYTi

ZrSrLa

YbDySm

PPb

По

ро

да/п

ри

ми

тивн

ая м

анти

я

Б

10

100

1

По

ро

да/х

он

дри

т

А


Рис. 14. Спектры распределения редкоземельныхэлементов и мультиэлементные спектры для вулка#нитов и ассоциирующих с ними даек (содержаниянормированы по [108])А, Б: 1–3 – Западно#Мугоджарская зона: 1 – диабазыактогайского дайкового комплекса и вулканиты му#годжарской свиты (D1–2), 2 – диориты (D2), 3 – анде#зиты куркудукской свиты (D2), В, Г: 4–6 – Кемпир#сайский массив: 4 – габброиды кызылкаинского ком#плекса (D1), 5 – шандашинский комплекспараллельных даек (D?), 6 – вулканиты акайскойсвиты (O)

и долеритовых жил. Ранняя, “фоновая” генера#ция, образует однозакальные пакеты и маломощ#ные скрины пассивных даек в поле развития бо#лее поздних миницентровых генераций. Взаимнокомпенсирующие пакеты полудаек с противопо#ложно направленными ориентировками закалокпослужили основанием для выделения минис#прединговых центров, наложенных на габбро идайки “фоновой” генерации. Дайки миницентро#вых генераций интрудируют подушечные базаль#ты, излившиеся, вероятно, на более ранних ста#диях развития этих же миниспрединговых очагов.Жилоподобные извилистые маломощные телаафировых микрозернистых диабазов являютсясекущими по отношению ко всем более раннимгенерациям и связываются с реализацией сдвиго#вых напряжений на заключительной стадиифункционирования верхних (вторичных) магма#тических камер [28].

Завершает разрез офиолитовой ассоциациитолща базальтов (мугоджарская свита) – трубово#подушечные лавы с прослоями и линзами гиалок#ластитов и красных яшм. В разрезе отмечаютсясиллы мелкозернистых афировых долеритовмощностью до первых десятков метров. Общаямощность разреза достигает 850 м [17, 21]. Мугод#жарская свита согласно перекрывается куркудук#ской свитой (100–450 м) [17], состоящей из крас#ных кремней и яшм, андезитовых и дацитовыхпорфиритов, подушечных базальтов, силлов ипотоков долеритов и коматиитов [81]. Выводы овозрасте мугоджарской и куркудукской свит ос#новываются на находках конодонтов [11, 17–19,36, 77]. Отмечается, что “в прослоях яшм мугод#жарской свиты найдены конодонты зоны inversus(середина эмса) и зон costatus#ensensis (эйфель –начало живета, причем вероятнее ранний эйфель,судя по конодонтам в перекрывающей куркудук#ской свите)” [36]. Между подушечными базальта#ми мугоджарской свиты и дацитовыми порфири#тами куркудукской свиты в обрыве, на правом бе#регу р. Шулдак залегает пласт красных плитчатыхкремнистых алевролитов мощностью 0.2–0.4 м. Вточке 1186 (48°33′51.4″ с.ш., 58°43′53.7″ в.д.) изалевролитов нами собраны конодонты Polyg#nathus cf. robusticostatus Bischoff et Ziegler, Pando#

Lu

10

Cs

100

1

CeTaU

ThBa

Rb EuNd

PrKNbYTi

ZrSrLa

YbDySm

PPb

По

ро

да/п

ри

ми

тивн

ая м

анти

я

Г

654321



rinellina cf. expansa Uyeno et Mason, Belodella sp.Комплекс примерно соответствует зоне costatusсередины эйфельского яруса.

Породы вулканического комплекса, а такжекомплекса параллельных даек интрудируютсяштоками диоритов–кварцевых диоритов. Для по#род штоков установлена геохимическая компле#ментарность с порфиритами куркудукской свиты.

Последовательное изучение петро#геохимиче#ских особенностей мугоджарского дайково#ба#зальтового комплекса впервые было проведеногеологами палеоокеанологической экспедициипод руководством Л.П. Зоненшайна [17, 26]. Бо#лее поздние данные приводятся в работах [28, 64,65]. По результатам исследований делался выводо том, что мугоджарский комплекс сформированв обстановке СОХ.

Породы дайкового комплекса и ассоциирую#щие с ним вулканиты принадлежат к толеитовойдифференцированной базальт#андезибазальто#вой серии (см. рис. 11). Содержание K2O = 0.04–0.3%, Na2O = 1.3–5.3%, отмечается повышенноесодержание TiO2 (до 2.2%). Значение #Mg варьи#руют от 38 до 50. Графики распределения содер#жаний элементов#примесей в вулканитах и поро#дах дайкового комплекса повторяют друг друга,различаясь только общей степенью обогащенно#сти по всему спектру, что свидетельствует об ихгенетической общности (рис. 14). На спектрахраспределения РЗЭ четко видно обеднениеЛРЗЭ, характерное для базальтов СОХ, (La/Yb)nотношение не превышает единицы (0.4–0.9), атакже небольшой Eu#минимум, увеличивающий#ся у более дифференцированных разностей.Мультиэлементные спектры имеют небольшиемаксимумы по K, Pb и U и минимумы по Ti, P, Zrи Nb. Отношение Th/Nb = 0.1–0.4 и незначитель#но превышает значения характерные для базаль#тов СОХ (~0.15).

Вулканиты куркудукской свиты, согласно пе#рекрывающие толеиты мугоджарской свиты,принадлежат дифференцированной базальт#ан#дезидацитовой субщелочной серии с натровымтипом щелочности (K2O = 1.7; Na2O = 4.8). Длявулканитов характерно низкое содержание TiO2(0.24%), FeOобщ. (4.8%) и MgO (1.7%). Низкие от#ношения Ni/Co (~0.9) свидетельствуют о высо#кой степени дифференцированности расплавов.На спектрах распределния РЗЭ виден небольшойEu#минимум, а также обогащение ЛРЗЭ, харак#терное для островодужных магматических пород((La/Yb)n = 4). Мультиэлементные спектры имеютмаксимумы по K, U, Pb и Sr и минимумы по Tа и Nb.Породы имеют высокое отношение Th/Nb = 2.7.В целом вещественный состав характерен для по#род островодужных серий.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Куагаш

Кызылсу

Тыгаша

Кызылкаши

Кокпекты

Рис. 16

Кы

зылк

аши

4 км

50°50′

50°40′

50°30′

50°20′

58°00′ 58°15′ 58°30′

Рис. 15. Схема геологического строения Кемпирсай#ского массива со снятым чехлом мезозойских отло#жений (по: [58] с упрощениями и изменениями).Контуром показано положение участка на рис. 161–8 – Сакмарский аллохтон: 1–3 – комплексы офио#литовой ассоциации: 1 – дунит#гарцбургитовый: в раз#личной степени серпентинизированные гарцбургиты,дуниты, реже лерцолиты, 2 – кокпектинский: оливи#новое габбро, анортозиты, габбро, троктолиты, пла#гиоклазовые дуниты, дуниты, 3 – шандашинский(D?): диабазы, габбро#диабазы комплекса параллель#ных даек; 4 – кызылкаинский комплекс (D1): габбро,диориты, сиено#диориты, пироксениты, верлиты, ду#ниты; 5 – акайская свита (O): подушечные базальты спрослоями кремней, яшм; 6 – дергаишская и сакмар#ская свита (S–D1l) (нерасчлененные): базальты, фта#ниты, кремнисто#углеродистые сланцы; 7 – зилаир#ская свита (D3fm): граувакковый флиш; 8 – прочиетерригенные, кремнистые, вулканогенные комплексыСакмарской зоны (PZ1–2) (нерасчлененные); 9 – луш#никовский комплекс (V) – вулканиты дифференциро#ванной серии, гранитоиды, а также перекрывающиевулканогенно#осадочные комплексы (PZ1–2) (нерас#члененные); 10 – тыгашинский комплекс: поздние(неоавтохтонные) дайки габбро#диабазов; 11 – раз#рывные нарушения; 12 – прочие границы комплексов

86



ДАЙКОВЫЙ КОМПЛЕКС ВЫСОКОТИТАНИСТОЙ ГРУППЫ ДИСКУССИОННОГО ВОЗРАСТА

Сакмарская зона. Кемпирсайский массив

Этот раздел посвящен комплексу параллель#ных даек крупнейшего на Южном Урале Кемпир#сайского мафит#ультрамафитового массива (см.рис. 1). В массиве представлен полный разрезофиолитовой ассоциации. Изучению массива по#священо много работ, касающихся структуры, ве#щественного состава, возраста и истории форми#рования комплексов [1, 3, 11, 20, 22, 38, 58, 60, 62,74, 75, 78, 92, 102].

Существуют различные схемы расчленениякомплексов массива. Согласно схеме [58, 59, 62](рис. 15) в структуре выделяются: (1) мантийныетектониты (реститы), представленные гарцбурги#тами, в меньшем количестве лерцолитами, дуни#тами; (2) полосчатый комплекс с пироксенитамии дунитами; (3) комплекс расслоенных габброи#дов; (4) изотропные габбро, плагиограниты, ком#плекс параллельных даек (шандашинская форма#

ция); (5) кызылкаинский дифференцированныйпироксенит#габбровый комплекс; (6) толща по#душечных базальтов ордовикского возраста. Дан#ная схема вполне сопоставима со схемами другихавторов по основным комплексам. Аналогом кы#зылкаинского комплекса, по#видимому, являетсякомплекс, выделяемый в других работах как ассо#циация калиевых габброидов [74], авгит#рогово#обманковые габбро [78], постофиолитовый ком#плекс базитовых даек [3]. Полосчатый комплекс икомплекс расслоенных габброидов слагают Кок#пектинский массив на западной окраине Кем#пирсайского массива и объединяются в кокпек#тинский комплекс.

Особенностью офиолитов Кемпирсайскогомассива является несоответствие установленноговозраста плутонических пород (в основном де#вон) и вулканогенного разреза (ордовик). В севе#ро#западной части Кемпирсайского массива Sm#Nd методом по минеральным изохронам возрастгарцбургитов, пироксенитов, вебстеритов и габб#ро оценивается интервалом 420–400 млн. лет [92].Для кызылкаинского комплекса имеются близ#кие значения возраста: 420 млн. лет (Sm#Nd и U#Pbданные по циркону) по [62] и 397 ± 20 млн. лет(Sm#Nd) [87]. Конкордантный возраст, получен#ный U#Pb методом по цирконам из пироксенито#вых жил, содержащих флогопит и амфибол, со#ставляет 420 ± 10 млн. лет [92]. Предполагается[75], что эти жилы являются возрастным и форма#ционным аналогом молостовского комплекса Ха#барнинского массива. По данным [92] мантий#ные породы массива испытали метасоматоз внадсубдукционных условиях с участием флюидапри прохождении базитовых расплавов.

В подошве Кемпирсайского массива распро#странены метаморфические породы. Протолитомдля них послужили мафит#ультрамафитовые по#роды из разреза офиолитов и кызылкаинскогокомплекса [34, 62]. В метаморфитах проявленазональность с переходом от гранатовых амфибо#литов с реликтами эклогитов к зеленым сланцам.По метаморфогенным цирконам из амфиболитовв южной части массива определен возраст 410 ± 6[73] или 400 ± 2 млн. лет [75]. Эти данные свиде#тельствуют о близком возрасте пород “метамор#фической подошвы” Кемпирсайского и Хабар#нинского массивов. Поздние магматические об#разования представлены жилами гранитоидов.По данным [73, 75, 76] дайка лампрофироподобно#го калиевого габбро прорывается жилой биотит#гранатовых гранитов. Возраст цирконов из грани#тов, определенный U#Pb методом (SHRIMP II),оценивается как 388 ± 5 млн. лет.

Комплекс параллельных даек, выделяемый врамках шандашинской формации долеритов, габ#бро#долеритов, изотропных габбро и базальтов,был изучен нами в юго#западной части массива, в

250 м

50°24′30′′

50°24′00′′

50°23′30′′

40

50

45

КМ 103Б260

58°07′ 58°08′

1

2

3

4

5

6

7

8

а б

Рис. 16. Схема геологического строения комплексапараллельных даек в бассейне р. Кокпекты1 – кокпектинский комплекс: оливиновое габбро,габбро, троктолиты; 2 – дергаишская и сакмарскаясвита (S#D1l) (нерасчлененные): базальты, фтаниты,кремнисто#углеродистые сланцы; 3 – скрины габбро,диабазов, гранитоидов, кызылкаинский комплекс(D1) (вне масштаба); 4 – дайки диабазов, габбро#диа#базов (шандашинский комплекс (D?)); 5 – подушеч#ные базальты; 6 – разрывные нарушения: а – досто#верные, б – предполагаемые; 7 – элементы залеганияпакетов даек; 8 – точка отбора проб для выделенияцирконов



среднем течении р. Шиликты и в междуречьерр. Кокпекты и Шиликты (рис. 16). Небольшойфрагмент, обнажающийся в прирусловой частисреднего течения р. Шиликти, образован афани#товыми диабазами и габбро#диабазами. Мощно#сти полудаек составляют 0.6–0.7 м, закалки ори#ентированы в ЮЗ направлении. С востока на за#пад падения закалок сменяются от аз. пд. 200 ∠45до аз. пд. 210–215 ∠80. Разрозненные выходы по#род дайкового комплекса разделены мощными(десятки метров) зонами, сложенными плойча#тыми серицит#кварцевыми и кварц#серицитовы#ми сланцами с прослоями кварцитов (предполо#жительно метаморфизованная сакмарская свита(S#D1l)).

Более полный фрагмент комплекса параллель#ных даек обнажается в долине безымянного пра#вого притока р. Кокпекты, примерно в двух кило#метрах севернее (ниже по течению) от устьяр. Шандыаша (см. рис. 16). Породы дайковогокомплекса отделены от распространенных южнееи западнее офиолитовых габброидов Кокпектин#ского массива зоной разлома. Комплекс парал#лельных даек обнажен на отрезке около 1300 м вбортах оврага, протягивающегося вкрест прости#рания дайковых тел. В данном пересечении пре#обладают аз. пр. 120–160, углы падения с юго#за#пада на северо#восток меняются от ЮЗ ∠50–70,через СВ ∠70–75 и вновь до крутых ЮЗ. К севе#ро#западу от описываемого пересечения отмече#ны более пологие (∠25–35) падения. В разрезепреобладают однозакальные полудайки с направ#лением закалок на Ю#ЮЗ, т.е. ось раскрытия(спрединга) находилась северо#восточнее в со#временных координатах. Мощности полудаек до#стигают 6 м, в среднем составляя 3–4 м, и незна#чительно уменьшаются с ЮЗ на СВ, т.е. от болееранних тел к более поздним. Основная часть даексложена мелко#среднезернистыми афировымигаббро#диабазами. Мощность зоны закалки, сло#женной афанитовыми диабазами, составляет 5–7 см.За зоной закалки следует зона мощностью 15–25 смсложенная микрокристаллическими диабазами.Породы комплекса параллельных даек повсе#местно метаморфизованы в условиях верхов зеле#носланцевой – низов амфиболитовой фации ирассланцованы. Локально диабазы и габбро#диа#базы превращены в полосчатые амфиболиты.Наиболее рассланцованы закальные контактыдаек.

В дайковом комплексе достоверно установле#ны частые скрины крупно#гигантозернистых ам#фиболовых габброидов. Отмечаются как массив#ные, так и такситовые разности. Неравномерныйметаморфизм определяет зональное распределе#ние биотита в породах. Габброиды связаны посте#пенными переходами с превращенными в гранат#биотит#полевошпатовые породы диоритами и си#ено#диоритами. Наряду с преобладающими габ#

броидами в скринах установлены афировые диа#базы и жилы гранофировых мелкозернистых гра#нитов. Мощности скринов составляют от 3 до 7 м,достигая 15–16 м. Контакты пород внутри скри#нов имеют аз. пр. 220 и они дискордантны по от#ношению к срезающим их дайкам. Скрины рас#пределены в разрезе неравномерно. Учитываяособенности состава габброидов, диабазов и гра#нитоидов скринов, можно предположить, что ониотносятся к кызылкаинскому комплексу.

Для изученного фрагмента комплекса парал#лельных даек характерны мощные однозакаль#ные тела мелко#среднезернистых габбро#диаба#зов с выдержанными на сотни метров углами па#дения. Структурные особенности комплексапозволяют предполагать стабильные условия рас#тяжения по направлению вектора раздвигающих#ся блоков. Уменьшение мощностей полудаек отранних к поздним может свидетельствовать об от#носительном уменьшении скорости раздвига.Признаков повторного растяжения не установле#но. Исходя из особенностей структуры и составапород описанного комплекса параллельных даек,можно предположить, что его образование связа#но со стабильными условиями концентрирован#ного спрединга.

Породы изученного разреза по своим веще#ственным характеристикам разделяются на двегеохимические группы. Первая объединяет габб#ро и дайки, которые находятся в скринах (кызыл#каинский комплекс), а вторая – породы комплек#са параллельных даек (шандашинский ком#плекс).

Породы кызылкаинского комплекса принад#лежат к базальт#андезибазальтовой известково#щелочной серии с натровым и калий#натровымтипом щелочности K2O = 0.4–2%; Na2O = 1.6–3.7% с повышенным содержанием глинозема(Al2O3 = 14–17%) (см. рис. 11). Значение #Mg ва#рьирует от 50 до 60, характерны невысокие отно#шения Ni/Co (0.8–2.6). На спектрах распредел#ния РЗЭ (см. рис. 14) проявлено обогащениеЛРЗЭ, (La/Yb)n отношение колеблется от 3 до 6.Мультиэлементные спектры имеют максимумыпо Pb, K, Sr и минимумы по Nb, Ta и Zr, что харак#терно для островодужных магматических пород.Характерной чертой описанных пород являетсяповышенное содержание Sr (500–750 г/т). По хи#мическому составу дайки и габброиды этой груп#пы сопоставимы с габброидами восточно#хабар#нинского и молостовского комплексов Хабар#нинского массива.

Породы шандашинского комплекса парал#лельных даек обладают геохимическими характе#ристиками, близкими к примитивным базальтамСОХ. Диабазы и габбро#диабазы принадлежат ктолеитовой серии и по составу отвечают базаль#там и андезибазальтам. Содержания оксидов в

88



них: K2O = 0.1–0.2%; Na2O = 2.2–3%; TiO2 = 1.4–1.6%; MgO = 7.5–8.2%; Al2O3 = 13.3–14.4%.#Mg = 50–57. На спектрах распределения РЗЭчетко проявлено обеднение ЛРЗЭ, характерноедля базальтов СОХ ((La/Yb)n = 0.5–0.6). Мульти#элементные спектры имеют небольшие максиму#мы по K, Pb, Sr и минимумы по Zr и Nb. Кызыл#каинский комплекс в структурах, где он занимаетобширные площади, сложен пластовыми интру#зивными телами, а также ступенчатыми и ветвя#щимися дайками биотит# и амфиболсодержащихгаббро, габбро#норитов, пироксенитов, амфибо#ловых габбро, редко кварцевых диоритов [58, 59,62]. Породы метаморфизованы и представленыамфиболитами и амфиболизированными пирок#сенитами с флогопитом. Решение вопроса о соот#ношениях кызылкаинского комплекса с ком#плексом параллельных даек ранее было неодно#значным. Указывалось [58, 59], что “соотношениекызылкаинского комплекса с диабазами парал#лельных даек не вполне ясно, поскольку онивстречаются вместе в сильно тектонизированныхзонах”. В ряде работ [3, 74, 78] отражена точказрения о том, что в описанном выше разрезе ка#лиевые габброиды и гранитоиды слагают дайки,секущие комплекс параллельных даек. При этомдля фрагментов комплекса параллельных даекмощностью до 500 м не отмечается присутствиескринов.

Кызылкаинский комплекс и его аналоги вструктуре Хабарнинского массива имеют ранне#девонский возраст. Для уточнения возраста ком#плекса в данном разрезе нами выделены цирконыиз гранат#биотит#полевошпатовых пород (мета#сиенодиоритов) скринов. В точке КМ103Б2(50°23′59.8″ с.ш., 58°07′49.5″ в.д.) U#Pb методом(SHRIMP II) получен возраст 361.6 ± 2.7 млн. лет.Скорее всего, эти значения не отражают возрастпротолита и проявленного в породах метамор#физма, а связаны с омоложением изотопной си#стемы.

В существующих схемах возраст шандашин#ского дайкового комплекса увязывается с возрас#том ордовикской толщи базальтов. Основаниемслужит сходство составов пород этих комплексов[11, 58, 62, 74, 78]. На западной окраине Кемпир#сайского офиолитового массива распространенакремнисто#базальтовая акайская свита. По коно#донтам доказывается ее ордовикский возраст [11,12, 20, 22]. В разрезе преобладают афировые ба#зальты с линзами силицитов. Акайская свита про#странственно отделена от комплекса параллель#ных даек и слагает другой тектонический покров[58]. Породы свиты практически неметаморфизо#ваны. Анализ состава базальтов свиты указываетна его вариации. По данным [62, 78] породы отве#чают умеренно# и высокотитанистым базальтамСОХ. Проведенное нами опробование, помимоаналогичных составов, выявило, в основном, со#

ставы иного характера. На правом берегу р. Кок#пекты вулканиты по составу отвечают базальтамтолеитовой серии. Средние содержания оксидовв них K2O = 0.8%, Na2O = 3.5%, Al2O3 = 12%,TiO2 = 0.25%, MgO = 5.5%. От толеитов СОХ ихотличает низкое #Mg = 50–57. На спектрах рас#пределения РЗЭ проявлено обогащение ЛРЗЭ((La/Yb)n = 1.8), а также небольшой Eu#минимум.Мультиэлементные спектры демонстрируют обо#гащение крупноионными литофильными эле#ментами и имеют максимумы по Zr, Pb, U и не#большие минимумы по Nb, Ta и Р. РаспределениеРЗЭ и рассеянных элементов вулканитов отлича#ется от такового у пород дайкового комплекса Кем#пирсайского массива низкой степенью обогащен#ности элементами по всему спектру. По особенно#стям состава породы имеют надсубдукционныйгенезис. Учитывая эти данные, можно сделать вы#вод о присутствии в разрезе акайской свиты двухгеохимических типов вулканитов: близких по со#ставу вулканитам СОХ и толеитам островных дуг.Формирование толщи происходило, по#видимо#му, в обстановке задугового бассейна.

Приведенные данные определяют дискусси#онность возраста шандашинского дайковогокомплекса. Составы базальтоидов ордовикскойтолщи и дайкового комплекса имеют существен#ные отличия. В скринах дайкового комплекса на#ходятся породы девонского кызылкаинскогокомплекса. Учитывая сходство составов породшандашинского комплекса и девонского ком#плекса Западно#Мугоджарской зоны, а так жеособенности структуры шандашинского ком#плекса, возраст его скорее является девонским.Однако, для окончательного решения этого спор#ного вопроса необходимо проведение дополни#тельных исследований.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

1. В структуре палеозоид Южного Урала и Му#годжар верхние части офиолитовых разрезов,представленные дайковыми и эффузивнымикомплексами, имеют ордовикский и девонскийвозраст. По структурным и петролого#геохимиче#ским данным выделяются комплексы, сформиро#ванные в надсубдукционных обстановках и вспрединговых центрах типа СОХ.

2. Южный Урал является типовым региономдля разработки модели коллизии дуга–континент[36, 85, 97, 105]. Согласно этой модели конвер#гентные взаимоотношения плит в палеозоидахЮжного Урала реконструируются начиная с ран#него девона. Над возникшей в эмсское время зо#ной субдукции стала развиваться Магнитогор#ская внутриокеаническая островная дуга, котораяво второй половине девона столкнулась с пассив#ным краем континента Балтика. Полученные но#вые данные о разновозрастных офиолитовых



комплексах, позволили сделать предположение осуществовании додевонской (ордовикской) зонысубдукции.

Ранее для средне#верхнеордовикских вулка#ногенных колчеданоносных и туфогенных толщ вКувандык#Медногорском районе была доказанаих надсубдукционная природа. Это позволило ре#конструировать развивавшуюся в ордовике ост#ровную дугу [56]. К настоящему времени появи#лись данные об аренигско#ашгиллском U#Pb(SHRIMP II) возрасте островодужной косистек#ской толщи, содержащей туфогенный материаландезит#дацит#риолитового состава и распросра#ненной в Оренбургской и Актюбинской областях[54]. Позднеордовикский возраст (456 ± 4 млн.лет) имеют плагиограниты, ассоциирующие скомплексом параллельных даек в Рамазановскоммеланже Сакмарской зоны. Породы даек и пла#гиограниты по петро#геохимическим особенно#стям сопоставляются с аналогичными породамипреддуговых надсубдукционных обстановок со#временной Пацифики. В пользу реконструкцииордовикской дуги свидетельствует так же присут#свие ордовикских островодужных толеитов вструктуре Кемпирсайского массива.

Ордовикский поляковский кремнисто#базаль#товый комплекс сопровождается дайковой сери#ей пород пикритового, пикро#базальтового, тра#хибазальтового состава. Содержания РЗЭ в поро#дах даек, как и в вуланитах, соответствуетсодержаниям в обогащенных базальтах СОХ в ба#зальтах океанических островов. Однако породыдаек имеют отчетливый Ta–Nb#минимум, чтосвидетельствует о существенном вкладе надсуб#дукционной компоненты наравне с мантийно#плюмовой. Эти особенности позволяют сравни#вать породы поляковского дайкового комплекса спикритами и магнезиальными базальтами вструктуре островной дуги Соломоновых остро#вов, где субдуцирует спрединговый центр бассей#на Вудларк [99, 103]. Породы даек и вулканоген#ные породы поляковской свиты, по#видимому,имели разные источники расплава.

Корреляция ордовикских надсубдукционныхкомплексов Южного Урала с островодужнымикомплесами Тагильской зоны [7, 10, 80 и др.] поз#воляет предполагать, что это реликты первичноединой островодужной системы. Имеющиесяразличия в разрезах силура (в Тагильской зоне –островодужные комплексы, на Южном Урале –вулканогенные и осадочные комплексы задугово#го бассейна) объясняются присутствием в этихструктурах различных фрагментов палеозойскоголатерального ряда.

3. Породы девонских дайковых и эффузивныхсерий, венчающих разрез офиолитов, представле#ны разными петро#геохимическими типами, объ#единенными в две группы: низкотитанистую и

высокотитанистую, которые формировались вразных геодинамических обстановках.

Среди пород низкотитанистой группы присут#ствуют бониниты или породы, отвечающие им посоставу. Дайково#эффузивные комплексы служатфундаментом для девонских островодужных се#рий. Особенности состава и соотношения с пере#крывающими их островодужными вулканитамипозволяют считать, что формирование этих ком#плексов происходило в надсубдукционной обста#новке и предшествовало основному этапу развитияостровной дуги. Дайково#эффузивный комплексимеет раннедевонский возраст. Определенный поцирконам возраст плагиогранитов, ассоциирую#щих с дайками (~400 млн. лет) [4], что соответствуетпозднему эмсу. Эмсский возраст по конодонтамимеет кремнисто#базальтовая толща Буйдинскогоучастка – вероятный аналог нижней толщи бай#мак#бурибайской свиты.

Морфоструктурные особенности дайковогокомплекса низкотитанистой группы отчетливопроявлены в Актау#Таналыкской зоне. Дайкипредставлены несколькими генерациями. Вскринах даек поздних генераций содержатся габ#бро, деформированные дайки ранних генерацийи эффузивы. Ранние и поздние генерации пред#ставлены диабазами и, в меньшем количестве,плагиориолитами и риодацитами, которые имеютодинаковые ориентировки, что дает основаниесчитать их близкими по возрасту и образованны#ми в одинаковых полях напряжений. Дайки име#ют преимущественно субширотные простирания,а залегания их меняются от вертикальных до по#логих южных и северных. С учетом положения за#кальных контактов полудаек, можно предпол#жить, что на данной площади представлены дай#ки, образованные в разных спрединговыхцентрах. Раздвиг сопровождался деформациямисубстрата и даек ранних генераций. На основеанализа морфоструктурных особенностей дайко#вых серий этой группы, выявленных в Актау#Та#налыкском и других районах, делается вывод, чтоих формирование происходило в условиях рассе#яного спрединга [47, 48]. Низкая титанистость,принадлежность к дифференцированной серии,присутствие пород кислого состава, могут бытьинтерпретированы, как признаки обстановкимедленного спрединга [21, 33].

При изучении возраста цирконов из плагио#гранитов, связанных с девонскими дайковымикомплексами низкотитанистой группы, возниклапроблема, связанная с преобладанием в породахксеногенных цирконов. В Чингизовском массивев одной точке конкордантный возраст составил776.9 ± 2.3 млн. В другой точке выделяется кла#стер из 4#х значений в диапазоне 2484–2669 млн.лет и единичные значения от раннего протерозоядо среднего ордовика. Эти данные коррелируют#

90



ся с нашими результатами определения возрастацирконов методом SHRIMP II из жилы гранодио#ритов, ассоциирующих с комплексом параллель#ных даек в Сакмарской зоне. На западной окраи#не Медногорска дайки и граниты слагают блок вструктуре серпентинитового меланжа. В точке 7047(51°28′14.1″ с.ш., 57°32′20.7″ в.д.) из 8 замеров 3образуют кластер от 2573 до 2918 млн. лет. Болеемолодые значения имеют широкий диапазон. Вдайке плагиориолитов в Актау#Таналыкской зонексеногенные цирконы имеют возраст 516.2 ±± 4.8 млн. лет. Присутствие ксеногенных цирко#нов отмечается во многих магматических ком#плексах, ассоциирующих с офиолитами в разныхзонах Урала. Кластеры докембрийских возрастов,вместе с более молодыми значениями, полученыдля дунитов Платиноносного пояса в Кытлым#ском [82] и Нижне#Тагильском массивах [30].Присутствие древних ксеногенных цирконов свя#зывается с контаминацией более древним веще#ством [37].

В структуре Буйдинского участка на севере За#падно#Магнитогорской зоны тектонические по#кровы сложены ордовикским (поляковским) ираннедевонским (баймак#бурибайским) кремни#сто#базальтовыми комплексами, возраст которыхдоказан по конодонтам. Комплекс параллельныхдаек, образующий обширные площади в пределахучастка и имеющий в скринах породы полосчато#го комплекса, имеет, вероятно, раннедевонскийвозраст. Породы офиолитов слагают обломочныйматериал в базальной микститовой пачке нижне#эйфельской ирендыкской свиты, сложенной ост#роводужными вулканитами. Здесь же распростра#нен более молодой комплекс параллельных даекнизкотитанистой группы, образующий пакеты“дайка в дайке”, который прорывает островодуж#ные вулканиты. Акцессорные цирконы из жилплагиогранитов, сопровождающих дайки имеютвозраст 391.9 ± 3 млн. лет (поздний эйфель). Фор#мирование пакетов даек, сходных со спрединго#выми, происходило синхронно контрастномувулканизму карамалыташской свиты, которыйсопровождался образованием колчеданных зале#жей. Формирование карамалыташского ком#плекса связывается многими исследователями срасщеплением Магнитогорской дуги [24 и ссыл#ки в этой работе].

4. Ранне#средневонский дайковый комплексвысокотитанистой группы распространен в За#падно#Мугоджарской зоне. Конодонты в вулка#ногенной толще, ассоциирующей с дайками, от#носятся к интервалу от середины эмсского по се#редину эйфельского яруса. Структурныеособенности дайкового комплекса свидетель#ствуют о концентрированном характере спредин#га. По составу породы даек и эффузивов близкибазальтам СОХ, однако, с признаками надсубдук#ционной компонены. Высокая титанистость,

низкая дифференцированность пород обнаружи#вают тенденцию, типичную для зон быстрогоспрединга [33]. Формирование комплекса проис#ходило в спрединговом центре задугового илимеждугового бассейна вблизи зоны субдукции.Помимо состава, в пользу этого вывода свиде#тельствует согласное залегание на дайково#эффу#зивном комплексе среднедевонских островодуж#ных вулканитов.

Возможно, девонский возраст имеет такжешандашинский комплекс параллельных даекКемпирсайского массива. По нашим данным скри#ны даек сложены комплексом калиевых габброи#дов, аналогом раннедевонского молостовскогокомплекса Хабарнинского массива. При попыткеуточнить возраст по цирконам из сиено#диоритовскринов получены значения 361.6 ± 2.7 млн. лет, от#ражающие омоложение изотопной системы. Близ#кие цифры, отличающиеся от основных значенийвозрастов, получены разными методами для магма#тических и метаморфических комплексов ЮжногоУрала. Например, самые молодые цирконы из габб#ро#норитов восточно#хабарнинского комплекса(основные значения возраста 411–415 млн. лет)имеют возраст 357 ± 6 млн. лет, а Sm#Nd возраст поэтим же породам 363 ± 25 млн. лет [42]. В цирко#нах из плагиогранитов, ассоциирующих с ком#плексом параллельных даек Хабарнинского мас#сива наряду с более древними значениями, груп#па замеров дала возраст 362 ± 2 млн. лет [43].Омоложенный Re#Os возраст 366 ± 2 млн. летимеют Co–Cu#колчеданные руды Дергамышско#го месторождения в Присакмаро#Вознесенскойзоне [89]. На близком возрастном уровне прояв#лен метаморфизм гранито#гнейсов Сысертско#Ильменогорской зоны на севере Южного Урала[9]. Сходный интервал возраста, в основном ре#грессивного метаморфизма, установлен для экло#гит#глаукофансланцевого максютовского ком#плекса зоны Уралтау [83, 90]. Вероятно, около360 млн. лет назад произошло усиление эндоген#ной активности, связанное с поздним этапомэволюции зоны субдукции, повлиявшее на изме#нение изотопных систем.

Дайково#эффузивные комплексы высокоти#танистой группы имеют разное структурное по#ложение и представляют, по#видимому, разоб#щенные фрагменты единого палеоряда структур.Комплексы, протягивающиеся вдоль западнойграницы Магнитогорской мегазоны, не связаныстратиграфически с островодужными комплекса#ми и, вероятно, представляют бассейн, распола#гавшийся между пассивной окраиной и Магнито#горской дугой. Реликтами бассейна, в которомформировались эти породы можно считать фраг#менты кремнисто#базальтовых эмс#эйфельскихтолщ в структуре Присакмаро#Вознесенской зо#ны, Кракинских покровов, Сакмарской зоны. Ба#



зальты этих толщ по данным авторов и [63] отли#чаются высоким содержанием TiO2.

В структуре Восточно#Магнитогорской зонывыделяется киембаевский спрединговый дайко#во#эффузивный комплекс позднеэмсского воз#раста, формирование которого происходило син#хронно баймак#бурибайскому комплексу запад#ных зон Магнитогорской мегазоны [23, 24]. Посоставу он коррелируется с породами высокоти#танистой группы. Баймак#бурибайский и кием#баевский комплексы перекрываются острово#дужными вулканитами (являются додуговыми).Формированию обоих комплексов предшество#вало формирование в раннем эмсе субщелочныхмагматических комплексов. Низкотитанистыйбаймак#бурибайский комплекс и его аналоги ха#рактеризуют фронтальную по отношению к зонесубдукции, а киембаевский – тыловую часть до#дугового надсубдукционного бассейна. Возмож#но, шандашинский дайковый комплекс Кемпир#сайского массива и киембаевский комплексысформированы в сходной геодинамической об#становке.

5. Развитие ордовикско#силурийской и девон#ской островных дуг и задуговых бассейнов разде#ляет этап изменения геодинамической обстанов#ки в позднем силуре и начале девона. В это времяобразованы метаморфические породы гранулит#амфиболитовой ассоциации (“метаморфическаяподошва” офиолитовых массивов) и интрузиидифференцированных мафит#ультрамафитовыхкомплексов [42 и ссылки в этой работе]. Эти ком#плексы отражают нестационарное развитие суб#дукционной системы, которое связывается с ак#крецией блока субконтинентальной литосферы.Аккреция явилась причиной изменения скоростии угла погружения слэба, а также, возможно,спровоцировалa его деламинацию и подток асте#носферного вещества в образовавшееся “окно”. Врезультате геодинамической перестройки в эмс#ское время, вероятно, с изменением полярности,произошло заложение новой зоны субдукции.

Развитие Магнитогорской дуги, начавшееся спозднего эмса, в позднем эйфеле прерывается из#за возникновения условий растяжения, привед#шим к расщеплению дуги. В это время формиру#ется контрастная колчеданоносная формация, за#мещающая ее фациально ярлыкаповская кремни#стая толща [32] и дайковый комплекс типа “дайкав дайке”, прорывающий раннеэйфельские остро#водужные вулканиты. Актогайский и мугоджар#ский спрединговые комплексы, сформирован#ные примерно в это же время, по#видимому, мар#кируют возникший за счет расщепления дугибассейн.

6. Реконструированные ранне#среднепалео#зойские структуры и события имеют аналоги наконвергентной окраине Юго#Западной Пацифи#

ки. Аналоги для низкотитанистого типа с бони#нитами существуют в типовом для этих пород ре#гионе Идзу#Бонинской дуги. Комплексы с высо#котитанистыми породами сформированы вбассейнах, современные аналоги которых имеютпреддуговое – бассейны Вудларк, Манус, или за#дуговое (междуговое) положение – бассейн Лау.Как правило, в этих бассейнах отмечаются высо#кие скорости спрединга. В бассейне Вудларкспрединг имеет признаки концентрированного,состав базальтов отвечает СОХ (содержания TiO21.5–2.2%, типичное распределение РЗЭ). По мереприближения к зоне субдукции, падающей отбассейна, в базальтах появляются признаки суб#дукционного генезиса. Это объясняется надсуб#дукционным положением участка литосферы доколлизии с плато Онтонг#Джава [96]. В бассейнеМанус (море Бисмарка) установлено быстрое рас#ширение литосферы (13.5–14.5 см/год) [109, 110].Высокую скорость спрединга имеет бассейн Лау всеверном сегменте [101], где распространены ба#зальтоиды, в том числе отвечающие по составубазальтам СОХ [88].

Работа выполнена при финансовой поддержкеПрограммы ОНЗ РАН “Строение и формирова#ние основных типов структур складчатых поясови платформ” и РФФИ, проект 11#05#00011.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Абдулин А.А., Авдеев А.В., Сеитов Н.С. ТектоникаСакмарской и Орь#Илекской зон Мугоджар. Ал#ма#Ата: Наука, 1977. 238 с.

2. Артюшкова О.В. Биостратиграфия по конодонтамвулканогенно#осадочных отложений девона Маг#нитогорской мегазоны Южного Урала. Автореф.дис. … докт. геол.#мин. наук. Новосибирск: ИНГГСО РАН, 2009. 40 с.

3. Балыкин П.А., Конников Э.Г., Кривенко А.П. и др.Петрология постгарцбургитовых интрузивов кем#пирсайско#хабарнинской офиолитовой ассоциа#ции (Южный Урал). Свердловск: УрО РАН, 1991.160 с.

4. Белова А.А., Рязанцев А.В., Разумовский А.А., Дег@тярев К.Е. Раннедевонские надсубдукционныеофиолиты в структуре Южного Урала // Геотекто#ника. 2010. № 4. С. 39–64.

5. Богатов В.И., Костицын Ю.А. Rb#Sr изотопныйвозраст и геохимия гранитоидов на севере Магни#тогорского прогиба, Южный Урал // Известиявысших учебных заведений. Геология и разведка.1999. № 2. С. 34–41.

6. Варлаков А.С. Петрография, петрохимия и геохи#мия гипербазитов Оренбургского Урала. М.: Нау#ка, 1978. 240 с.

7. Волченко Ю.А., Иванов К.С., Коротеев В.А., Оже Т.Структурно#вещественная эволюция комплексовПлатиноносного пояса Урала при формированиихромит#платиновых месторождений уральскоготипа // Литосфера. 2007. № 3. С. 3–31 (ч. 1); № 4.С. 73–101 (ч. 2).

92



8. Вулканизм Южного Урала / И.Б. Серавкин,А.М. Косарев, Д.Н. Салихов и др. М.: Наука, 1992.197 с.

9. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Сальникова Е.Б.и др. Позднедевонский гранито#гнейсовый ком#плекс Южного Урала // Докл. РАН. 2003. Т 391.№ 4. С. 502–506.

10. Десятниченко Л.И., Фадеичева И.Ф., Смирнов В.Н.и др. Позднеордовикско#силурийские вулкани#чесчкие комплексы Тагильской зоны (восточныйсклон Среднего Урала): вещественный состав,возраст, уточненная схема расчленения // Лито#сфера. 2005. № 1. С. 68–96.

11. Иванов К.С. Основные черты геологической исто#рии (1.6–0.2 млрд. лет) и строения Урала. Дис. …докт. геол.#мин. наук. Екатеринбург, 1998. 252 с.

12. Иванов К.С., Пучков В.Н. Геология Сакмарскойзоны Урала (новые данные). Препринт. Сверд#ловск: УНЦ АН СССР, 1984. 87 с.

13. Иванов С.Н., Кориневский В.Г., Белянкина Г.П. Ре#ликты рифтовой океанической долины на Урале //ДАН СССР. 1973. Т. 221. № 4. С. 939–942.

14. Кабанова Л.Я. О строении баймак#бурибайскогопалеоостроводужного комплекса на Южном Ура#ле // Ежегодник#86. Свердловск ИГиГ УрО АНСССР, 1987. С. 64–65.

15. Кабанова Л.Я. Петрохимические особенности по#род бонинитовой серии в Баймак#Бурибайскомкомплексе на Южном Урале // Рудогенез. Сбор#ник научных статей / Материалы международнойконференции (2–7 февраля 2008 г.). Миасс–Ека#теринбург: УрО РАН, 2008. С. 119–122.

16. Кориневский В.Г. Принципиальный вопрос стра#тиграфии силура Мугоджар // Ежегод. ИГиГ УНЦАН СССР, Свердловск. ИГиГ УНЦ АН СССР,1972. С. 136–138.

17. Кориневский В.Г. Геологический очерк ЮжныхМугоджар // История развития Уральского палео#океана. М.: ИО АН СССР, 1984. С. 57–59.

18. Кориневский В.Г. Возраст вулканогенных толщ зе#ленокаменной зоны Мугоджар // Изв. АН КазССР. Сер. Геол. 1987. № 5. С. 51–57.

19. Кориневский В.Г. Возраст вулканитов Южных Му#годжар // Типы магматизма Урала, Информаци#онные материалы. Свердловск: Ин#т геологии игеохимии УНЦ АН СССР. 1987. С. 103–108.

20. Кориневский В.Г. Палеозойские офиолиты Урала //Геотектоника. 1989. № 2. С. 34–44.

21. Кориневский В.Г. Мугоджарский и баймак#бури#байский вулканогенные комплексы Южного Ура#ла: сравнение // Металлогения древних и совре#менных океанов#2008. Рудоносные комплексы ирудные формации. Научное издание. Миасс:ИМин УрО РАН, 2008. С. 318–320.

22. Коробков В.Ф., Новиков И.Н., Федоров В.И. Кем#пирсайская офиолитовая ассоциация // Форма#ционное расчленение, генезис и металлогенияультрабазитов. Информационные материалы.Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 56–74.

23. Косарев А.М. Вулканизм позднеэмсского возрастаДомбаровской зоны задугового спрединга: петроло#го#геохимические и геодинамические аспекты //

Геологический сборник. № 8. Информационныематериалы. ИГ УНЦ РАН. Уфа: ДизайнПоли#графСервис, 2009. С. 112–119.

24. Косарев А.М. Геохимические особенности вулка#ногенных формаций Южного Урала и их продук#тивность на колчеданное оруденение // Литосфе#ра. 2010. № 3. С. 177–184.

25. Косарев А.М., Пучков В.Н., Серавкин И.Б. Петро#лого#геохимические особенности раннедевон#ско#эйфельских островодужных вулканитов Маг#нитогорской зоны в геодинамическом контексте //Литосфера. 2005. № 4. С. 22–41.

26. Кузьмин М.И., Альмухамедов А.И. Химический иредкоземельный состав базальтоидов р. Шулдак(Южные Мугоджары) // История развития Ураль#ского палеоокеана. М.: ИО АН СССР, 1984.С. 126–139.

27. Кузьмин М.И., Кабанова Л.Я. Бонинитовые серииЮжного Урала: геологическое и петрографиче#ское описание, особенности состава и проблемыпроисхождения // Потенциальная рудоносность,геохимические типы и формации магматическихпород. Новосибирск: Наука, Сиб. Отд#е, 1991.С. 156–173.

28. Куренков С.А., Диденко А.Н., Симонов В.А. Геоди#намика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002. 294 с.(Тр. ГИН РАН; Вып. 490).

29. Маегов В.И. О природе габброидов восточной ча#сти Хабарнинского массива // Метаморфическиепороды в офиолитовых комплексах Урала. Сверд#ловск: УНЦ АН СССР, 1979. С. 52–62 (Тр. Иль#мен. гос. заповедника; вып. 26).

30. Малич К.Н., Ефимов А.А., Ронкин Ю.Л. АрхейскийU#Pb изотопный возраст циркона дунитов Ниж#не#Тагильского массива (Платиноносный поясУрала) // Докл. РАН. 2009. Т. 427. № 1. С. 101–105.

31. Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия икорреляция девонских отложений Сибай#Бай#макского района Башкирии. Уфа: ИГ УфНЦ РАН,2002. 199 с.

32. Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия икорреляция девонских отложений Магнитогор#ской мегазоны Южного Урала. Уфа: ДизайнПоли#графСервис, 2010. 288 с.

33. Паланджян С.А. Особенности строения и составаокеанической литосферы, формировавшейся приразличных скоростях спрединга // Геотектоника.2007. № 6. С. 78–94.

34. Перцев А.Н., Савельев А.А. Габбро#амфиболиты вподошве офиолитов Кемпирсайского массива наЮжном Урале: петрологические и тектоническиеаспекты формирования // Геотектоника. 1994.№ 3. С. 21–35.

35. Путеводитель к полевым геологическим маршру#там совещания Проблемной комиссии IX: “Ран#ние стадии развития геосинклиналей и их офио#литовый комплекс”. Свердловск, 1985. 86 с.

36. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Сред#него Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

37. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (акту#альные вопросы стратиграфии, тектоники, геоди#



намики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграф#Сервис, 2010. 280 с.

38. Пушкарев Е.В. Петрология квазиплатформеннойпироксенит#габбро#гранитной серии Кемпир#сайско#Хабарнинского офиолитового комплекса(Южный Урал): Автореф. дис. ... канд. геол.#мин.наук. Свердловск: Ин#т геологии и геохимии,1987. 35 с.

39. Пушкарев Е.В. Геологическое строение Хабарнин#ского мафит#ультрамафитового аллохтона по дан#ным бурения и наземных исследований: взаимоот#ношения мантийных и коровых комплексов //Офиолиты: геология, петрология, металлогения игеодинамика. Материалы Международной конфе#ренции (XII Чтения памяти А.Н. Заварицкого)Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2006. С. 129–139.

40. Пушкарев Е.В., Калеганов Б.А. K#Ar датированиемагматических комплексов Хабарнинского габб#ро#гипербазитового массива (Южный Урал) //Докл. РАН. 1993. Т. 328. № 2. С. 241–245.

41. Пушкарев Е.В., Серов П.А., Бирюзова А.П. Изотоп#ные Sm#Nd данные о раннедевонском возрастединамометаморфизма в основании офиолитовыхаллохтонов в Сакмарской зоне Южного Урала //Докл. РАН. 2007. Т. 413. № 2. С. 224–228.

42. Пушкарев Е.В., Травин А.В., Кудряшов Н.М. и др.Изотопная геохронология магматических и мета#морфических комплексов Хабарнинского мафит#ультрамафитового аллохтона на Южном Урале иистория его становления // Ультрабазит#базито#вые комплексы складчатых областей и связанныес ними месторождения. Материалы третьей меж#дународной конференции. Т. 2. Екатеринбург:ИГиГ УрО РАН, 2009. С. 125–132.

43. Пушкарев Е.В., Ферштатер Г.Б., Костицын Ю.А.,Травин А.В. Новые данные об изотопном возрастемагматических пород Хабарнинского мафит#уль#трамафитового аллохтона: геологические след#ствия // Ежегодник#2007. Информац. мат#лыИГиГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН,2008. С. 277–285.

44. Пушкарев Е.В., Хазова Н.А. Комплекс параллель#ных даек Хабарнинского массива: Спрединг вусловиях океанического хребта или островной ду#ги? // Ежегодник#1990. Свердловск: УНЦ АНСССР, 1991. С. 90–93.

45. Пушкарев Е.В., Чант Р., Тэйлор Р. Возраст габбро#ультрамафитового магматизма, завершающегообдукцию офиолитов в Сакмарской зоне ЮжногоУрала по данным Sm#Nd изотопии // Ежегодник#2004. Информационный сборник научных трудовИГиГ УрО РАН им. А.Н. Заварицкого. Екатерин#бург: ИГиГ УрО РАН, 2005. С. 283–289.

46. Разумовский А.А. Расслоенный комплекс офиоли#товой ассоциации Хабарнинского массива (Юж#ный Урал) // Строение литосферы и геодинамика.Материалы XXI Всероссийской молодежной кон#ференции. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2005. С. 61–62.

47. Разумовский А.А. Комплекс параллельных даек взоне меланжа Главного Уральского разлома (северХабарнинской структурной седловины, ЮжныйУрал) // Офиолиты: геология, петрология, метал#логения и геодинамика. Материалы Международ#

ной научной конференции (ХII Чтения памятиА.Н. Заварицкого). Екатеринбург: ИГГ УрО РАН,2006. С. 144–148.

48. Разумовский А.А., Астраханцев О.В. Структурныеособенности дайкового комплекса офиолитовойассоциации Хабарнинского массива // Очерки порегиональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. М.:Наука, 2005. С. 179–212.

49. Разумовский А.А., Белова А.А., Рязанцев А.В., Дег@тярев К.Е. Офиолиты девонского возраста Юж#ного Урала: изотопные, геохронологические ибиостратиграфические данные // Ультрабазит#ба#зитовые комплексы складчатых областей и свя#занные с ними месторождения. Материалы тре#тьей международной конференции. Т. 2. Екате#ринбург: ИГГ УрО РАН, 2009. С. 142–145.

50. Ронкин Ю.Л. Изотопы стронция – индикаторыэволюции магматизма Урала // Ежегодник#1988.Екатеринбург: ИГГ УрО АН СССР, 1989. С. 107–110.

51. Руженцев С.В. Краевые офиолитовые аллохтоны.М.: Наука, 1976. 171 с. (Тр. ГИН АН СССР,Вып. 283).

52. Руженцев С.В. “Фациальные” покровы в структу#ре Западного склона Южного Урала // Очерки порегиональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. М.:Наука, 2005. С. 84–134.

53. Руженцев С.В., Самыгин С.Г. Структура и тектони#ческое развитие области сочленения Восточно#Европейской платформы и Южного Урала // Гео#тектоника. 2004. № 4. С. 20–44.

54. Рязанцев А.В., Белова А.А., Толмачева Т.Ю., Дуби@нина С.В., Аристов В.А. Ордовикский возраст вул#каногенных толщ в Сакмарской зоне ЮжногоУрала: обоснование по конодонтам и акцессорнымцирконам (SHRIMP) // Тектоника, рудные место#рождения и глубинное строение земной коры. Мат#лы Всероссийской научной конференции с между#народным участием, посвященной 100#летиюС.Н. Иванова (IV Чтения памяти С.Н. Иванова).Екатеринбург: ИГГ РАН, 2011. С. 251–253.

55. Рязанцев А.В., Дубинина С.В., Борисенок Д.В. Тек#тоническое сближение палеозойских комплексовв девонской аккреционной структуре Сакмарскойзоны Южного Урала // Общие и региональные во#просы геологии. Динамика формирования, струк#тура, вещественный состав и полезные ископае#мые складчатых систем и осадочных бассейновразличной геодинамической позиции. ПроектА.0070 ФЦП “Интеграция”. М.: ГЕОС, 2000.С. 5–24.

56. Рязанцев А.В, Дубинина С.В., Кузнецов Н.Б.,Белова А.А. Ордовикские структурно#формаци#онные комплексы в аллохтонах Южного Урала //Геотектоника. 2008. № 5. С. 49–78.

57. Рязанцев А.В., Разумовский А.А., Кузнецов Н.Б.и др. Геодинамическая природа серпентинитовыхмеланжей на Южном Урале // Бюлл. МОИП. Отд.геол. 2007. Т. 82. Вып. 1. С. 32–47.

58. Савельев А.А., Савельева Г.Н. Офиолиты Кемпир#сайского массива: основные черты структурно#вещественной эволюции // Геотектоника. 1991.№ 6. С. 57–75.

94



59. Савельва Г.Н., Дегтярев К.Е., Борисенок Д.В. Офи#олиты Южного Урала: реликты единой океаниче#ской структуры? // Очерки по региональной тек#тонике. Т. 1. Южный Урал. М.: Наука, 2005.С. 154–178.

60. Савельева Г.Н., Перцев А.Н. Мантийные ультрама#фиты в офиолитах Южного Урала, Кемпирсай#ский массив // Петрология. 1995. Т. 3. № 2.С. 115–132.

61. Савельева Г.Н., Пучков В.Н., Спадеа П. ОфиолитыУрала / Ред. Морозов А.Ф., Павленкова Н.И.Строение и динамика литосферы Восточной Ев#ропы: результаты исследований по программеEUROPROBE. Вып. 2. М.: Геокарт#ГЕОС, 2006.С. 421–436.

62. Савельева Г.Н., Шараськин А.Я., Савельев А.А. и др.Офиолиты зоны сочленения южных уралид сокраиной Восточно#Европейского континента //Урал: фундаментальные проблемы геодинамики истратиграфии. М.: Наука, 1998. С. 93–117.

63. Салихов Д.Н., Якупов Р.Р. Геологическое положе#ние и состав базальтов Межкракинской зоны (Се#верная часть Зилаирского синклинория) // Лито#сфера. 2005. № 2. С. 60–68.

64. Семенов И.В. Палеоокеанический спрединговыйвулканизм Урала и реконструкция параметровуральского палеозойского океана. Екатеринбург:УрО РАН, 2000. 362 с.

65. Семенов И.В. Конвекционно#спрединговые имантийно#плюмовые процессы в формированиихимического состава базальтов рифта Палео#уральского океана // Геодинамика, магматизм,метаморфизм и рудообразование / Отв. ред.Н.П. Юшкин, В.Н. Сазонов: Сборник научныхтрудов. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007.С. 158–181.

66. Семенов И.В., Гревцов Г.А., Бельков Ю.П.,Бобров В.Н. Новые реликты комплекса параллель#ных диабазовых даек в раннегеосинклинальныхобразованиях Урала // Ежегодник#1974 ИгиГУНЦ АН СССР. Свердловск: ИГиГ УНЦ АНСССР, 1975. С. 68–70.

67. Семенов И.В., Коленко Л.И., Штенке А.А. РЗЭ в ба#зальтах вулканогенных формаций Уральской эв#геосинклинали // Элементы#примеси в минера#лах и горных породах Урала. Свердлоск: УНЦ АНСССР, 1980. С. 36–64.

68. Серавкин И.Б., Знаменский С.Е., Косарев А.М. Раз#рывная тектоника и рудоносность БашкирскогоЗауралья. Уфа: Полиграфкомбинат, 2001. 318 с.

69. Серавкин И.Б., Косарев А.М., Горожанин В.М. Изо#топные соотношения Rb и Sr и радиологическийвозраст вулканогенных комплексов баймак#бури#баевской (D1ems), ирендыкской (D1–D2e) и кара#малыташской (D2e) свит // Геологический сбор#ник № 3. Информационные материалы ИГ УНЦРАН. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2003. С. 141–151.

70. Сондерс А.Д., Тарни Дж. Геохимические характе#ристики базальтового вулканизма в задуговыхбассейнах // Геология окраинных бассейнов. М.:Мир, 1987. С. 102–133.

71. Ферштатер Г.Б. Надсубдукционный интрузив#ный магматизм Урала // Геол. и геофиз. 2003. Т. 44.№ 12. С. 1349–1344.

72. Ферштатер Г.Б., Беа Ф. Геохимическая типизацияУральских офиолитов // Геохимия. 1996. № 3.С. 195–218.

73. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П.,Краснобаев А.А. и др. Эволюция палеозойского ин#трузивного магматизма Среднего и Южного Ура#ла // Литосфера. 2005. № 3. С. 57–72.

74. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Пушкарев Е.В.,Чащухина В.А. Габбро и гранитоиды, ассоцииро#ванные с гипербазитами Кемпирсайского и Ха#барнинского массивов на Южном Урале. Сверд#ловск: УНЦ АН СССР, 1982. 74 с.

75. Ферштатер Г.Б., Краснобаев А.А. Обдукционныймагматизм и сопряженная мигматизация (на при#мере Урала) // Литосфера. 2007. № 3. С. 66–85.

76. Ферштатер Г.Б., Краснобаев А.А., Беа Ф. и др. Гео#динамические обстановки и история палеозой#ского интрузивного магматизма Среднего и Юж#ного Урала (по результатам датирования цирко#нов) // Геотектоника. 2007. № 6. С. 52–77.

77. Формирование земной коры Урала / Ред.С.Н. Иванов, В.Н. Пучков, К.С. Иванов и др. М.:Наука, 1986. 248 с.

78. Эвгеосинклинальные габбро#гранитные серии /Ферштатер Г.Б., Малахова Л.В., Бородина Н.С.,Рапопорт М.С., Смирнов В.Н. М.: Наука, 1984.264 с.

79. Чаплыгина Н.Л. Фрагменты офиолитов надсуб#дукционного генезиса в серпентинитовом мелан#же (Западно#Магнитогорская зона, Южный Урал).Автореф. дис. … канд. геол.#мин.наук. М.: ГИНРАН, 2003. 30 с.

80. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Платиноносный поясУрала и Тагильская палеодуга: соотношение маг#матизма и геодинамики // Геотектоника. 2003.№ 2. С. 75–86.

81. Ярославцева Н.С. Петрология и метаморфизм ба#зальтоидов Зеленокаменной зоны Мугоджар. Ал#ма#Ата: Наука, 1984. 172 с.

82. Bea F., Fershtater G.B., Montero P. et al. Recycling ofcontinental crust into the mantle as revealed by Kytlymdunite zircons, Ural Mts, Russia // Terra Nova. 2001.Vol. 13. № 6. P. 407–412.

83. Beane R.J., Connelly J.N. 40Ar/39Ar, U#Pb, and Sm#Nd constraints on the timing of metamorphic events inthe Maksyutov Complex, southern Ural Mountains //J. Geol. Soc. London. 2000. Vol. 157. P. 811–822.

84. Beccaluva L., Girolamo P.D., Macciotta G., Morra V.Magma affinities and fractionation trends inophiolites // Ofioliti. 1983. № 8. P. 307–324.

85. Brown D., Spadea P., Puchkov V. et al. Arc–continentcollision in the Southern Urals // Earth#Science Re#views. 2006. Vol. 79. P. 261–287.

86. Dilek Y., Furnes H. Ophiolite genesis and global tec#tonics: geochemical and tectonic fingerprinting of an#cient oceanic lithosphere // Geol. Soc. Am. Bull.2011. Vol. 123. № 3/4, P. 387–411; doi:10.1130/B30446.1.



87. Edwards R.L., Wasserburg C.J. The age and the em#placement of obduced oceanic crust in the Urals fromSm#Nd systematics // Earth Planet. Sci. Lett. 1985.Vol. 72. № 4. P. 389–404.

88. Falloon T.J., Malahoff A., Zonenshain L.P., Bogdanov Y.Petrology and geochemistry of back#arc basin basaltsfrom Lau Basin spreading ridges at 15°, 18° and19° S // Contrib. Mineral. and Petrol. 1992. Vol. 47.№ 1. P. 1–35.

89. Gannoun A., Tessalina S., Bourdon B. et al. Re#Os iso#topic constraints on the genesis and evolution of theDergamish and Ivanovka Cu (Co, Au) massive sul#phide deposits, south Urals, Russia // Chemical Geol#ogy. 2003. Vol. 196. P. 193–207.

90. Hetzel R., Rémer R.L. A moderate exhumation rate forthe high#pressure Maksyutov complex, southernUrals, Russia // Geological Journal. 2000. Vol. 35.P. 327–344.

91. Jackson E.D., Thayer T.P. Some criteria for distin#guishing between stratiform, concentric and alpineperidotite#gabbro complexes // 24th InternationalGeological Congress, Montreal. 1972. Proceedings,Section 2. P. 289–296.

92. Melcher F., Grum W., Thalhammer T.V.,Thalhammer O.A.R. The giant chromite deposits atKempirsai, Urals: constraints from trace element(PGE, REE) and isotope data // Mineral Deposita.1999. Vol. 34. № 3. P. 250–272.

93. Nimis P., Omenetto P., Buschmann B. et al. Geochem#istry of igneous rocks associated with ultramafic–maf#ic#hosted Cu (Co, Ni, Au) VMS deposits from theMain Uralian Fault (Southern Urals, Russia) // Con#trib. Mineral. and Petrol. Vol. 100. № 3–4. 2010.P. 201–214. doi: 10.1007/s00710#010#0134#6.

94. Pearce J.A. Supra#subduction zone ophiolites: thesearch for modern analogues / Dilek Y., Newcomb S.(eds.) Ophiolite concept and the evolution of geologi#cal thought // Geol. Soc. Am. Spec. Paper 373. 2003.P. 269–293.

95. Penrose field conference on Ophiolites // Geotimes.1972. Vol. 17. P. 24–25.

96. Perfit M.R., Langmuir C.H., Baekisapa M. et al.Geochemistry and petrology of volcanic rocks fromthe Woodlarck basin: addressing questions of ridgesubduction / Taylor B., Exon N.F. (eds.) Marine Ge#ology, Geophysics and Geochemistry of the WoodlarkBasin#Solomon Islands. Circum#Pacific Council forEnergy and Mineral Res. // Earth Sci. Series. 1987.Vol. 7. P. 113–154.

97. Puchkov V.N. The diachronous (step#wise) arc–conti#nent collision in the Urals // Tectonophysics. 2009.Vol. 479. P. 175–184.

98. Pushkarev E.V., Fershtater G.B. Kempirsay and Kha#barny ophiolite complexes in the South Urals: evolu#tion from middle ocean to island arc spreding centre //Abstract of the International Volcanological. Congr.Ancara. 1994. P. 65.

99. Ramsay W.R.H., Crawford A.J., Foden J.D. Field set#ting, mineralogy, chemistry, and genesis of arc picrites,New Georgia, Solomon Island // Contrib. Mineral.Petrol. 1984. Vol. 88. P. 386–402.

100. Razumovskiy A.A. The geologic structure of the Akker#manovka fragment of the Khabarny Massif ophioliteassociation (South Ural) // Russian journal of Earthsciences. 2006. Vol. 8. P. 1–18.

101. Ruellan E., Delteil J., Wright I., Matsumoto T. Fromrifting to active spreading in the Lau Basin – HavreTrough backarc system (SW Pacific): Locking/unlock#ing induced by seamount chain subduction //Geochemistry geophysics geosystems. 2003. Vol. 4.21 p. doi: 10.1029/2001GC000261.

102. Savelieva G.N., Sharaskin A.Ya., Saveliev A.A. et al.Ophiolites of the Southern Uralides adjacent to theEast European continental margin // Tectonophysics.1997. Vol. 276. P. 117–137.

103. Schuth S., Rohrbach A., Mänker C. et al. Geochemicalconstraints on the petrogenesis of arc picrites and ba#salts, New Georgia Group, Solomon Islands // Con#trib. Mineral. Petrol. 2004. Vol. 148. № 3. P. 288–304.

104. Sharaskin A.Ya., Pustchin I.K., Zlobin S.K.,Kolesov G.M. Two ophiolite sequences from the base#ment of the Nothern Tonga arc // Ofioliti. 1983. Vol. 8.№ 3. P. 411–430.

105. Spadea P., D’Antonio M., Kosarev A., Gorozhanina Y.,Brown D. Arc#continent collision in the SouthernUrals: Petrogenetic aspects of the forearc#arc Сom#plex // Mountain building in the Uralides: Pangea tothe present. AGU Geophysical monograph series.2002. Vol. 132. P. 101–134.

106. Spadea P., Kabanova L.Y., Scarrow J.H. Petrology,geochemistry and geodynamic significance of Mid#Devonian boninitic rocks from the Baimak#Buribaiarea (Magnitogorsk Zone, southern Urals) // Ofioliti.1998. Vol. 23. P. 17–36.

107. Spadea P., Zanetti A., Vannucci R. Mineral chemistryof ultramafic massifs in the Southern Uralides orogen#ic belt (Russia) and the petrogenesis of the Lower Pa#leozoic ophiolites of the Uralian ocean / Y. Dilek,P.T. Robinson (eds.), Ophiolites in Earth History //Geol. Soc. London Spec. Publ. 2003. P. 567–596.

108. Sun Sh.@Su, McDonough W.F. Chemical and IsotopicSystematics of oceanic basalts: implications for mantlecomposition and processes / A.D. Saunders,M.J. Norry (eds.) Magmatism in the Ocean Basins //Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313–345.

109. Tregoning P. Plate kinematics in the western Pacificderived from GPS observations // J. Geophys. Res.2002. doi: 10.1029/JB2001000406.

110. Tregoning P., Lambeck K., Stolz A. et al. Estimation ofcurrent plate motions in Papua New Guinea fromGlobal Positioning System observations //J. Geophys. Res. 1998. doi: 103:12.181–12.203.

Рецензенты: C.В. Руженцев, Г.Н. Савельева

96



Geodynamic Formation Settings of Ordovician and Devonian Dike Complexes in Ophiolitic Sections of the Southern Urals

and MugoszharyA. V. Ryazantsev, A. A. Belova, A. A. Razumovsky, and N. B. Kuznetsov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017 Russiae�mail: [email protected] November 23, 2010

Abstract—The dike and volcanic complexes in the upper parts of the ophiolitic sections in the Paleozoidesof the South Urals and Mugodzhary are Ordovician and Devonian in age. Two types of Ordovician complexesare distinguished by petrology and geochemistry. One of these types is characterized by a suprasubductionforearc formation setting and the second type developed in spreading basins in close proximity to island arcs.The Ordovician dikes formed in the setting of suprasubduction forearc spreading occur as blocks in themelange of the Sakmara Zone. Zircons from the plagiogranite associated with the dikes are dated at 456 ± 4 Ma.The Polyakovka dike complex in the north of the Cis�Sakmara–Voznesenka Zone is associated with basaltsand cherts containing Ordovician conodonts. The dikes were probably formed during subduction of thespreading center; contributions of mantle�plume and subduction�related components are noted. Dike andvolcanic complexes of Early–Middle Devonian age determined using isotopic and biostratigraphic methodsare widespread. Two groups of complexes are distinguished by structural and geochemical features. The firstgroup was formed in the setting of dispersed spreading in the second half of the Early Devonian. Boninitesoccur among the rocks of this group. The second group was formed in the setting of fast focused backarcspreading that developed up to the late Eifelian. Dike�in�dike suites close to the first group in compositioncut through the Early Eifelian island�arc complexes in the frontal part of the arc. Zircons from the granitoidveins accompanying these dolerite dikes are dated at 391.9 ± 3 Ma (late Eifelian).

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ … · 1– P 2); 2...

Documents

Transcript of ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ … · 1– P 2); 2...