Берзин_диссертация
реклама
Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геологии и геохимии им. академика А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской академии наук На правах рукописи БЕРЗИН СТЕПАН ВАСИЛЬЕВИЧ ОФИОЛИТОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЮЖНОЙ ЧАСТИ СРЕДНЕГО УРАЛА Специальность 25.00.04 – Петрология, вулканология ДИССЕРТАЦИЯ на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник Иванов Кирилл Святославич Екатеринбург – 2014 2 ОГЛАВЛЕНИЕ ВВЕДЕНИЕ…………………………………………………………………………….. 4 ГЛАВА 1 ОФИОЛИТОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ СРЕДНЕГО УРАЛА...…………….. 10 ГЛАВА 2 КЛЮЧЕВСКОЙ МАССИВ…………………………………………......... 25 2.1 Геологическое строение…………………………………………………........ 25 2.2 Минералого-петрографические и геохимические особенности пород…... 28 2.3 Хромитовое оруденение…………………………………………………........ 43 2.4 Изотопный U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов…………………………... 47 ГЛАВА 3 ОФИОЛИТЫ В ВОСТОЧНОМ ОБРАМЛЕНИИ РЕВДИНСКОГО МАССИВА…………………………………………………………………………… 52 3.1 Геологическое строение……………………………………………………… 52 3.2 Минералого-петрографические особенности пород……………………….. 62 3.3 Акцессорная хромовая шпинель…………………………………………….. 73 3.4 Гидротермальные прожилки и вторичные метасоматические изменения... 81 3.5 Геохимические особенности пород………………………………………….. 83 3.6 Изотопный U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов…………………………... 87 ГЛАВА 4 ОФИОЛИТЫ В ЗАПАДНОМ ОБРАМЛЕНИИ РЕВДИНСКОГО МАССИВА…………………………………………………………………………… 95 4.1 Геологическое строение……………………………………………………… 95 4.2 Минералого-петрографические особенности пород……………………… 103 4.3 Акцессорная хромовая шпинель…………………………………………… 112 4.4 Геохимические особенности пород………………………………………... 115 4.5 Проблема возраста…………………………………………………………... 121 ГЛАВА 5 ОФИОЛИТЫ В СТРУКТУРЕ РЕВДИНСКОГО МАССИВА………... 124 5.1 Геологическое строение блока……………………………………………... 124 5.2 Минералого-петрографические особенности пород…………………….... 138 5.3 Геохимические особенности пород………………………………………... 157 5.4 Проблема возраста………………………………………………………….. 172 ГЛАВА 6 ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ……………………………………… 174 ЗАКЛЮЧЕНИЕ…………………………………………………………………….. 180 3 СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ И УСЛОВНЫХ ОБОЗНАЧЕНИЙ..………………… 182 СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ………………………………………………………….. 184 ПРИЛОЖЕНИЕ А…………………………………………………………………... 202 ПРИЛОЖЕНИЕ Б…………………………………………………………………... 207 ПРИЛОЖЕНИЕ В…………………………………………………………………... 209 ПРИЛОЖЕНИЕ Г…………………………………………………………………... 211 ПРИЛОЖЕНИЕ Д…………………………………………………………………... 213 ПРИЛОЖЕНИЕ Е…………………………………………………………………... 215 4 ВВЕДЕНИЕ Актуальность темы исследования. Офиолитовые комплексы в структуре складчатых областей являются аналогами коры океанического типа (Колман, 1979, Савельева, 1987, и др.). Их исследование помогает решать важные задачи геодинамической реконструкции истории складчатых поясов, касающиеся этапов океанического и задугового спрединга. Так же с офиолитовыми комплексами связаны промышленно значимые месторождения полезных ископаемых, таких как хром, золото, ЭПГ, хризотил-асбест и др. (Золоев и др., 2007, Мурзин и др., 2006, Чащухин, Вотяков, 2010, и др.) При исследовании офиолитовых комплексов на Урале значительная часть внимания уделялась породам нижней части офиолитового разреза (Савельева, 1987, Геология рудных…, 1978, и др.), что связано, прежде всего, с приуроченностью к ним месторождений хромититов. В то же время верхняя часть разреза оставалась менее изученной. Так же следует отметить, что наибольшая часть исследований посвящена крупным массивам альпинотипных ультрамафитов, находящимся в зоне Главного уральского разлома (ГУР). В то время как офиолитовые массивы, находящиеся в Восточно-Уральской зоне, а так же небольшие тектонические блоки пород офиолитовой ассоциации, приуроченные к границам структурных зон, изучены значительно слабее. Несмотря на многие десятилетия исследования офиолитов на Среднем Урале остаются нерешенными такие важные проблемы, как возраст офиолитовых комплексов и взаимоотношение их с массивами Платиноносного пояса. В связи с чем в данной работе исследования сконцентрированы на детальном изучении фрагментов офиолитовых комплексов в Восточно-Уральской, Тагильской и Салатимской структурных зонах южной части Среднего Урала с использованием комплекса современных методов исследований, не применявшихся на объектах ранее. Так же объектом всестороннего изучения стали породы офиолитовой ассоциации в структуре Ревдинского массива – самого южного в цепочке массивов Платиноносного пояса Урала. 5 Цель исследования. Изучение представительных, но малоизученных фрагментов офиолитовых комплексов в различных структурных зонах южной части Среднего Урала. Задачи исследования. 1. Исследование структурных и минералогопетрографических особенностей офиолитовых комплексов в различных структурных зонах южной части Среднего Урала. 2. Изучение геохимических особенностей исследуемых пород офиолитовой ассоциации. 3. Определение абсолютного возраста пород офиолитовой ассоциации при помощи современных методов изотопной геохронологии. Научная новизна. 1. Впервые для Среднего Урала получен возраст цирконов (SHRIMP-II) из дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива, который совпал с ранее определенными возрастами цирконов из дунитверлит-клинопироксенит-габбрового комплекса этого массива. 2. Впервые U-Pb методом (SHRIMP-II) на Среднем Урале установлено наличие средне-верхнедевонских офиолитов горы Азов в западной части Тагильской зоны, образовавшихся в обстановке задугового спрединга и ранее считавшихся верхнеордовикско-раннесилурийскими. 3. На основании геохимических признаков показано различие между офиолитовыми комплексами в восточном и западном обрамлении Ревдинского массива Платиноносного пояса Урала. 4. Исследованы параллельных формирование даек) фрагменты в структуре параллельных офиолитов (корневая Ревдинского долеритовых даек массива. зона комплекса Показано, происходило в что ходе неоднократного растяжения в обстановке задугового спрединга. Теоретическая и практическая значимость. Полученные результаты могут быть использованы при составлении геологических, тектонических и прогнозно-поисковых карт Урала различного масштаба, а так же при проведении поисковых и разведочных работ на месторождения полезных ископаемых в исследованных районах. Приведенные исследования геохимических особенностей 6 и изотопного возраста офиолитов помогают более достоверно реконструировать историю развития Уральского складчатого пояса. Фактический материал и методы исследования. Фактическим материалом для исследования послужили образцы, отобранные автором на полевых работах в 2010-2012 годах, а так же предоставленные К.С. Ивановым. Работа основана на изучении 228 тонких и 248 полированных шлифов, 82 силикатных и 29 микроэлементных (ICP-MS) анализов горных пород, 289 микрозондовых анализов минералов. В работе приведены результаты U-Pb (SHRIMP-II) датирования цирконов из 4-х проб. Силикатный анализ пород проводился рентгеноспектральным флуоресцентным методом на «СРМ-18» и «XRF-1800» в Центре коллективного пользования «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН (аналитики Горбунова Н.П., Татаринова Л.А., Ятлук Т.М., Власов В.П., Неупокоева Г.С.). Микроэлементный анализ осуществлялся методом массспектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на «ELAN-9000» (аналитики Н.Н. Адамович, Д.В. Киселева, Н.В. Чередниченко). Состав минералов изучен методом рентгеноспектрального электронно-зондового микроанализа на «Cameca SX 100» так же в ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН (аналитики Д.А. Замятин и В.В. Хиллер). Определение U-Pb возраста цирконов было выполнено с использованием вторично-ионного масс-спектрометра SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ (аналитик А.Н. Ларионов) по стандартной методике (Williams, 1998). Положения, выносимые на защиту: 1. Породы дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива несут следы метаморфических преобразований. Возраст центральных частей находящихся в них цирконов составляет 446,5±7 млн лет и совпадает в пределах погрешности с возрастом цирконов (441,4–449,0 млн) из пород дунит-верлитклинопироксенитового комплекса этого же массива. Анализы краевых частей цирконов из дунит-гарцбургитового комплекса образуют вытянутый вдоль конкордии кластер с возрастами 296±16 млн лет, соответствующий времени выведения пластины ультрамафитов на коровый уровень и метаморфизма. 7 2. Комплекс параллельных долеритовых даек и вмещающие подушечные лавы толеитовых базальтов и андезибазальтов горы Азов в восточном обрамлении Ревдинского массива сформировался в условиях задугового спрединга на границе среднего и верхнего девона 382–387 млн лет назад. 3. Породы мариинского комплекса в западном обрамлении Ревдинского массива являются продуктами метаморфизма и катаклаза габбро и вулканических пород офиолитовой ассоциации, обладающими признаками как океанического, так и надсубдукционного происхождения. По повышенному содержанию TiO 2, Ta, Nb, пониженным содержаниям SiO2, Zr, Sr и ряду других характеристик они отличаются от офиолитов восточного обрамления Ревдинского массива. 4. В структуре Ревдинского массива Платиноносного пояса Урала нами установлены габбро офиолитовой ассоциации. Они прорываются двумя генерациями параллельных долеритовых даек, пересекающихся под углами 4070° и сформировавшимися в обстановке задугового спрединга. В промежутке между внедрением этих двух генераций даек произошло внедрение пород жильной диорит-тоналитовой серии. Структура и объем работы. Диссертационная работа изложена на 216 страницах, сопровождается 57 иллюстрациями и 41 таблицей, состоит из шести глав. Список литературы включает 152 наименования. Обоснование защищаемых положений содержится в главах: первое – 2; второе – 3; третье – 4, четвертое – 5; в шестой главе подводится итог выполненных исследований. Степень достоверности результатов. Отбор представительной выборки проб из исследуемых комплексов пород и значительный объем аналитических данных, полученных в аккредитованных лабораториях на современном оборудовании по аттестованным методикам, определяют высокую степень достоверности полученных результатов. Апробация работы. Основные положения диссертационной работы докладывались на IV Чтениях памяти С.Н. Иванова «Тектоника, рудные месторождения и глубинное строение земной коры» (Екатеринбург, 2011), Всероссийской молодежной конференции «Уральская минералогическая школа- 8 2011» (Екатеринбург, 2011), V Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии «Вулканизм и геодинамика» (Екатеринбург, 2011), II Всероссийской молодежной конференции «Геология Забайкалья» (Улан-Удэ, 2012), XV Чтениях памяти академика А.Н. Заварицкого «Геодинамика, рудные месторождения и глубинное строение литосферы» (Екатеринбург, 2012), XVIII Всероссийской научной конференции «Уральская минералогическая школа-2012» (Екатеринбург, 2012), XIX Всероссийской молодежной научной конференции «Уральская минералогическая школа-2013» (Екатеринбург, 2013), V Всероссийской молодежной научной школе-конференции «Минералы: строение, свойства, методы исследования» (Екатеринбург, 2013), XX Всероссийской молодежной научной конференции «Уральская минералогическая школа – 2014» (Екатеринбург, 2014). Благодарности. Работа выполнена в Лаборатории региональной геологии и геотектоники Института геологии и геохимии УрО РАН под руководством доктора геол.-мин. наук К.С. Иванова, которому автор выражает искреннюю благодарность за постановку темы и всестороннюю поддержку в осуществлении работы. Автор глубоко признателен Ю.В. Ерохину за консультации и постоянное внимание к работе. Автор благодарен Н.В. Вахрушевой за обсуждение диссертации и конструктивные замечания. Автор признателен сотрудникам лаборатории В.Н. Смирнову и Е.В. Лобовой за консультации и П.С. Козлову за предоставленный каменный материал, а также всем, кто уделял внимание докладам автора на конференциях и совещаниях. Автор благодарен за помощь в проведении аналитических работа сотрудникам Центра коллективного пользования «Геоаналитик», в особенности Д.А. Замятину, В.В. Хиллер, Н.П. Горбуновой, Н.Н. Адамович и Д.С. Киселевой, автор благодарен А.Н. Ларионову (ЦИИ ВСЕГЕИ). Автор благодарен сотрудникам шлифовальной мастерской ИГГ, в особенности В.П. Кавериной. Автор признателен Д.А. Ханину за помощь в проведении полевых работ. Работа выполнялась при поддержке проекта 12-П-5-1017 «Структурновещественная эволюция и металлогения базит-ультрабазитовых комплексов при 9 формировании земной коры складчатых систем (на примере Урало-Монгольского пояса)» Программы 27 Президиума РАН и при поддержке конкурса молодёжных научных проектов УрО РАН 2011 г. 10 ГЛАВА 1 ОФИОЛИТОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ СРЕДНЕГО УРАЛА В строении Урала выделяется один из наиболее протяженных офиолитовых поясов Земли, протянувшийся с севера на юг, начиная с полярноуральских массивов на севере до Мугоджар на юге. Офиолитовые комплексы присутствуют во всех структурных зонах полеоостроводужного сектора Среднего и Южного Урала к востоку от зоны Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР) (Смирнов и др., 2003; Перевозчиков, 2011; и др.). Севернее они перекрываются мезозойско-кайнозойским осадочным чехлом и прослеживаются в фундаменте Западно-Сибирской платформы (Иванов и др., 2007, Симонов и др., 2013, и др.). Исследования последних десятилетий показали, что в структуре Уральского складчатого пояса совмещены офиолитовые комплексы, сформировавшиеся в различных геодинамических обстановках и в различное время. В настоящей главе приведена характеристика офиолитовых комплексов в различных структурных зонах восточного склона Среднего Урала. Салатимская зона выделяется на Среднем и Северном Урале восточнее Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР) к западу от массивов Платиноносного пояса, выделяемых рядом исследователей в отдельную структурную зону (Смирнов и др., 2003, и др.). По данным Г.Н. Бороздиной и соавторов (2010) Салатимская зона с запада ограничена Тылайско- Промысловским разломом, а на востоке ее граница проходит по Салатимскому разлому, отделяющему образования континентального склона и океанического ложа (колпаковская, пальничнинская, выйская свиты) от офиолитов мариинского комплекса (Бороздина и др., 2010). На Среднем Урале в пределах Салатимской зоны к офиолитовой ассоциации относят породы выйской свиты, сложенной толеитовыми базальтами и осадочными породами, метаморфизованными преимущественно в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма (Бороздина и др., 2010, Каретин, 2000, Петров, 2006, и др.). По геохимическим особенностям базальты выйской свиты занимают промежуточное положение между океаническими и задуговоспрединговыми базальтами, в связи, с чем Г.Н. Бороздиной с соавторами 11 интерпретируются как породы ложа океана вблизи континентального склона (Бороздина и др., 2010). Породы выйской свиты ограничены с востока ВосточноЧекменским, а с запада Салатимским разломом, и фактически находятся в нарушенном залегании в виде тектонического блока в аккреционной призме (Бороздина и др., 2010). В качестве северного аналога выйской свиты принято рассматривать польинскую свиту (Бороздина и др., 2010, Петров, 2007). На Северном Урале в пределах зоны находится Салатимский массив альпинотипных ультрамафитов и тектонические блоки ассоциирующихся с ними габброидов (Петров, 2007, и др.). Так же в пределах зоны на Северном Урале отмечаются многочисленные небольшие линзы и лентовидные тела серпентинитов, выделяемые в Салатимский офиолитовый пояс (Пучков, 2000, Перевозчиков, 2011, и др.). В приполярноуральском сегменте зоны В.Р. Шмелевым фактически было показано тектоническое совмещение в зоне ГУГР фрагментов офиолитов, близких по геохимическим характеристикам к океаническим и надсубдукционным (тыловодужным) комплексам пород (Шмелев, 2005). Подобное тектоническое совмещение разных по геохимическим особенностям базальтов ранее так же было отмечено Ю.С. Каретиным для северной части Среднего Урала, где в пределах одного разреза им описаны перемежающиеся высокотитанистые базальты и ферробазальты с одной стороны и низкотитанистые базальты с другой. Данный разрез был интерпретирован Ю.С. Каретиным как вещественное выражение палеооси спрединга, близкой к наблюдаемым в современных зонах спрединга, например на о. Исландия (Каретин, 2001). Офиолиты и массивы Платиноносного пояса Урала. В ходе многих десятилетий исследованиями концентрически-зональных габбро- ультрамафитовых массивов Урало-Аляскинского типа, эталонными объектами которых являются массивы Платиноносного пояса Урала, было показано их структурное, геохимическое и генетическое отличие от массивов офиолитов, пространственная близость с которыми в пределах складчатых поясов является 12 результатом скучивания в ходе коллизионных процессов (Иванов, 1997, Ефимов, 1984, Пучков, Ефимов, 1980, и др.). На Среднем Урале массивы Платиноносного пояса находятся преимущественно в обрамлении пород мариинского комплекса, в который объединяют в различной степени метаморфизованные породы верхней части офиолитового разреза - долериты комплекса параллельных даек со скринами габбро или базальтов, а так же развивающиеся по ним зеленые сланцы, амфиболиты, роговики, динамотермально измененные и мигматизированные породы схожего состава (Бороздина и др., 2010, Каретин, 2001, Петров и др., 2011, и др.). Так же зачастую массивы Платиноносного пояса тектонически граничат с породами выйской свиты или с вулканогенно-осадочными комплексами Тагильской зоны. Породы мариинского комплекса рассматриваются как офиолитовое основание Тагильской островной дуги (Бороздина и др., 2010, Каретин, 2001, и др.). Исследование геохимических особенностей долеритов комплекса параллельных даек и вмещающих базальтов горы Азов показало их формирование в надсубдукционной обстановке, вероятнее всего в условиях задугового спрединга (Иванов и др., 2000, Иванов и др., 2002, Семенов, 2009, и др.). Возраст пород мариинского комплекса ранее условно принимался за верхнеордовикский (Бороздина и др., 2010) или верхне-среднеордовикский (Петров и др., 2011, и др.). Однако проведенное нами U-Pb (SHRIMP-II) датирование цирконов из долеритов параллельных даек мариинского комплекса в восточном обрамлении Ревдинского массива показало верхне-среднедевонский возраст данных пород (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013) (подробнее см. главу 3). Имеющиеся в литературе данные указывают на геохимическую неоднородность пород офиолитовой ассоциации, объединяемых в мариинский комплекс. Так Г.А. Петровым и В.Н. Пучковым на Северном Урале в породах мариинского комплекса были выделены поля распространения высокотитанистой и низкотитанистой серии пород, находящиеся соответственно в западном и восточном обрамлении Чистопского и Помурского массивов Платиноносного 13 пояса Урала (Петров, Пучков, 1994). Для Среднего Урала Г.А. Петровым так же отмечаются различия в геохимических характеристиках пород мариинского комплекса, описываемого им как мариинская свита, из восточных «более островодужных» и западных «более океанических» фрагментов (Петров, 2006). Аналогичная геохимическая неоднородность установлена в ходе данного исследования для пород мариинского комплекса из восточного и западного обрамления Ревдинского массива – самого южного в цепочке массивов Платиноносного пояса, заметно различающимся по содержанию титана и ряда микроэлементов (подробнее см. главу 4). Породы мариинского комплекса выделяются рядом исследователей и в пределах некоторых массивов Платиноносного пояса. Так, например, по результатам геологосъемочных работ под руководством И.И. Зенкова (1968-1973 гг.) и ГДП-200 под руководством Н.П. Гилевой (1973-1976) в пределах Ревдинского массива откартированы тела троктолитов, оливиновых габбро, габбро-норитов, пироксенитов и габбро-диоритов в окружении в различной степени ороговикованных, амфиболизированных и соссюритизированных долеритов и полосчатых габбро (Зенков и др., 1973, Гилева и др., 1976) (рисунок 1.1), относимых по современным представлениям к мариинскому комплексу (Петров и др., 2011, Бороздина и др., 2010, и др.). Наиболее хорошо сохранившиеся фрагменты офиолитов мариинского комплекса были описаны И.В. Семеновым с соавторами в пределах Ревдинского и некоторых других массивов Платиноносного пояса в виде комплекса параллельных долеритовых даек, прорывающих габбро (Семенов и др., 1978, Семенов и др., 1999, Семенов, 2000, и др.). Прорывание габбро в пределах массивов Платиноносного пояса параллельными дайками долеритов проинтерпретировано И.В. Семеновым с соавторами как свидетельство их более позднего внедрения в результате спрединга (Семенов и др., 1978, Семенов и др., 1999). В строении ряда массивов Платиноносного пояса Г.Б. Ферштатером (Ферштатер и др., 2009, Ферштатер, 2013) выделена серия мелкозернистых амфиболовых габбро (т.н. МАГ-серия), сложенная жильных 14 15 Рисунок 1.1 – Геологическая схема северной части Ревдинского массива (по материалам геологических съемок под руководством В.Г. Варганова (Варганов и др., 1964), И.И. Зенкова (Зенков и др., 1973)) с упрощениями автора. 1 – дегтярская свита (дациты, риолиты, базальты, их туфы, сланцы); 2 – терригеннокарбонатная тоща (конгломераты, гравелиты, песчаники); 3 – кунгурковская свита (андезиты, андезибазальты, их туфы, туфопесчаники, мрамора, сланцы); 4 – кабанская свита (базальты, андезиты, дациты, риолиты, их туфы); 5-7 – мариинский комплекс в структуре и в западном обрамлении Ревдинского массива (5-6) и в его восточном обрамлении (7): 5- амфиболиты, зеленые сланцы, метадолериты, 6 – габбро-долериты и долериты (βO3mr), 7 –долериты и базальты; 8 – выйская свита (базальты, андезибазальты, их туфы, сланцы); 9 – меланжевый комплекс зоны ГУР; 10-12 – новоалексеевский комплекс: 10 – плагиограниты 3-й фазы, 11 – диориты и сиенитодиориты (εδ2D1na) 2-й фазы, 12 – габбро 1-й фазы; 13-14 – Верхнетагильский комплекс: 13 – кварцевые диориты 2-й фазы, 14 – габбро-диориты и нерасчлененные габбро (ν1S2vt) 1-й фазы; 15 – тагило-кытлымский комплекс (габбронориты, оливиновые габбронориты oνnS1-2tk, нерасчлененные габбро νS1-2tk); 16-18 – качканарский комплекс: 16 – оливиновое габбро, нерасчлененное габбро (νS1k), 17 – горнблендиты, клинопироксениты (υS1k), 18 – верлиты, дуниты (σS1k), нерасчлененные ультрабазиты (σ1S1k); 19 – серпентиниты серовского комплекса; 20 – серицит-кварцевые метасоматиты; 21 – роговики; 22 – контактовые амфиболиты; 23 – альбит-эпидот-актинолитовые сланцы; 24 – границы одновозрастных подразделений; 25 – границы несогласного залегания; 26 – тектонические нарушения: а – достоверные, б – предполагаемые низкостронциевыми толеитовыми габбро, отличающимися по ряду геохимических признаков от других пород платиноносной ассоциации и соответствующая офиолитовым базальтам, сформировавшимся в надсубдукционной обстановке. Возраст пород МАГ-серии определен Г.Б. Ферштатером с соавторами U-Pb методом по акцессорным цирконам для пробы мигматизированного мелкозернистого габбро из Тагильского массива как ранний карбон 350±3 млн лет (Ферштатер и др., 2009, Ферштатер, 2013). В главе 5 данной работы приводятся результаты исследований структурных, минералого-петрографических и геохимических особенностей наиболее хорошо сохранившихся фрагментов офиолитов из восточной части Ревдинского габброультрамафитового массива. 16 Серовско-Маукский одноименного разлома, офиолитовый иногда пояс называемого прослеживается Серовским, или вдоль так же рассматриваемым как Центральная сутурная зона (Пучков, 2000, Перевозчиков, 2011, и др.). По данным Г.Н. Бороздиной и соавторов, породы СеровскоМаукского офиолитового пояса (серовский и устейский комплексы) располагаются между Восточно-Серовским и Западно-Серовским разломами, круто падающим на запад в северной части Среднего Урала и на восток в его южной части (Бороздина и др., 2010). Наиболее южный Уфалейский массив серпентинизированных ультрамафитов имеет пологое залегание (Перевозчиков, 2011). В пределах пояса на Среднем Урале наблюдаются наиболее крупные массивы альпинотипных ультрамафитов, такие как Устейский, Кольский, Восточно-Тагильский, Верхнее-Тагильский, Верх-Нейвинский и Уфалейский. Как правило, массивы вытянуты в меридиональном направлении и тектонически граничат с запада с вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами Туринской подзоны Тагильской зоны, а на востоке с породами ВосточноУральской мегазоны, Ильменогорского включая выступов метаморфиты кристаллических Салдинского пород и Сысертско- (Перевозчиков, 2011, Каретин, 2001, Бороздина и др., 2010, и др.). Офиолитовые массивы Серовско-Маукского пояса состоят преимущественно из в различной степени серпентинизированных ультрамафитов дунит-гарцбургитового (серовского) комплекса и пород полосчатого дунитверлит-клинопироксенит-габбрового реститового и полосчатого (устейского) комплекса связан комплекса. комплекс С породами параллельных долеритовых даек, включаемый в состав Красноуральских субвулканических образований (Петров и др., 2011) или выделяемый как Язьвенский комплекс (Петров и др., 2010, и др.). Отмечено как обособленное положение данного комплекса параллельных даек, местами с прорыванием им толеитовых базальтов, так и прорывание параллельными дайками апогипербазитовых серпентинитов и 17 пород полосчатого комплекса (Десятниченко и др., 2005, Петров и др., 2010, и др.). В некоторых массивах (Верх-Нейвинский, Верхнее-Тагильский, Гологорский) в дунитах полосчатого комплекса локализовано хромитовое оруденение (Перевозчиков, 2011). С Уфалейским массивом связано месторождение силикатных никелевых руд в коре выветривания. Для офиолитов Серовско-Маукского пояса Г.А. Петровым с соавторами Sm–Nd методом в двух пробах амфибол-клинопироксенового габбро были получены возраста 566±27 млн лет и 540±26 млн лет, перекрывающиеся в пределах погрешности (Петров и др., 2010). Возраст комплекса параллельных даек принимается как верхнеордовикский-раннесилурийский, за счет его комагматичности вулканитам Красноуральской свиты (Петров и др., 2011). Офиолиты Восточно-Уральской мегазоны. В пределах ВосточноУральской мегазоны, расположенной к востоку от Серовско-Маукского разлома, породы офиолитовой ассоциации широко распространены преимущественно в зонах тектонических надвигов, на границах выступов кристаллических пород (микроконтинентов) и крупных гранитных плутонов, а так же в основании разрезов вулканогенно-осадочных пользуются тектонические блоки пород. и Наибольшим пластины в распространением различной степени метаморфизованных базальтов и долеритов офиолитовой ассоциации, а так же цепочки линзовидных тел серпентинитов, маркирующих крупные разрывные нарушения. В пределах надвиговых зон присутствуют крупные офиолитовые массивы (Алапаевский, Точильногорский, Баженовский, Режевской, Ключевской и др.), в различной степени сохранившие целостность пород верхней части офиолитового разреза и в различной степени подвергшиеся метаморфическим изменениям (Перевозчиков, 2011). Так же стоит отметить, что породы офиолитовой ассоциации известны в пределах выступов кристаллических пород, где они присутствуют в виде цепочек линзовидных тел серпентинитов и метаморфитов основного состава, а так же образуют небольшие массивы (Варлаков и др., 1998). 18 В пределах Салдинского выступа наблюдаются породы Емехского комплекса, представленные метабазальтовыми амфиболитами толеитового состава. Амфиболиты по данным Ю.С. Каретина характеризуются содержаниями SiO2 48,5-53,2%, Al2O3 15,2%, TiO2 1,3%, MgO 6,8-8,3%, низкими содержаниями Na2O 3,7% и K2O 0,21% и невысокой железистостью Fe/(Fe+Mg) 0,45 (Каретин, 2000). Породы емехского комплекса, совместно с встречающимися среди них мелкими телами талькитов и антигоритовых серпентинитов, рассматриваются Ю.С. Каретиным как докембрийские офиолиты, отделяемые им от находящихся западнее офиолитовых массивов Серовско-Маукского пояса по более глубокой степени метаморфизма (Каретин, 2000). Севернее в разрезе по р. Туре Ю.С. Каретиным описаны породы истокского комплекса, аналогичные по минералогопетрографическим и геохимическим особенностям породам емехского комплекса (Каретин, 2000). В пределах Сысертско-Ильменогорского выступа кристаллических пород наблюдаются многочисленные тела апоультрамафитовых серпентинитов и метасоматически измененных габброидов офиолитовой ассоциации, так же выделяемых как куликовский комплекс (Петров и др., 2011). Блоки пород офиолитовой ассоциации пространственно приурочены к периферийной части структуры или к обрамлению Сысертского гнейсово-мигматитового ядра (Шумихинская структура), Ильменского и Вишневогорского массивов. Как правило, массивы второго типа приурочены к выходам пород Саитовской позднепротерозойской (Каретин, 2000, Коротеев и др., 1985, и др.) серии, прослеживающейся преимущественно в восточной приосевой части СысертскоИльменогорского антиклинория. Ультрамафиты офиолитовой ассоциации в пределах Сысертско- Ильменогорского блока, по данным А.С. Варлакова и соавторов, претерпели сначала региональный динамометаморфизм, кремнекислотный метасоматоз, метасоматические изменения, а с потом которыми затем локальные было связано региональный кремнекислотноформирование промышленно-значимых залежей прожилкового антофиллит-асбеста (Варлаков и 19 др., 1998). Большая часть ультрамафитов преобразована в оливин-энстатитовые, антофиллитовые и тальк-карбонатные породы (Мурзин, Варламов, 2013, и др.). С телами апоультрамафитовых метасоматитов Сысертско-Ильменогорского блока связано золотое оруденение (Варлаков и др., 1998, Мурзин, Варламов, 2013, и др.). Среди наименее серпентинизированных тел ультрамафитов СысертскоИльменогорского выступа стоит отметить Иткульский массив альпинотипных ультрамафитов (Бажин, 2010). Наиболее общепризнанными считаются представления о формировании офиолитовых массивов Сысертско-Ильменогорского выступа в рифтогенной обстановке позднего протерозоя, о чем говорят геохимические особенности, прежде всего метабазитов офиолитовой ассоциации, и тектоническое положение самих массивов (Русин и др., 2012, Бажин, 2010, Варлаков, 1981, и др.). Так же Е.А. Бажиным отмечается слабая деплетированность массивов по сравнению с альпинотипными ультрамафитами прилегающей с запада Тагильской и Магнитогорской зон (Бажин, 2010). Для блока гранат-анортитовых амфиболитов, приуроченных к Саитовской серии, А.И. Русиным с соавторами получен U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов 662 ± 14 млн лет, интерпретируемый как момент эндогенного образования цирконов, и возраст 543,0 ± 7,1 млн лет, рассматриваемый как момент вывода пород на относительно верхние горизонты земной коры (Русин и др., 2012). Говоря об офиолитах Салдинской и Сысертско-Ильменогорской структур, стоит отметить небольшие массивы ультрамафитов офиолитовой ассоциации к западу от ГУР в пределах Уфалейского выступа кристаллических пород в зоне сочленения Среднего и Южного Урала, такие как массивы горы Высокой и горы Данилова (Бажин, 2010). Эти массивы по своему структурному положению отличаются от массивов офиолитов, находящихся так же к западу от ГУГРа в пределах Кракинского или Сакмарского аллохтонов, тектонически надвинутых на комплексы континентальной окраины Восточно-Европейской плиты (История развития Уральского…, представлены 1984, мелкими и др.). Офиолиты будинообразными Уфалейского телами выступа полностью 20 серпентинизированных мантийных ультрамафитов и пироксенитов, согласных с вмещающими породами. Данные тела во многом имеют сходство с офиолитами Сысертско-Ильменогорского выступа, их формирование, скорее всего, так же происходило в обстановке рифтогенеза (Бажин, 2010). Восточная зона на Среднем Урале была выделена В.А. Коротеевым с соавторами и рядом других исследователей (Коротеев и др., 1979, Смирнов и др., 2003, и др.) в пределах Восточно-Уральской мегазоны к востоку от Салдинского и Сысертско-Ильменогорского выступов кристаллических пород, МедведевоАрамильской зоны и Мурзинско-Адуйского кристаллического блока. На востоке породы зоны перекрываются мезозойско-кайнозойскими осадками ЗападноСибирской плиты. В пределах Восточной зоны локализованы наиболее крупные для Среднего Урала после Серовско-Маукского пояса офиолитовые массивы (Алапаевский, Баженовский, Ключевской и др.). Так же тектонические блоки пород офиолитовой ассоциации, прежде всего серпентинитов и метабазальтов трассируют зоны коллизионных и постколлизионных надвигов. Наиболее крупным по площади в Восточной зоне является Алапаевский массив, представленный альпинотипных полого-залегающей ультрамафитов, надвинутой на тектонической пластиной Мурзино-Адуйский блок. Контакты массива тектонические с восточным падением (Чащухин, Вотяков, 2012). Массив имеет в плане вытянутую форму, его длина около 80 км, ширина до 7-10 км, при мощности до 2 км (Варлаков, 1996, и др.). Большая часть массива сложена апогарцбургитовыми и аподунитовыми серпентинитами, в северной части обнажаются габбро и породы полосчатого дунит-верлит-клинопироксенитгаббрового комплекса (Варлаков, 1996). И.С. Чащухиным и С.Л. Вотяковым при исследовании хромовой шпинели из альпинотипных ультрамафитов был сделан вывод об участии в строении Алапаевского массива пород дифференцированной хромит-дунит-гарцбургитовой и недифференцированной гарцбургитовой серий, с которыми связаны соответственно высокохромистое и высокоглиноземистое хромитовое оруденение (Чащухин, Вотяков, 2012). Согласно данным И.С. Чащухина и С.Л. Вотякова, по геохимическим чертам породы обеих серий близки 21 к надсубдукционным перидотитам; по фугитивности кислорода породы хромитдунит-гарцбургитовой серии попадают в поле островодужных перидотитов, а гарцбургитовой серии в поле надсубдукционных (Чащухин, Вотяков, 2012). Габбро Алапаевского массива по геохимическим особенностям так же близки к надсубдукционным образованиям (Петров и др., 2010). Г.А. Петровым с соавторами для амфиболового габбро Алапаевского массива (асбестовский комплекс) получен Sm–Nd возраст 579±42 млн лет (Петров и др., 2010). Так же этими авторами был получен U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов из пробы вкрапленных хромититов Курмановского месторождения, где по составляющий трем кратерам 588±16 млн лет, и в пределах погрешности совпадающий с предыдущей Sm-Nd вендской датировкой габбро, а по пяти зернам цирконов получен силурийский возраст 428±8,5 млн лет (Петров и др., 2010). Стоит отметить, что последняя датировка близко совпадает с U-Pb (SHRIMP-II) цирконовым возрастом, определенным В.Н. Смирновым и К.С. Ивановым для однородного габбро (428,5±3,7 млн лет) из блока офиолитов в пределах Рефтинского массива (Смирнов, Иванов, 2010). Баженовский массив серпентинизированных представляет альпинотипных собой ультрамафитов, линзовидное тело преимущественно гарцбургитов, тектонически граничащее с блоками габбро-норитов и в меньшей степени с метабазальтами офиолитовой ассоциации. В северной части массива преобладают породы полосчатого дунит-верлит-клинопироксенит-габбрового комплекса (Баженовское…, 1985, Ерохин, 2006 (а), Варлаков, 1996, и др.). Массив тектонически граничит на востоке преимущественно с Рефтинским габбротоналитовым массивом, на западе с Адуйским и Каменским гранитными массивами. Тектонические контакты массива имеют в основном крутое западное падение (Баженовское…, 1985). Баженовский массив протянулся в субмеридиональном направлении более чем на 30 км, севернее массива прослеживаются тектонические блоки в различной степени измененных пород офиолитовой ассоциации практически до Режевского ультрамафитового массива и в южном направлении до широты Ключевского 22 массива. Гарцбургиты Баженовского массива в значительной степени серпентинизированы (Золоев, Попов, 1985, Ерохин, 2006 (а)), с массивом связано крупнейшее месторождение хризотил-асбеста. Габбро и габбро-нориты массива претерпели метаморфизм амфиболитовой и зеленосланцевой фации. Их геохимические особенности свидетельствуют о формировании массива в задугово-спрединговой обстановке (Ерохин, 2006 (а)). В южной части Баженовского массива встречаются родингиты, хлоритолиты, слюдиты и ряд других метасоматитов, формирование которых чаще всего связывают со становлением окружающих его гранитных массивов (Ерохин, 2006 (а), Антонов, 2003, и др.). В породах полосчатого комплекса локализованы рудопроявления хромититов глиноземистого типа, отрабатывавшихся в начале XX века (Ерохин, 2006 (б)). Ключевской массив вытянут в субмеридиональном направлении на 17 км при ширине от 2-3 км в северной части до 8 км в южной. Вертикальная мощность не превышает 4-5 км в южной части массива (Рудные месторождения…, 1978). Массив со всех раннесилурийскими осадочными сторон тектонически метаморфизованными породами (Рудные граничит со среднеордовикско- терригенными месторождения…, 1978, и вулканогенноГосударственная геологическая… , 2011). Большая часть массива сложена серпентинизированными ультрамафитами реститового дунит-гарцбургитового комплекса, в южной части массива распространены породы полосчатого дунит-верлит-клинопироксенитгаббрового комплекса, разрез которого хорошо прослеживается по рекам Сысерть и Исеть. В западной части массива обнажаются габбро и развивающиеся по ним метаморфические породы (Олерский и др., 1984, Рудные месторождения…, 1978). С XIX в. по первую половину XX в. в пределах массива отрабатывались рудопроявления хромититов, локализованные в дунитах полосчатого комплекса (Рудные месторождения…, 1978). Ключевской массив во многих отношениях является эталонным в пределах Восточно-Уральской мегазоны, подробнее о минералого-петрографических особенностях его строении и определении изотопного возраста слагающих его пород см. главу 2 настоящей работы. 23 Восточнее в пределах Рефтинского массива габбро-тоналитов силурийского возраста находится тектоническая пластина офиолитов, протянувшаяся на 20 км в субмеридиональном направлении при ширине до 1,5-2,0 км, сложенная преимущественно комплексом параллельных долеритовых даек (Смирнов, 2006, Лобова, 2013, Смирнов, Иванов, 2010, и др.). В северной части пластины в пакетах параллельных долеритовых даек отмечаются скрины габбро, а так же секущие габбро и долериты маломощные дайки плагиогранитов (Смирнов, Иванов, 2010, Лобова, 2013). В южной части пластины наблюдаются пакеты параллельных даек со структурами типа «дайка в дайке», сложенные тонкозернистыми и скрытокристаллическими долеритами. Геохимические особенности долеритов параллельных даек свидетельствуют об их формировании в задугово-спрединговой обстановке (Смирнов, 2006, Лобова, 2013). Как отмечалось выше, U-Pb возраст цирконов из габбро в скринах параллельных даек по данным В.Н. Смирнова и К.С. Иванова составил 428,5±3,7 млн лет (Смирнов, Иванов, 2010). Е.В. Лобовой установлен более древний Sm-Nd возраст габбро, составляющий 446±29 млн лет (Лобова, 2013), перекрывающийся в пределах погрешности с предыдущей U-Pb цирконовой датировкой. С другой стороны, данный возраст очень близок к возрасту цирконов из реститового (446,5±7,1 млн лет) и полосчатого (441-449 млн лет) комплексов Ключевского массива (Иванов и др., 2013, Иванов и др., 2012). Геолого-геофизические исследования последних десятилетий установили, что структуры Уральского складчатого пояса прослеживаются и далее на восток в фундаменте Западно-Сибирской плиты под мезозойско-кайнозойским осадочным чехлом (Ivanov et al., 2013, Иванов и др., 2003, Иванов и др., 2004 и др.). В том числе в фундаменте установлены и породы офиолитовой ассоциации, представленные чаще всего линзообразными телами серпентинитов в зонах тектонических разломов и реже достаточно крупными габбро-ультрамафитовыми массивами на границах структурно-формационных зон различного типа (Иванов и др., 2007, Симонов и др., 2013, Иванов и др., 2012, и др.). 24 Для Среднего Урала примером таких массивов могут служить выходы пород каргапольского дунит-гарцбургитового комплекса, картируемые по результатам геофизических работ под чехлом мезозойско-кайнозойских осадков в Зауральской зоне (Петров и др., 2011). С учетом вышеперечисленных особенностей, из офиолитов южной части Среднего Урала в качестве объектов для более детальных минералогопетрографических, геохимических и изотопно-геохронологических исследований были выбраны в меньшей степени исследованные и освещенные в публикациях: Ключевской массив, сложенный преимущественно мантийными перидотитами нижней части офиолитового разреза, в качестве наиболее представительного массива офиолитов Восточной зоны Среднего Урала. Тектонические блоки офиолитов мариинского комплекса, традиционно рассматриваемого как офиолитовое основание Тагильской островной дуги (Бороздина и др., 2010, и др.), в восточном обрамлении Ревдинского массива Платиноносного пояса Урала (г. Азов и др. обнажения), сложенные породами верхней части офиолитового разреза. Аподолеритовые и апогаббровые амфиболиты мариинского комплекса из западного обрамления Ревдинского массива, граничащие на западе с образованиями Салатимской зоны, как представительный пример западной «высокотитанистой» серии в пределах, по всей видимости, формационно неоднородного мариинского офиолитового комплекса. Фрагменты офиолитов в восточной части Ревдинского массива, как одни из наиболее представительных и наиболее хорошо структурно сохранившихся фрагментов офиолитов в пределах массивов Платиноносного пояса Урала. Более детальная характеристика приводится ниже в главах 2-5. данных офиолитовых комплексов 25 ГЛАВА 2 КЛЮЧЕВСКОЙ МАССИВ 2.1 Геологическое строение Ключевской массив находится в 45 км к юго-востоку от Екатеринбурга в пределах Восточно-Уральской зоны. Массив протянулся в субмеридиональном направлении и имеет в плане каплевидную форму. Его длина составляет 17 км, ширина от 2-3 км в северной части до 8 км в южной. Вертикальная мощность не превышает 4-5 км в южной части массива (Рудные месторождения…, 1978). Массив входит в состав Алапаевско-Теченского пояса гипербазитов и со всех сторон окружен среднеордовикско-раннесилурийскими метаморфизованными терригенными представленными и вулканогенно-осадочными графит-кварцевыми, слюдисто породами, чаще кварцевыми и всего зелеными сланцами. Контакты массива с вмещающими породами тектонические и имеют преимущественно западное падение (Рудные месторождения…, 1978, Государственная геологическая… , 2011). Большая часть Ключевского массива сложена породами реститового дунитгарцбургитового комплекса, представленного преимущественно гарцбургитами с шлировыми и шлирово-полосчатыми обособлениями дунитов (рисунок 2.1). В гарцбургитах проявлены следы высокотемпературных деформаций в виде минеральной полосчатости и сланцеватости субмеридионального направления, плавно повторяющей контуры массива (Щербаков, 1990). В подчиненном количестве присутствуют крупные тела дунитов, наиболее значительные из которых расположены в центральной части массива. Породы дунит- гарцбургитовой ассоциации серпентинизированы на 40-90%, с развитием лизардитовых и антигоритовых серпентинитов. Из метаморфогенных минералов так же присутствуют хризотил, магнетит и хлорит. Местами встречаются тела талькитов, тальк-карбонатных и тальк-хлоритовых породы (Олерский и др., 1984, Рудные месторождения…, 1978). 26 Рисунок 2.1 – Схема геологического строения Ключевского массива (по результатам региональных геологических работ, проведенных под руководством В.П. Олерского; с добавлениями) (Иванов и др., 2013). 1 – породы дунит-гарцбургитовой ассоциации, 2 – дуниты расслоенной части офиолитового разреза с линзами хромитов, 3 клинопироксениты – верлиты расслоенной и части офиолитового разреза, 4 – габбро, 5-8 – вмещающие породы: кристаллические серии, 6 – 5 – сланцы гнейсы и алабашской средне-позднеордовикские метабазальты новоберезовской толщи, 7 – породы колюткинской карбонатно- сланцевой толщи силурийского возраста, 8 – породы арамильской карбонатнотерригенной толщи раннекаменноугольного возраста; 9 – ненарушенные геологические границы, 10 – линии разрывных нарушений, 11 – точка КЛ11-1 отбора пробы для U-Pb датирования цирконов В южной части Ключевского массива обнажаются породы полосчатого дунитверлит-клинопироксенит-габбрового комплекса. На юго-востоке массива находятся крупные тела дунитов, с которыми связана значительная часть хромитового оруденения Ключевского массива. Западнее наблюдается 27 переслаивание дунитов с телами верлитов и клинопироксенитов, а далее на запад преобладают клинопироксениты, откартированные на значительной площади юго- западной части массива. Вдоль западной границы массива в окрестностях ручья Ключик обнажаются габброиды и апогаббровые метаморфические породы. Так же на всей площади массива встречаются жильные тела габброидов, секущие ранее образованные ультрамафиты (Олерский и др., 1984, Рудные месторождения…, 1978, и др.). Рисунок 2.2 – Схема расположения точек наблюдения при изучении пород дунитгарцбургитового комплекса Ключевского массива. Примечание: черная сплошная линия – железная дорога, серые сплошные линии – автодороги Ключевской массив характеризуется плохой обнаженностью. Породы дунит-гарцбургитового комплекса локально обнажаются в небольших карьерах, старых разведочных горных выработках, а так же местами вскрыты при строительстве автомобильных и железных дорог. Породы комплекса изучены в 28 старом карьере в 350 м юго-восточнее ответвления дроги на Двуреченск от автодороги Екатеринбург – Каменск-Уральский, а так же в пересечение вдоль железной дороги Екатеринбург – Каменск-Уральский (рисунок 2.2, Приложение А, таблица А.1). Породы полосчатого комплекса обнажаются в бортах долин рек Сысерть и Исеть и так же местами вскрыты старыми канавами и шурфами (рисунок 2.3, Приложение А, таблица А.1). По ультрамафитам Ключевского массива с поверхности развиваются коры выветривания. Рисунок 2.3 – Схема расположения точек наблюдения при изучении пород полосчатого дунит-верлит-клинопироксенит-габбрового комплекса Ключевского массива. Примечание: серые сплошные линии – автодороги 2.2 Минералого-петрографические и геохимические особенности пород Дунит-гарцбургитовый комплекс. В карьере возле трассы ЕкатеринбургКаменск-Уральский (т.н. К1) обнажаются преимущественно аподунитовые 29 антигоритовые серпентиниты, местами с повышенной вкрапленностью хромовой шпинели до 3-5%. Как правило, серпентиниты имеют темно-зеленый цвет, скрытокристаллическую структуру и массивную текстуру. Дуниты на 70-90% замещены антигоритом, в подчиненных количествах присутствует лизардит, как правило, в трещинах в реликтовых зернах оливина, а так же магнезит в виде отдельных зерен и стяжений размером от 0,2 до 1,5 мм. Серпентинизация развивается неравномерно, отмечены слабо серпентинизированные участки размером до 3-8 мм, в которых преобладают реликты зерен оливина, и местами прослеживается исходная среднезернистая структура дунита. В остальном объеме исходная порода полностью замещена серпентином. Рисунок 2.4 – Гидротермальный прожилок и зона околожильных метасоматических преобразований в светло-зеленом дуните в нижней части скального обнажения на левом берегу р. Исеть возле слияния с р. Сысерть Оливин в дуните из карьера (пробы Кл11-1, К1-5) характеризуется низкой железистостью (f=0,02-0,03), в нем отмечена постоянная примесь MnO 0,25-0,30% (таблица 2.1). В некоторых зернах оливина отчетливо наблюдаются структуры распада в виде тонких ламелей магнетита (рисунок 2.5, в), протянувшихся в 30 определенном кристаллографическом направлении (вероятно вдоль плоскости призмы) в пределах одного зерна. Магнетит в ламелях содержит примеси Cr2O3 6,0%, MgO 3,5%, NiO 1,2-1,3% и MnO 0,35-0,44% (таблица 2.3). Наличие структур распада магнетита в оливине, по всей видимости, является следствием более поздних преобразований в дуните. Единичные зерна амфибола, встреченные в породе, отвечает по составу чермакиту, содержащему изоморфные примеси TiO2 0,97%, K2O 0,43% и MnO 0,32% (таблица 2.4). Температура образования чермакита, рассчитанная по термометру (Otten, 1984), составляет 680 ºC. Хромовая шпинель имеет метаморфогенную природу и присутствует в породе в виде выделений неправильной формы, состоящих из полигональнозернистого агрегата изометричных зерен железистого хромита, каждое из которых замещается по периферии магнетитом (рисунок 2.5, г). Таблица 2.1 – Состав оливина из пробы аподунитовых серпентинита (Кл1101), взятой в карьере в восточной части Ключевского массива Образец № анализа SiO2 К1-5 1 42,25 4 41,78 Кл11-1 5 41,68 2 42,02 3 41,45 6 41,78 7 42,07 8 42,01 TiO2 0,02 0,05 0 0 0 0 0,05 0 Al2O3 0 0 0 0 0,02 0,01 0 0 Cr2O3 FeOсум. MnO MgO CaO Na2O 0,01 3,27 0,28 54,93 0,01 0 0 2,58 0,29 54,24 0,02 0 0 2,56 0,25 53,95 0,04 0,01 0 2,48 0,29 54,16 0,03 0 0 2,46 0,28 53,57 0,05 0,01 0 2,60 0,30 53,46 0,06 0,01 0,08 2,01 0,27 54,72 0 0 0,10 1,89 0,30 54,92 0 0 K2O 0 0 0,01 0 0,01 0 0 0 Сумма 100,77 99,20 98,27 98,74 98,08 98,22 99,20 99,22 2+ Fe / 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,02 (Fe2++Mg) Примечание: здесь и далее анализы выполнены на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca SX 100 в Центре коллективного пользования «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, аналитики Замятин Д.А. и Хиллер В.В. Здесь и далее FeO* - сумма двух- и трехвалентного железа в виде двухвалентного окисла. 31 Рисунок 2.5 – Строение пород дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива. а, в-г – строение серпентинизированного дунита (обр. К1-5) в карьере (т.н. К1): а – реликтовые зерна оливина, в – структура распада магнетита в низко железистом оливине, г – зерна хромовой шпинели; б, д-е – строение дунитов и гарцбургитов из обнажений вдоль железной дороги: б – серпентинизированный гарцбургит (обр. К13-1), д – обособления магнетита в зернах оливина в серпентинизированном дуните (обр. К7-1), е – замещение хлоритом и магнетитом зерна хромовой шпинели в серпентинизированном дуните (обр. К8-1). а – проходящий свет с анализатором, б – проходящий свет без анализатора, в-е – изображения в отраженных электронах. Белыми кружками обозначены точки электронно-зондового микроанализа, номера точек соответствуют номерам анализов в таблицах 2.1, 2.2 и 2.3 32 Таблица 2.2 – Состав оливина и ортопироксена из пород дунитгарцбургитового комплекса Ключевского массива Образец Минерал № анализа SiO2 К7-1 Оливин 1 2 3 4 40,83 40,57 40,53 41,33 К13-1 Ортопироксен 5 6 7 8 40,71 55,69 56,98 56,16 TiO2 0 0 0 0 0,04 0,02 0,05 0,01 Al2O3 0 0 0,15 0 0,01 1,71 1,66 1,61 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0 10,41 0,19 48,00 0 0,01 0,13 10,77 0,09 47,93 0,02 0 0 0,62 0,63 9,32 5,88 5,52 0,13 0,07 0,06 49,94 34,43 34,11 0 0,64 0,74 0 0,02 0,01 0,66 5,44 0,13 33,96 1,14 0,01 0,12 0,01 10,66 8,84 0,32 0,15 47,58 49,67 0,02 0,01 0,01 0 K2O 0,01 0 0,01 0 0 0,01 0 0 Сумма 99,45 99,51 99,40 100,01 100,15 99,09 99,76 99,12 2+ 2+ Fe /(Fe +Mg) 0,11 0,11 0,11 0,09 0,09 0,09 0,08 0,08 Железистый хромит в центральных частях зерен внутри полигональнозернистого агрегата содержит Cr2O3 35-39%, FeO* 46-49%, MgO 6,9-7,7%, MnO 2,4%, примеси NiO 0,5-0,7%, ZnO 0,83-0,97% и практически не содержит Al2O3 (менее 0,1%). По краям зерна замещаются магнетитом с содержаниями FeO* более 80%, Cr2O3 4-8%, MgO 3,2-3,9%, повышенным содержанием примеси NiO 1,39-1,46% и пониженным содержанием MnO и ZnO (таблица 2.3). Причем магнетит, замещающий по краям зерна железистого хромита в полигональнозернистом агрегате, практически идентичен по составу магнетиту, присутствующему в виде ламелей в зернах низкожелезистого оливина. В восточной части пересечения вдоль железной дороги (т.н. К1 – К7) обнажаются полностью или практически полностью серпентинизированные дуниты и гарцбургиты. В апогарцбургитовых серпентинитах, содержащих псевдоморфозы серпентина по пироксену, местами прослеживается среднезернистая структура. В аподунитовых серпентинитах встречены редкие реликты зерен оливина. Среди метаморфогенных минералов преобладает антигорит, в подчиненном количестве присутствует лизардит. Так же в породах 33 встречается клинохлор, как правило, в виде небольших мономинеральных обособлений и в виде «рубашек» вокруг зерен хромовой шпинели. Хромовая шпинель во всем объеме зерен замещена хлоритом и железистым хромитом, практически не содержащим алюминий (таблица 2.3). В дуните (обр. К7) встречены удлиненные ветвящиеся обособления железистого хромита, находящиеся в том числе в виде включений в оливине (рисунок 2.5, д). При этом такой хромит близок по составу к хромовой шпинели находящейся в полностью серпентинизированных участках породы и содержащей многочисленные включения хлорита (таблица 2.3). Таблица 2.3 – Состав хромовой шпинели из пород дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива № SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 V2O3 FeO* MnO анализа Карьер К1-5 2 0 0 0,02 6,05 0,01 81,14 0,44 3 0 0,04 0 5,85 0,02 81,30 0,35 4 0,08 0,05 0,09 35,96 0,04 47,09 2,45 5 0 0,04 0,09 38,34 0,06 46,29 2,42 6 0 0,07 0,05 38,61 0,02 46,03 2,42 7 0 0,02 0,02 4,35 0,04 83,82 0,35 8 0 0,04 0 7,60 0,02 79,83 0,57 9 0 0,04 0,02 6,59 0,03 80,16 0,51 10 0 0,06 0,06 35,19 0,04 48,55 2,40 Обнажения вдоль железной дороги Кл11-2 1 0,03 0,41 0,26 32,76 0,20 58,10 0,54 2 0 0,44 0,20 33,48 0,16 58,95 0,57 К7-1 2 0 0,37 0,25 36,47 0,21 52,91 0,54 3 0 0,35 0,25 37,42 0,24 52,02 0,70 4 0 0,24 0,27 47,56 0,20 44,23 0,61 5 0,74 0,38 0,45 39,71 0,18 49,76 0,57 6 0 0,31 0,27 41,91 0,18 49,80 0,77 К8-1 1 0 0,01 17,80 50,04 0,25 23,61 0,38 2 0 0,02 17,36 49,97 0,26 23,84 0,38 3 0 0,06 17,34 49,62 0,25 24,86 0,47 К13-1 1 0 0,04 20,52 46,37 0,18 18,96 0,16 2 0 0,01 20,98 46,56 0,20 18,62 0,18 К15-2 1 0 0,01 24,85 42,91 0,16 18,55 0,19 2 0 0,02 24,31 43,68 0,24 18,39 0,18 Образец MgO NiO ZnO Сумма 3,52 3,63 7,66 6,89 7,18 3,28 3,81 3,89 7,15 1,21 1,28 0,74 0,64 0,65 1,39 1,46 1,46 0,54 0,10 0,04 0,83 0,84 0,97 0,02 0 0,15 0,94 92,49 92,51 94,99 95,61 96,00 93,29 93,33 92,85 94,93 2,17 1,72 1,57 1,55 2,40 3,49 1,57 7,71 7,70 6,81 12,28 12,12 12,64 12,82 0,27 0,42 0,30 0,35 0,05 0,31 0,26 0,05 0,04 0,08 0,10 0,16 0,07 0,12 0,24 94,98 0,14 96,08 0,20 92,82 0,31 93,19 0,43 95,99 0,31 95,90 0,39 95,46 0,25 100,10 0,41 99,98 0,83 100,32 0,18 98,79 0,20 99,03 0,17 99,55 0,21 99,97 34 В районе станции 40-й км и далее на запад встречаются в различной степени серпентинизированные дуниты и гарцбургиты, степень серпентинизации которых варьирует от 50-70 до 95%. Как правило, они имеют среднезернистую структуру. Среди метаморфогенных минералов присутствуют в переменных пропорциях антигорит и лизардит, а так же хлорит и амфибол. Хромовая шпинель здесь в меньшей степени замещена магнетитом и хлоритом, встречаются зерна без включений хлорита с тонкой хроммагнетитовой «рубашкой». В некоторых зернах обнаружена сложная метаморфогенная зональность (рисунок 2.5, е). По составу хромовая шпинель соответствует хромиту и пикотиту с содержаниями Cr2O3 4250%, FeO* 18-25%, Al2O3 17-25%, MgO 7-13% (таблица 2.3). Ранее при исследовании хромовой шпинели Ключевского массива Закарини и соавторами (Zaccarini et al., 2008) по положению фигуративных точек составов на диаграмме Al2O3 – TiO2 (Kamenetsky et al., 2001) был сделан вывод о формировании ультрамафитов Ключевского массива в надсубдукционной обстановке. Оливин в дуните из обнажения возле железной дороги (проба К7) по составу соответствует форстериту (f=0,09-0,11) с незначительными примесями MnO 0,13-0,32% и Cr2O3 до 0,13% (таблица 2.2). Ортопироксен, проанализированный в пробе серпентинизированного гарцбургита (К13-1), соответствует энстатиту (f=0,08-0,09), содержащему заметные примеси Al2O3 1,61,7% и CaO 0,6-1,2% (таблица 2.2). Клинопироксен из пробы апогарцбургитового серпентинита соответствует низкожелезистому диопсиду (f=0,05), содержащему примеси Al2O3 1,91% и Cr2O3 0,92% (таблица 2.8). Амфибол, замещающий клинопироксен в пробе апогарцбургитового серпентинита (К15), по составу соответствует тремолиту (таблица 2.4). Температура образования тремолита, оцененная по геотермометру (Otten, 1984), составляет 545-549 ºC. В тяжелой немагнитной фракции протолочки крупнообъемной (около 200 кг) пробы Кл11-1, отобранной в старом карьере возле дороги (т.н. К.1), встречены единичные зерна граната. Гранат встречаются в виде идиоморфных прозрачных зерен ромбододекаэдрического габитуса, окрашенных в бледно-розовый цвет. На 35 электронно-зондовом микроанализаторе проанализированы 4 зерна граната, а так же содержащиеся в них включения. Первое зерно содержит гроссуляровый, спессартиновый и альмандиновый миналы. На фотографии в отраженных электронах в нем наблюдается зональность, выражающаяся в незначительной вариации состава. Второе зерно (таблица 2.5, ан. 3) представлено гроссуляромальмандином, в третьем зерне присутствует значительное количество пиропового минала. В четвертом зерне граната (рисунок 2.6, б), имеющем альмандингроссуляр-пироповый состав, наблюдаются включения омфацита (таблица 2.5, ан. 6) и титанистого гроссуляра (таблица 2.5, ан. 7). Включения имеют округлую, овальную, часто неровную форму при размере от 3 до 20 мкм. Таблица 2.4 – Состав амфибола из пород дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива Проба № анализа SiO2 Кл11-1 1 42,25 К15-2 6 7 8 9 10 58,38 58,61 57,97 58,19 58,92 TiO2 0,97 0 0,03 0 0 0 Al2O3 16,13 0,22 0,42 0,41 0,39 0,49 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,25 10,72 0,32 12,14 11,72 1,98 0,17 0,26 0,35 0,22 0,24 1,56 1,36 1,59 1,44 1,69 0 0 0,07 0,06 0,08 23,87 23,37 23,60 23,79 24,10 13,51 13,35 13,22 13,35 13,30 0,10 0,10 0,12 0,13 K2O 0,43 0,01 0,01 0,01 0 Сумма 96,91 97,82 97,51 97,34 97,57 98,82 2+ Mg/(Mg+Fe ) 0,57 0,99 0,97 1,00 1,00 1,00 Минеральный вид по Чермакит Тремолит (Leake et al., 1997). T (°C) по 680 545 549 545 545 545 (Otten, 1984) 36 Рисунок 2.6 – Зерна акцессорных гранатов из тяжелой немагнитной фракции протолочки пробы Кл11-1. Фотографии в отраженных электронах. а – фрагмент зонального зерна граната, б – гранат с включениями других минералов. Белыми кружками отмечены точки электронно-зондовых микроанализов, номера точек соответствуют номерам анализов в таблице 2.5 Исследуемые зерна граната резко отличаются по составу от гранатов перидотитов пониженным содержанием пиропового минала. Составы гранатов были сопоставлены с данными по гранатам из эклогитовых высокобарических комплексов по (Вализер, 2011). Гранат в анализах 3-5 в таблице 2.5 в целом близок к аналогам из эклогитовых парагенезисов, однако содержат повышенное количество спессартинового и пониженное значение пиропового миналов, чем отличается от типичных гранатов эклогитовых комплексов (Вализер, 2011). Нельзя отрицать возможность образования этих гранатов при более низкотемпературных условиях. Гранат с преобладанием спессартинового минала (таблица 2.5, ан. 1, 2) близок к описанному М.П. Вализером «гранату из “кальциевых” эклогитов и лавсонитовых метародингитов» и отчасти к гранату из «эклогит-бластомилонитов» Максютовского эклогит-глаукофансланцевого комплекса (Вализер, 2011). Омфацит из включения в гранате по данным (Вализер, 2002) близок к омфациту из эклогитов Неркаюского и Парусшорского эклогитглаукофановых комплексов, в то время как для других эклогитовых комплексов Урала не свойственен омфацит с таким низким содержанием жадеитового минала. 37 Таким образом, вероятнее всего акцессорные зерна граната, попавшие в пробу, являются продуктами относительно низкотемпературного метаморфизма или метасоматоза, возможно связанного с микропрожилками родингитоподобных пород. Таблица 2.5 – Состав акцессорного граната и содержащихся в нем включений из пробы апогарцбургитового серпентинита (Кл11-1) дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива Минерал Гранат № анализа SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O K2O Сумма 1 36,57 0,44 20,18 0 6,71 24,49 0,04 10,74 0 0,01 99,18 Si Ti Al Cr Fe3+ Fe2+ Mn Mg Ca Na 2,97 0,03 1,93 0 0,08 0,38 1,68 0 0,93 0 пироп альмандин спессартин андрадит гроссуляр уваровит 0,16 12,59 56,12 1,08 30,05 0 2 3 4 5 36,53 37,73 38,38 38,05 0,27 0,27 0,09 0,25 19,88 20,55 21,58 20,81 0,08 0,13 0 0,03 8,13 19,94 20,66 20,81 22,64 1,19 3,23 0,89 0,07 0,86 6,67 0,78 11,35 18,38 8,72 18,11 0,02 0,04 0 0,06 0 0 0 0 98,97 99,09 99,33 99,79 Формульные коэффициенты 2,97 2,99 2,98 3,00 0,02 0,02 0,01 0,01 1,90 1,92 1,97 1,93 0,01 0,01 0 0 0,11 0,07 0,05 0,06 0,44 1,25 1,29 1,31 1,56 0,08 0,21 0,06 0,01 0,10 0,77 0,09 0,99 1,56 0,72 1,53 0 0,01 0 0,01 Содержание миналов (%) 0,28 3,39 25,71 3,06 14,78 41,81 43,05 43,86 51,98 2,67 7,08 1,99 1,61 1,61 0,51 1,33 31,27 50,31 23,65 49,72 0,08 0,21 0 0,05 Омфацит Гранат (включение) (включение) 6 7 54,13 35,66 0,18 10,24 6,30 15,55 0,08 0,08 8,24 15,86 0,35 0,68 8,75 0,61 16,80 21,12 4,92 0,02 0,01 0 99,76 99,82 1,98 0 0,27 0 0,25 0,01 0,48 0,66 0,35 2,88 0,62 1,48 0,01 0,02 1,05 0,05 0,07 1,83 0 2,45 35,06 1,55 0,67 60,06 0,21 38 Описанный выше низкожелезистый оливин (f=0,02-0,03) с ламелями магнетита в аподунитовых серпентинитах из карьера, наличие сложной метаморфогенной зональности в зернах хромовой шпинели и ветвящихся обособлений железистого хромита, попадающие в виде включений в зерна оливина в дуните указывают на один или несколько этапов метаморфических преобразований пород дунит-гарцбургитового комплекса, предшествовавших их серпентинизации. Возможно появление акцессорных гранатов в пробе Кл11-1 так же связано с одним из этих этапов метаморфизма. Дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс. Для дунитов, обнажающихся вблизи слияния рек Сысерть и Исеть, характерна широкая вариация степени серпентинизации. Во многих обнажениях встречаются массивные темно-зеленые или яблочно-зеленые антигоритовые, лизардитовые или лизардит-хризотиловые аподунитовые серпентиниты, местами содержащие повышенную вкрапленность хромовой шпинели (до 3-4%). Хромовая шпинель в таких серпентинитах обычно находится в виде идиоморфных или округлых зерен размером 0,1-0,5 мм. По краям зерна хромовой шпинели обрастают магнетитовой каймой и местами замещаются с поверхности хромовым магнетитом и хлоритом. В скальных обнажениях возле слияния рек Сысерть и Исеть, а так же в старом карьере, расположенном восточнее (т.н. К32 и К33), встречены умеренно и слабо серпентинизированные светло-зеленые дуниты. Они имеют средне- крупнозернистую или крупнозернистую структуру, массивную текстуру. В таких дунитах содержится 1-2% зерен акцессорной хромовой шпинели размером 0,1-0,6 мм. Как правило, они идиоморфные или округлые, местами ограничены вогнутыми поверхностями. При этом зерна хромовой шпинели встречены как в межзерновом пространстве, так и в виде включений в крупные зерна оливина. По составу хромовая шпинель в таких дунитах вне зависимости от морфологии отвечает хромиту и характеризуется выдержанным химическим составом Cr2O3 47-51%, FeO* 30-35%, Al2O3 9,4-9,9%, MgO 5-7% (таблица 2.7). Из элементовпримесей в хромовой шпинеле присутствуют TiO2 0,13-0,22%, V2O3 0,09-0,22%, MnO 0,4-0,8% и ZnO до 0,53%. Оливин в светло-зеленом слабо 39 серпентинизированном дуните по составу отвечает форстериту (f=0,09-0,10), содержащему незначительную примесь MnO 0,11-0,19% (таблица 2.6). Таблица 2.6 – Состав оливина из дунита в южной части Ключевского массива (проба К31-1) Fe2+/ (Fe2++Mg) 9,20 0,11 49,64 0,01 0 0 100,57 0,09 9,33 0,17 49,40 0,02 0,01 0 99,97 0,10 9,64 0,19 49,45 0,02 0 0,02 100,64 0,10 № анализа SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O K2O Сумма 1 2 3 41,55 0,02 0,03 41,03 0 0 41,30 0 0,02 0,01 0 0 Таблица 2.7 – Состав хромовой шпинели из дунита в южной части Ключевского массива (проба К31-1) № анализа SiO2 1 0 2 0 3 0 4 0 5 0,81 8 0 9 0 14 0 15-1 0 TiO2 0,22 0,20 0,21 0,14 0 0,19 0,19 0,13 0,18 0,20 0,20 Al2O3 9,77 9,89 9,78 9,54 0 9,38 9,93 9,45 9,74 9,79 9,74 Cr2O3 47,15 49,65 51,43 49,37 50,69 49,67 49,62 50,54 49,49 49,27 V2O3 FeO* MnO MgO NiO ZnO Сумма 0,20 0,22 0,18 0,16 0 0,14 0,19 0,16 0,09 35,52 33,00 30,14 32,94 88,25 31,27 32,95 32,80 32,60 0,63 0,44 0,41 0,58 0,81 0,36 0,55 0,63 0,46 5,09 5,14 7,26 5,20 0,71 5,99 5,50 5,20 5,26 0,03 0,08 0,03 0,01 0,11 0,04 0,08 0,09 0,11 0,53 0,28 0,11 0,46 0,11 0,20 0,23 0,45 0,11 99,15 98,91 99,55 98,41 90,89 98,26 99,31 98,55 99,10 0,19 32,90 0,52 5,27 0,20 0,34 98,91 0,19 32,93 0,57 5,22 0,05 0,41 98,59 0,05 15-2-1 15-2-2 0 0 Верлиты в обнажениях в долинах рек Сысерть и Исеть представлены темнозелеными или черно-зелеными массивными среднезернистыми разностями. Структура верлитов, как правило, гипидиоморфозернистая с явным идиоморфизмом оливина (рисунок 2.7, а). Оливин в верлитах частично или полностью замещен серпентином (преимущественно лизардитом и антигоритом), клинопироксен местами незначительно замещен амфиболом. Из акцессорных минералов присутствует хромовая шпинель, находящаяся в виде субизометричных зерен размером до 0,3 мм, и магнетит, встреченный в виде включений в клинопироксене. 40 Рисунок 2.7 – а – верлит полосчатого комплекса Ключевского массива (обр. К35), проходящий свет, б – замещение клинопироксена амфиболом в габбро в югозападной части Ключевского массива (обр. К47), изображение в отраженных электронах. Белыми кружками отмечены точки электронно-зондовых микроанализов, номера точек соответствуют номерам анализов в таблицах 2.8 и 2.9 Клинопироксениты в различных обнажениях варьируют от черно-зеленых средне-крупнозернистых до темно-зеленых крупно-гигантозернистых разностей. 41 Оливиновые клинопироксениты характеризуются среднезернистой структурой и содержат до 30-40% псевдоморфоз серпентина по зернам оливина. Клинопироксен в породах местами содержит ламели рудного минерала. По составу клинопироксен отвечает диопсиду (f=0,10), содержащему 47-48% воластонитового минала (таблица 2.8). По сравнению с клинопироксеном из серпентинизированного гарцбургита в нем наблюдаются пониженные содержания примесей Cr2O3 0,28-0,31% и Al2O3 1,12-1,16% и повышенное содержание Na2O 0,08-0,09%. Из акцессорных минералов в клинопироксенитах встречены зерна хромовой шпинели размером до 0,4 мм. Таблица 2.8 – Состав клинопироксена из гарцбургита дунит- гарцбургитового комплекса, клинопироксенита и габбро из полосчатого комплекса Ключевского массива Порода Гарцбургит Образец Кл11-03 № анализа 1 SiO2 52,57 Клинопироксенит К27-1 1 2 (ц) 3 (к) 54,17 54,23 54,27 Габбро К47-1 2 51,16 TiO2 0 0,05 0,02 0,05 0,23 Al2O3 1,91 1,16 1,12 1,14 2,42 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,92 1,69 0,10 17,16 24,95 0,05 0,28 3,24 0,04 16,80 24,28 0,09 0,34 3,44 0,07 17,04 23,83 0,08 0,31 3,38 0,09 17,11 23,85 0,09 0,30 3,72 0,12 16,38 23,86 0,25 K2O Сумма Fe2+/ (Mg+Fe2+) 0 99,35 0,01 100,12 0,01 100,18 0,01 100,30 0 98,44 0,05 0,10 0,10 0,10 0,11 Пересчет на миналы 0,50 0,48 0,47 0,47 0,47 0,48 0,03 0,05 0,05 0,48 0,47 0,05 0,48 0,46 0,06 W En Fs Габбро в обнажениях вблизи р. Исеть имеет среднезернистую офитовую структуру и массивную текстуру. Габбро состоит на 45-60% из клинопироксена и 42 на 40-55% из плагиоклаза. Плагиоклаз замещен альбитом и полностью соссюритизирован, зерна клинопироксена по периферии и по трещинам спайности замещаются амфиболом, а так же в меньшей степени хлоритом и кварцем (рисунок 2.7, б). Клинопироксен по составу соответствует диопсиду (f=0,11), отличающемуся от диопсида из гарцбургита и клинопироксенита повышенным содержанием примесей Al2O3 2,42%, TiO2 0,23% и Na2O 0,25% (таблица 2.8). Амфибол, замещающий клинопироксен, по составу соответствует магнезиальной роговой обманке (таблица 2.9). Так же вблизи псевдоморфоз амфибола по клинопироксену отмечены игольчатые расщепленные зерна тремолита. Температура образования амфиболов в габбро, оцененная по геотермометру (Otten, 1984), составляет 545-603 ºC. Альбит, сохранившийся в зернах соссюритизированного плагиоклаза, по результатам микрозондового исследования имеет номер 2-3. Таблица 2.9 – Состав амфибола и плагиоклаза из габбро полосчатого комплекса Ключевского массива (проба К47) Минерал № анализа SiO2 Амфибол 1 3 4 7 50,09 50,45 50,59 51,63 5 54,70 Плагиоклаз 6 6-1 67,45 66,79 TiO2 0,33 0,44 0,05 0,11 0 0 0,04 Al2O3 6,31 5,44 7,47 5,90 2,92 18,53 18,72 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,65 0,58 0,02 0,42 4,21 5,12 4,95 5,20 0,11 0,01 0,13 0,13 19,15 19,55 18,70 19,00 13,04 12,71 13,08 13,02 1,19 1,33 1,25 1,13 0,02 3,97 0,11 20,89 13,44 0,45 0,01 0 0,17 0,14 0 0 0 0 0,41 0,69 11,66 11,72 K2O 0,04 0 0,13 0,11 0,06 0,06 0,07 Сумма 95,13 95,63 96,37 96,66 96,56 98,29 98,16 2+ Mg/(Mg+Fe ) 0,90 0,92 0,88 0,87 0,90 Минеральный вид Магнезиальная Тремопо (Leake et al., 1997). роговая обманка лит T (°C) по 589 603 552 545 559 (Otten, 1984) № 2 3 43 Геохимические особенности пород, слагающих Ключевской массив, рассмотрены в работах (Пушкарев, 2006, Смирнов, 2006, Симонов и др., 2008, Симонов и др., 2009 и др.). Для пород расслоенного комплекса Ключевского массива отмечается их отчетливая принадлежность к офиолитовой ассоциации ввиду повышенных содержаний в них Cr, Ni, пониженных содержаний Ti, V, Rb, Sr и невысокой железистости (Симонов и др., 2008, Симонов и др., 2009). Для габбро и клинопироксенитов полосчатого комплекса характерны пологие спектры распределения РЗЭ с небольшим дефицитом в области легких лантаноидов, для габбро характерна положительная европиевая аномалия (Симонов и др., 2008, Пушкарев, 2006). Распределение содержаний ЭПГ и Au в породах и хромитовых рудах Ключевского массива, изученное Е.В. Пушкаревым и Ф. Закарини, так же показывает их принадлежность к породам офиолитовой ассоциации и в частности сходство с породами и рудами Кимперсайского массива (Пушкарев, 2006, Zaccarini et al., 2008). 2.3 Хромитовое оруденение В пределах Ключевского массива расположены ряд рудопроявлений хромитов, разработка которых велась с XIX до первой половины XX века. Среди наиболее значимых месторождений стоит отметить группу Ревдинских и Первомайских рудопроявлений хромититов, расположенных в дунитах полосчатого комплекса юго-западной части массива. Рудопроявления сложены телами хромититов, часто имеющими нечеткие границы и варьирующими от редковкрапленных до густовкрапленных разностей. Вблизи них находятся так же рудопроявления Барсучьи, Козловские, Самохваловское и ряд более мелких (Булыкин и др., 1997, Рудные месторождения…, 1978, и др.). В центральной и северной части массивов находится так же ряд рудопроявлений, наиболее значимыми из которых являются Пьяноборское I и II (Булыкин и др., 1997). Хромититы рудопроявлений Ревдинского, сложены Первомайского преимущественно и ряда аналогичных высокохромистой хромовой шпинелью с содержаниями «Cr2O3 52-59%, Al2O3 8-15%, FeO 14-25%, Fe2O3 3-9%, MgO 9-13%» (Рудные месторождения…, 1978). Хромовая шпинель из 44 хромититов, слагающих тела среди гарцбургитов со шлирово-полосчатым комплексом дунитов в центральной и северной части массива, характеризуются меньшим содержанием Cr2O3 около 40% и повышенным содержанием Al2O3 2025% (Рудные месторождения…, 1978). Типичным примером рудопроявлений хромитов Ключевского массива являются Самохваловское и Козловское I рудопроявления, локализованные в дунитах полосчатого комплекса в юго-восточной части массива в 2 км к северовостоку от п. Двуреченск. На Самохваловском рудопроявлении в старых выработках обнажаются тела хромититов мощностью до 3-4 м, сложенные средневкрапленными, густовкрапленными и местами сливными хромититами, находящимися в окружении сильно-серпентинизированных светло-зеленых и темно-зеленых дунитов. Хромититы в пределах рудных тел часто имеют неоднородное и местами шлировое и шлирово-полосчатое строение. В телах хромититов встречаются шлиры и участки с мелкозернистой средневкрапленной структурой и участки массивных сливных хромититов. Размер неоднородных участков варьирует от первых сантиметров до 0,5-0,8 м. На рисунке 2.8 показано строение зоны перехода между шлирами сливного и средневкрапленного хромитита, имеющей мощность 2-3 мм и локализованная в пределах одного полированного шлифа. В пределах участков сливных руд зерна хромовой шпинели размером до 2-7 мм находятся в практически непрерывном срастании друг с другом, силикатный цемент, представленный преимущественно хлоритом, заполняет открытые трещины, пронизывающие мономинеральный агрегат хромовой шпинели. В шлирах средневкрапленных хромититов размер зерен хромовой шпинели значительно меньше, и составляет 0,2-0,6 мм (рисунок 2.8, б). В пространстве между зерен хромовой шпинели находятся соразмерные им зерна оливина, ксеноморфные по отношению к хромиту, частично или полностью замещаемые серпентином и хлоритом. Идиоморфизм хромовой шпинели по отношению к силикатному цементу наблюдается и в зонах перехода между шлирам средневкрапленного и сливного хромитита (рисунок 2.8, а). Так же в участках 45 средневкрапленных хромититов оливин присутствует в виде включений в зернах хромовой шпинели (рисунок 2.8, б). Включения имеют округлую или вытянутую Рисунок 2.8 – Строение хромититов Самохваловского рудопроявления. а – зона перехода между участком сливного хромитита и шлиром средневкрапленного мелкозернистого хромитита, отраженный свет, б – строение шлира средневкрапленного хромитита, проходящий свет с анализатором 46 форму, их размер не превышает 0,1 мм. Аналогичные округлые включения, выполненные метаморфогенными силикатами, преимущественно серпентином и хлоритом, присутствуют в зернах хромовой шпинели в участках сливных хромититов. Хромовая шпинель преобразованиям, подверглась выраженных в незначительным развитии по метаморфическим краям зерен хлорит- хроммагнетитовых кайм. В пределах рудопроявления отмечены выходы талькхлоритовых и амфибол-хлоритовых метасоматитов. В месте их пересечения с рудным телом в цементе хромититов отмечается присутствие талька, карбоната и более интенсивные метаморфические изменения хромовой шпинели. В пределах рудопроявления редковкрапленные, Козловское средневкрапленные и I так же встречены густовкрапленные массивные хромититы, залегающие в светло-зеленом серпентинизированном дуните, близкие по своим структурным особенностям к хромититам Самохваловского рудопроявления. В цементе хромитита встречены оливин, серпентин и хлорит. Хромовая шпинель по периметру частично замещается хлорит-хром- магнетитовыми каймами. В густовкрапленных и массивных хромититах Ключевского массива Е.В. Пушкаревым и Ф. Закарини описана платиноидная минерализация, представленная первично магматической ассоциацией (эрлихманит, лаурит, осмий-иридий и др.) и вторичной постмагматической ассоциацией (интерметаллиды Ru-Os-Ir) (Zaccarini et al., 2008, Пушкарев, 2006). В хромититах Козловского рудопроявления В.А. Симоновым с соавторами (Симонов и др., 2009, Симонов и др., 2008) были исследованы расплавные включения в хромовых шпинелях из вкрапленных и массивных руд. При этом был установлен базальт-андезибазальтовый состав расплавов, присутствовавших при формировании хромититов, и рассчитана температура формирования 1185–1120 °C для вкрапленных и 1160–1140 °C для сливных хромититов (Симонов и др., 2009). 47 2.4 Изотопный U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов Для полосчатого дунит-верлит-клинопироксенит-габбрового комплекса Ключевского массива в последние годы двумя группами авторов были получены близкие доордовикские Sm-Nd датировки. В.С. Поповым и соавторами для верлитов и клинопироксенитов из южной части Ключевского массива был получен Sm-Nd возраст 499±13 млн лет (Попов и др., 2008). В.Н. Смирновым и соавторами по валовым пробам дунита, верлита, оливинового клинопироксенита, габбро и мономинеральным фракциям оливина и клинопироксена для полосчатого комплекса был определен возраст 514±17 млн лет, в пределах погрешности перекрывающийся с предыдущей датировкой (Смирнов и др., 2009). Дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс был датирован К.С. Ивановым и соавторами (Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2013) U-Pb-методом по акцессорным цирконам на вторично-ионном массспектрометре SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ. Было проведено датирование десяти зерен цирконов из пробы серпентинизированного дунита и десяти зерен цирконов из пробы оливинового клинопироксенита. Для идиоморфных призматических зерен цирконов из пробы дунита, имеющих тонкую ритмичную магматическую зональность, при вынесении на диаграмму Аренса-Везерилла был получен конкордантный возраст 441,4±5,0 млн лет при вероятности конкордантности 0,68 и небольшой величине СКВО (0,17) (Иванов и др., 2012, и др.). Точки анализов в цирконах из пробы оливинового клинопироксенита на той же диаграмме сгруппировались в 3 возрастных кластера. Большая часть анализов (7 точек) показали средний возраст 449,0±6,8 млн лет при низком СКВО (0,0017). Во второй возрастной кластер попали 2 точки с возрастом около 1,7 млрд лет, вероятнее всего отражающие некое событие в верхней мантии. В третий кластер попал один анализ из краевой высокоурановой части одного зерна с возрастом около 280 млн лет, вероятнее всего отражающий время выведения ультрамафитов на уровень верхней коры на коллизионном этапе развития Урала (Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2013). 48 Таким образом, возраст цирконов из дунитов и оливиновых клинопироксенитов расслоенного комплекса частично перекрывается в пределах погрешности и в среднем составляет 441-449 млн лет, что примерно соответствует границе ордовика и силура (443,4 ±1,5 млн лет по (International…, 2014)). Поскольку общепринятым является мнение, что в разрезе океанической коры расслоенный дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс соответствует границе Мохоровичича, то фактически данная датировка показывает время формирования границы Мохо в новообразованной коре океанического типа на месте будущего уральского орогена (Иванов и др., 2013). Дунит-гарцбургитовый комплекс был датирован нами по акцессорным цирконам тем же методом на вторично-ионном масс-спектрометре SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) (Иванов и др., 2013). Рисунок 2.9 – Катодолюминесцентное изображение зёрен цирконов из пробы КЛ11-1 (Иванов и др., 2013). Кружками показано местоположение точек замеров, цифры соответствуют номерам анализов в таблице 2.10 49 Таблица 2.10 – U-Pb возраст цирконов из серпентинизированных ультрамафитов Ключевского массива (Проба Кл11-1) (Иванов и др., 2013) Кратер 1.1 2.1 3.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 206 Pbc, % 0,00 2,78 1,97 0,00 0,00 0,54 0,37 0,62 Содержания, г/т U Th 44 14 136 102 109 55 48 21 41 21 98 101 142 93 112 74 206 Pb* 2.57 8.58 7.09 2.82 2.62 5.9 9.14 7.12 1.2 0,71 469 1 18.9 2.2 0,11 896 16 34.9 4.1 0,30 585 2 24.5 6.2 1,82 462 16 19.5 8.2 0,10 957 11 41.6 9.2 0,27 665 24 25.2 Примечание: Pbc – обыкновенный Возраст, Изотопные соотношения(1) млн.лет D, Err. 206 207 * 206 * % сorr. Pb Pb Pb ±% ±% /238U /235U /238U T1 = 446.5±7.1 млн. лет 0,326 422±10 10 0.524 5.9 0.0676 2.5 ,430 0,778 444.2±9.8 -14 0.533 18 0.0713 2.3 ,125 0,522 462±11 -32 0.539 16 0.0743 2.4 ,154 0,450 426±10 25 0.547 5.6 0.0683 2.5 ,444 0,541 464±11 -15 0.562 5.8 0.0747 2.6 ,442 1,071 436.5±9.4 -26 0.511 7.5 0.0701 2.2 ,298 0,677 464.9±9.5 -18 0.56 5.5 0.0748 2.1 ,389 0,687 457.3±9.8 1 0.57 7.3 0.0735 2.2 ,306 T2 = 296±16 млн. лет 0,003 292.9±5.7 7 0.338 5.3 0.04649 2 ,373 0,018 285.7±5.5 8 0.3282 2.7 0.04532 2 ,724 0,003 305.4±5.9 -18 0.342 3.5 0.04851 2 ,556 0,035 303.9±6.1 -7 0.345 7.5 0.04826 2 ,274 0,012 318.1±6 7 0.3716 2.7 0.05059 1.9 ,725 0,037 277.4±5.4 -6 0.312 3.4 0.04397 2 ,594 свинец, Pb* - радиогенный свинец; погрешности калибровки 232 Th/ 238 U относительно стандартов 0,57% для; (1) – поправка на нерадиогенный свинец по 204Pb. Для датирования нами были выделены 10 зерен акцессорного циркона из крупнообъемной пробы серпентинизированного дунита (Кл11-1), отобранной в старом карьере возле трассы Екатеринбург – Каменск-Уральский (т.н. К1). Проанализированные бесцветные и зерна циркона слабоокрашенные (рисунок прозрачные 2.9) представляют идиоморфные собой кристаллы призматического габитуса или их обломки размером 150-250 мкм (Иванов и др., 2013). В строении некоторых зерен выделяются две генерации этого минерала. Первая генерация циркона слагает субидиоморфные короткопризматические или округлые ядра зерен, имеющие тонкую ритмичную зональность и невысокие содержания урана (41-142 г/т) (таблица 2.10). Циркон второй генерации слагает высокоурановые каймы (U 462-957 г/т) в тех же зернах (таблица 2.10). Анализы 50 циркона первой генерации на диаграмме 207 Pb/235U - 206 Pb/238U (рисунок 2.10) сгруппированы в возрастной кластер 446,5±7,1 млн лет, что примерно соответствует границе ордовика и силура (443,4 ±1,5 млн лет по (International, 2013)). Анализы циркона поздней генерации образуют вытянутый вдоль конкордии кластер с возрастами 277,4 – 318,1 млн лет (296±16 млн лет), примерно соответствующий верхнему карбону – нижней перми (Иванов и др., 2013). Рисунок 2.10 – Изотопная U-Pb диаграмма с конкордией, построенная по результатам микрозондового изучения цирконов из дунит-гарцбургитового комплекса (проба КЛ11-1) (Иванов и др., 2013) Полученные данные о возрасте цирконов первой генерации совпадают в пределах погрешности с ранее определенными возрастами цирконов из дунитов (441,4±5,0 млн лет) и оливиновых клинопироксенитов (449,0±6,8 млн лет) полосчатого комплекса Ключевского массива по данным (Иванов и др., 2012, и др.). Т.е. фактически этот возраст можно интерпретировать как момент деплетирования верхней мантии с выплавлением из нее пород полосчатого комплекса, что, безусловно, нашло отражение в близком возрасте цирконов из этих двух комплексов пород (Иванов и др., 2013). 51 Возраст второй генерации цирконов из дунит-гарцбургитового комплекса (296±16 млн лет) вероятнее всего характеризует время выведения пластины ультрамафитов на коровый уровень во время коллизионного этапа развития Урала, сопровождающееся заметным влиянием корового субстрата (Th/U≈0,01-0,02) (Иванов и др., 2013, и др.). Аналогичную природу, очевидно, имеет и близкая по возрасту (около 280 млн лет) высокоурановая кайма в зерне циркона из пробы оливинового клинопироксенита (Иванов и др., 2012; и др.). «Растянутость» данного кластера вдоль конкордии (277,4 – 318,1 млн лет) вероятнее всего связано со значительной продолжительностью и многоэтапностью процесса выведения ультрамафитов на верхне-коровый уровень в ходе происходившей на Урале коллизии (Иванов и др., 2013). Последнее вероятнее всего это стало причиной процессов метаморфизма и возможной перекристаллизации, предшествовавших серпентинизации пород дунит-гарцбургитового комплекса, свидетельства которых описаны ранее в главе 2.2. Полученные ранее доордовикские Sm-Nd возраста 499±13 млн лет (Попов и др., 2008) и 514±17 млн лет (Смирнов и др., 2009) для пород полосчатого комплекса Ключевского массива вероятнее всего являются результатом некоего события в верхней мантии, приведшего к изменению Sm-Nd изотопной системы. Таким образом, показано, что U-Pb возраст ядер цирконов из аподунитовых серпентинитов дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива (446,5±7,1 млн лет (Иванов и др., 2013)), совпадающий в пределах погрешности с возрастом цирконов из дунитов и оливиновых клинопироксенитов полосчатого комплекса (441,4±5,0 и 449,0±6,8 млн лет (Иванов и др., 2012, и др.)), вероятнее всего является временем деплетирования верхней мантии, приведшего к формированию реститового и полосчатого комплекса Ключевского массива. 52 ГЛАВА 3 ОФИОЛИТЫ В ВОСТОЧНОМ ОБРАМЛЕНИИ РЕВДИНСКОГО МАССИВА 3.1 Геологическое строение г. Азов находится в 50 км к юго-западу от г. Екатеринбург, в 8 км к западу от г. Полевской. GPS координаты вершины: 56°28’29,9" c. ш., 60°05’7,4" в. д. В привершинной части г Азов, а так же на южном отроге – г. Малый Азов обнажается комплекс параллельных долеритовых даек, прорывающий подушечные лавы (рисунок 3.1). Дайки сложены зеленовато-серыми, грязно-зелеными, местами темнозелеными метаморфизованными долеритами, имеющими мелкозернистую, скрытокристаллическую или порфировую структуру. Порфировые разности содержат вкрапленники плагиоклаза и амфибола размером до 2-5 мм. Долеритовые дайки имеют выдержанное северо-восточное простирание и крутые юго-восточные, реже северо-западные падения. Мощность даек варьирует от 0,5 до 2-3 м. Они образуют рои тесно сближенных даек и структуры типа «дайка в дайке». Количество даек в разрезе составляет примерно 60-70% (рисунок 3.2, а). Как отмечалось в (Иванов и др., 1973, Семенов, 2000 и др.) в долеритах на контакте с подушечными лавами могут наблюдаться как зоны закалки мощностью 5-15 см, так и незакаленные контакты, с неровными очертаниями и заливами. Отсюда следует, что внедрение одних даек происходило в еще горячие толщи подушечных лав, а внедрение последующих порций магмы – в уже остывшие. И.В. Семеновым (Семенов, 2000, Семенов и др., 1998) было отмечено прорывание даек полнокристаллических средне-мелкозернистых долеритов более поздними дайками скрытокристаллических или мелкопорфировых долеритов, за счет чего им было выделено несколько генераций долеритовых даек. Однако следует отметить, что при этом дайки различных генераций характеризуются практически одинаковыми азимутами простирания и падения и практически не проявляют различий по химическому или микроэлементному составу. 53 54 Рисунок 3.1 – Геологическая карта района горы Азов (а) (составлена И.В. Семеновым (Семенов, 2000) по данным геологической карты Урала масштаба 1:500 000 под редакцией И.Д. Соболева; с изменениями автора) и геологический план обнажений на вершине горы Азов (б) (по (Иванов и др., 2000) с дополнениями автора). Условные обозначения: 1-4 – породы Ревдинского габбро-ультрамафитового массива: 1 – дуниты, верлиты и оливиновые клинопироксениты; 2 – габбро; 3 – апогаббровые роговики и ороговикованные габбро; 4 – пироксениты; 5 – фрагмент комплекса параллельных долеритовых даек; 6 – островодужные (тыловодужные) толеитовые базальты и их подушечные лавы; 7 – нерасчлененные вулканогенные образования, включая островодужные толеитовые базальты и местами их перекрывающие вулканиты контрастной и непрерывно-дифференцированной формаций; 8 – базальт-андезит-дацит-риолитовый комплекс; 9 – аподунитовые и апогарцбургитовые серпентиниты; 10 – габбро офиолитового разреза; 11 – сиениты; 12 – условные горизонтали горы Азов; 13 – контакты неустановленной природы; 14 – расположение участка геологического плана; 15 – тектонические контакты; 16 – зоны рассланцевания; 17 – уступы скальных обнажений; 18 – вершина г. Азов; 19 – места отбора проб на возраст Вмещающие подушечные лавы состоят из подушек размером от 30-40 см до 1 м, ограниченных более темной стекловатой зоной закалки мощностью до 10 см (рисунок 3.2, б). Лавы, слагающие подушки окрашены в грязно-зеленый илитемно-зеленый цвет, местами содержат небольшое количество мелких (до 1 мм) порфировых вкрапленников плагиоклаза и изредка амфибола. Так же в центральных частях лавовых подушек содержится до 1-2% светло-зеленых миндалин размером до 3-8 мм, отсутствующих в зоне закалки. Пространство между подушками заполнено прослоями зеленокаменно-измененного туфообломочного материала, окрашенного в светло-серый или серовато-зеленый цвет. Мощность прослоев составляет 3-15 см. В краевых закаленных частях подушек наблюдается растрескивание и откалывание небольших фрагментов от зоны закалки, а так же цементация открытых трещин туфовым материалом. В западной части вершины г. Азов в пакете параллельных даек была установлена дайка вулканитов светло-серого цвета (рисунок 3.3). Мощность дайки 1,5 м. Она имеет северо-восточное простирание и субвертикальное падение, так же как и другие 55 долеритовые дайки, и, очевидно относится к комплексу параллельных долеритовых даек, однако резко отличается от других даек цветом и повышенной кремнекислотностью (SiO2 62,3%), т.е. сложена андезидацитом. Рисунок 3.2 – Обнажение комплекса параллельных даек, пересекающих подушечные лавы на вершине г. Азов: а - параллельные долеритовые дайки со скринами базальтов, б - подушечные лавы базальтов из скринов между дайками 56 Рисунок 3.3 – Дайка андезидацитового состава в пакете параллельных долеритовых даек на вершине г. Азов. а – фотография обнажения, точкой отмечено место отбора образца; б – строение андезидацита из дайки (обр. А20-6), проходящий свет с анализатором Затопленный карьер. В 2,5 км к северу от г. Азов находится частично затопленный щебеночный карьер, размером 200×300 м. Его координаты GPS: 56°29'36.9" с. ш., 60°05'54.1" в. д. В карьере прослеживается тот же комплекс параллельных даек, прорывающий подушечные лавы, что и на вершине г. Азов. 57 Долериты образуют пакеты тесно сближенных параллельных даек со структурами типа «дайка в дайке» (рисунок 3.4), при этом в целом по разрезу долеритовых даек в 2-3 раза больше чем скринов подушечных лав. Мощность отдельных даек Рисунок 3.4 – Комплекс параллельных даек, пересекающие подушечные лавы, в Затопленном карьере в 2,5 км к северу от г. Азов. а – фото обнажения со структурой типа «дайка в дайке», б – лавовое тело сложной формы среди подушечных лав, пересекаемых параллельными долеритовыми дайками 58 варьирует от 15-20 см до 3-4 м. Дайки имеют выдержанное северо-восточное простирание, и крутое юго-восточное или северо-западное падение. В обнажении наглядно видно, что в пакетах присутствуют как дайки меланократовых долеритов темно-зеленого до почти черного цвета, так и кислые дайки дацитового состава, окрашенные в светло-зеленый, зеленовато-серый и светло-серый цвет (рисунок 3.5). Кислые дайки с содержанием SiO2 до 70% в обнажении единичны, большая часть долеритов из даек и подушечных лав относятся к базальтам и андезибазальтам (подробнее см. главу 4.5). Однако они, так же как и долеритовые дайки, обнажающиеся в карьере, имеют северо-восточное простирание и крутое падение. Мощность кислых даек не превышает 2,5 м. Подушечные лавы в скринах состоят из подушек темно-зеленого цвета разделенные прослоями зеленокаменно-измененного туфа, окрашенного в светлосерый до зеленовато-серого цвет. Подушки имеют неровные округлые границы, их размер не превышает 0,7м, они окружены зоной закалки мощностью 5-10 см. Прослои туфа имеют выдержанную мощность от 5 до 15 см, изредка в них наблюдаются угловатые обломки застывшей лавы, размером до 1-3 см. В некоторых частях обнажения наблюдаются области, где застывшая базальтовая лава образует неправильной формы тела размером до 1,5-2 м, по краям таких тел она частично заполняет межподушечное пространство и имеет с подушками нечеткие границы (рисунок 3.4, б). Подобные лавовые тела пересекаются дайками долеритов. Обнажения в старом карьере. Старый каменный карьер имеет размеры 25×40 м при глубине до 4,5 м и расположен в 3 км к северу от г. Азов, в 200 м к северо-западу от затопленного карьера. Его координаты GPS: 56°29'46,5" с. ш., 60°05'41,7" в. д. В карьере обнажаются темно-зеленые тонкозернистые метадолериты (или метабазальты), подвергшиеся зеленокаменному изменению. Породы однородные, структур типа «дайка в дайке», не выявлено, как и каких-либо других структурных взаимодействий. Текстура пород массивная. 59 Рисунок 3.5 – Дайка дацитового состава в Затопленном карьере. а – фото обнажения, кружком показано место отбора пробы, б – строение дацита из дайки (обр. А21-9), проходящий свет с анализатором Метадолериты пересекаются сеткой лейкократовых прожилков (рисунок 3.6). Они имеют светло-серый до белого цвет, массивную текстуру и мелкозернистую, местами среднезернистую структуру Сложены тоналитами, кварцевыми диоритами и диоритами. Прожилки имеют мощность от 2-3 до 15-20 см. В них наблюдается отчетливо-выраженная зона закалки мощностью 0,5-2 см. 60 При исследовании в шлифах границы прожилков немного неровные. Внутри прожилков наблюдаются мелкие (до 8-10 мм) обломки вмещающих метадолеритов. Прожилки повсеместно разветвляются и пересекаются, в них наблюдаются раздувы и сужения. Общий объем лейкократовых прожилков в породе не превышает 1-2%. Рисунок 3.6 – Лейкократовые прожилки, секущие зеленокаменно-измененные долериты в старом карьере в 2,5 км к северу от г. Азов Обнажения измененные на западной толеитовые окраине вулканиты г. Дегтярска. (метабазальты, Зеленокаменно- метаандезибазальты, метадолериты) по данным геолого-съемочных работ (Зенков и др., 1973) прослеживаются узкой полосой на 25-30 км к северу от г. Азов. Метавулканиты офиолитовой ассоциации установлены в двух обнажениях в черте города Дегтярск: первое находится на южной окраине в 650 м к юго-востоку от плотины Нового пруда на р. Вязовке, второе на северо-восточном отроге г. 442 м, возвышающейся практически в центре города. 61 Скальные обнажения на южной окраине г. Дегтярск находятся на пригорке, они имеют высоту 3-6 м и протянулись на 70 м в меридиональном направлении. GPS-координаты обнажения: 56°40'53,5" с. ш., 60°05'27,3" в. д. Обнажение сложено однородными массивными метабазальтами, окрашенными в темнозеленый или грязно-зеленый цвет. Местами в них наблюдается до 10% мелких порфировых вкрапленников плагиоклаза. Структуры типа дайка в дайке или другие структурные соотношения в метавулканитах не обнаружены. На северо-восточном отроге г. 442 м метавулканиты слагают отдельные небольшие коренные выходы, грядки и небольшие скальные обнажения высотой до 3-4 м, которые прослеживаются в субширотном направлении с небольшими перерывами на протяжении 80 м. GPS-координаты обнажения: 56°42'06,7" с. ш., 60°04'56,0" в. д. Метавулканиты окрашены в серовато-зеленый до темно-зеленого цвет, имеют массивную текстуру, скрытокристаллическую, тонко- мелкозернистую или порфировую структуру с мелкими вкрапленниками плагиоклаза и амфибола. В обнажении можно выделить отдельные дайки долеритов, мощностью 0,5-1,5 м, имеющие северо-восточное простирание (угол простирания около 30°) и крутое падение, ограниченные одной или двумя слабо различимыми зонами закалки мощностью 5-15 см. Однако, ввиду значительной метаморфизованности пород крайне трудно выделить отдельные тела долеритов, практически невозможно понять, где обнажаются метадолериты, где вмещающие базальты. Так же невозможно достоверно установить наличие или отсутствие структур типа «дайка в дайке». Возможно, это связано с близостью к контакту с габброидами Ревдинского массива. В нескольких десятках метров западнее от обнажения наблюдается тектонический контакт метавулканитов с габбро, прорываемыми комплексом параллельных даек. Ширина зоны контакта не превышает 20-25 м. Тектонический контакт выражен отрицательной формой рельефа – распадком, по обеим сторонам которого обнажаются рассланцованные апобазальтовые метаморфиты, окрашенные в темно-зеленый цвет, местами содержащие будины размером до 1020 см метаморфизованных долеритов. Метаморфиты имеют тонкозернистую 62 гранобластовую структуру, слоистую текстуру и содержат следы катаклаза. Как правило, они состоят из соссюритизированного плагиоклаза, окрашенного в зеленый цвет амфибола, хлорита и кварца (до 5-10%). Габбро и прорывающий его комплекс параллельных даек, находящиеся западнее контакта, детально описаны далее в главе 5. 3.2 Минералого-петрографические особенности пород г. Азов. Параллельные долеритовые дайки г. Азов сложены тонкомелкозернистыми, скрытокристаллическими или порфировыми долеритами (рисунок 3.7). Порфировые вкрапленники сложены плагиоклазом и амфиболом, количество вкрапленников в породах не превышает 10-15%. Их размер варьирует от 0,5 до 3-5 мм. Подушечные лавы, как правило, представлены скрытокристаллическими разностями и, как правило, содержат крайне небольшое количество мелкопорфировых вкрапленников амфибола или плагиоклаза. Долериты и базальты подушечных лав заметно метаморфизованы в условиях эпидот-актинолитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Среди реликтов исходной структуры прослеживаются только очертания порфировых вкрапленников пироксена и плагиоклаза, замещенные соответственно амфиболом и соссюритом. Изначальная структура базиса чаще всего практически не различима. Среди первичных минералов были найдены единичные зерна клинопироксена в тяжелой магнитной фракции протолочек крупнообъемных проб. Клинопироксен имеет выдержанный химический состав (таблица 3.1) и соответствует диопсиду. В нем отмечены примеси Al2O3 до 5,22%, TiO2 до 1,43%, а так же незначительные примеси Cr2O3 до 0,18% и MnO 0,14-0,17%. Плагиоклаз в долеритах полностью замещается альбитом, содержащим 15% анортитового минала, по которому в дальнейшем развивается клиноцоизит. Фемические минералы представлены амфиболом, отвечающим по составу тремолиту - магнезиальной роговой обманке (таблица 3.2), клинохлором, клиноцоизитом и эпидотом (таблица 3.3). При дальнейшем замещении в 63 Рисунок 3.7 – Строение долеритов комплекса параллельных даек из обнажений на г. Азов (а, в-е) и в затопленном карьере в 2,5 км севернее (б). а – полнокристаллический тонкозернистый долерит (обр. 106-4) с реликтовыми идиоморфными зернами соссюритизированного плагиоклаза (Pl*), б – порфировый долерит (обр. А21-2) с вкрапленниками амфибола и соссюритизированного плагиоклаза (Pl*), в – долерит со следами альбитизации (обр. 109-1), плагиоклаз альбитизирован, видны реликты офитовой структуры, клиноцоизит присутствует в небольших количествах, г – сильно измененный долерит (обр. 109- 64 2), состоящий из кварца, клиноцоизита, амфибола и хлорита, д – порфировый вкрапленник амфибола, замещаемый хлоритом и кварцем, в метаморфизованном долерите (обр. 109-3), е – зерно кронстедтита в долерите (обр. 109-1) (Лобова, Берзин, 2011). а – проходящий свет, б-г – проходящий свет с анализатором, д-е – фото в отражённых электронах (Cameca SX 100) Таблица 3.1 – Состав клинопироксена из долеритов комплекса параллельных даек г. Азов (образец 106/4) № ан. 1 2 3 SiO2 49,29 49,84 50,65 TiO2 Al2O3 Cr2O3 1,43 5,22 0,09 1,29 5,06 0,12 0,69 4,33 0,18 FeO* 7,60 7,46 7,10 MnO 0,17 0,14 0,15 MgO 12,34 12,92 13,42 CaO 22,08 22,21 22,54 Na2O K2O Сумма 0,69 0 98,89 0,64 0,01 99,69 0,57 0,02 99,63 Таблица 3.2 – Состав амфибола из долеритов комплекса параллельных даек, обнажающихся на г. Азов и в затопленном карьере в 2,5 км к северу Обнажение Образец № анализа SiO2 г. Азов 109/3 1 2ц 3к 55,87 56,69 50,84 Затопленный карьер 109/1 107/1 А21-2 4 5 6 7 8ц 9к 51,43 51,64 51,71 51,88 51,66 52,16 TiO2 0 0,02 0,07 0,09 0,26 0,13 0,39 0,34 0,36 Al2O3 1,27 0,73 5,56 3,94 3,14 3,66 3,53 3,75 3,48 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,03 8,11 0,18 18,38 13,36 0,13 0,26 7,19 0,20 18,98 13,37 0,11 0,67 11,76 0,20 15,07 12,42 0,94 0,04 12,15 0,61 15,90 11,69 0,33 0,06 15,91 0,98 12,64 12,24 0,54 0,01 0,07 0,26 0,25 12,65 10,59 11,31 11,33 0,21 0,19 0,24 0,21 14,81 16,20 16,33 16,22 12,48 12,49 12,44 12,42 0,61 0,70 0,59 0,70 K2O 0,02 0,01 0,10 0,02 0,05 0,07 0,15 0,10 0,14 Сумма 97,35 97,56 97,63 96,20 97,46 96,34 96,20 97,02 97,27 2+ 2+ Fe /(Mg+Fe ) 0,19 0,17 0,27 0,15 0,39 0,30 0,25 0,21 0,24 Минеральный Магнезиальная Магнезиальная вид по Тремолит роговая Тремолит роговая (Leake et al., 1997). обманка обманка T (°C) по 545 548 554 557 580 562 596 589 592 (Otten, 1984) Примечание: ц – центр зерна, к – краевая часть зерна. долеритах исчезает альбит, и они полностью замещаются кварц-клиноцоизитамфиболовым агрегатом с хлоритом и изредка пумпеллиитом (рисунок 3.7, г). 65 Наиболее сильному изменению подверглись межподушечные туфы. В них, как правило, полностью отсутствуют реликты исходной структуры, и они полностью замещены эпидотом, кварцем, и в меньшей степени хлоритом. Таблица 3.3 – Состав клиноцоизита, эпидота и хлорита долеритов комплекса параллельных даек, обнажающихся на г. Азов и в затопленном карьере в 2,5 км к северу Обнажение Образец Минерал № анализа SiO2 г. Азов 109/2 107/1 109/3 КлиноЭпидот цоизит 1 2 3 4 5 38,93 38,60 36,99 38,31 28,81 109/2 Затопленный карьер А21-2 Клинохлор 6 27,19 7 26,80 TiO2 0,07 0,06 0,18 0,16 0,03 0,05 0,03 Al2O3 29,23 26,53 23,25 27,10 19,66 19,50 19,15 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0 5,46 0,11 0,16 24,32 0 0,02 0 8,36 12,53 0,07 0,10 0,22 0,04 24,01 23,39 0,01 0 0,03 7,67 0,05 0,06 23,99 0 0,46 14,98 0,23 22,51 0,04 0,03 1,37 19,92 0,38 18,18 0,15 0,02 0,07 21,90 0,27 17,98 0,09 0,01 K2O Сумма 3+ Fe /(Fe3++Al) Т (°С) по (Cathelineau, 1988) Т (°С) по (Kranidiotis, MacLean, 1987) Т (°С) по (Jowett, 1991) 0 98,28 0,12 0 0 97,88 96,48 0,18 0,28 0 97,37 0,17 0 86,75 0,01 86,77 0,02 86,33 287 310 317 268 291 298 285 312 319 Порфировые вкрапленники пироксена в долеритах имеют короткопризматический облик и замещаются одним или несколькими крупными зернами амфибола (рис 3.7, б). При исследовании на электронно-зондовом микроанализаторе в таких зернах выявлена зональность. Так центральная часть зерен, отвечающая по составу магнезиальной роговой обманке (таблица 3.2, ан. 34) по периферии замещается тремолитом (таблица 3.2, ан. 1-2), а затем в 66 центральной части и по трещинам спайности зерна замещаются клинохлором и кварцем (рисунок 3.7, д). При этом расщепленные длиннопризматические зерна амфибола в базисе этого же образца долерита идентичны по составу тремолиту из каймы порфирового вкрапленника. Андезидацит из светлой дайки так же заметно метаморфизован (рисунок 3.3, б). Он сложен кварцем, альбитом, клиноцоизитом, так же в нем отмечены амфибол и титанит. Таблица 3.4 – Состав кронстедтита из параллельных долеритовых даек в восточном обрамлении и в структуре Ревдинского массива (Лобова, Берзин, 2011) Обнажение № анализа Al2O3 SiO2 FeO Cr2O3 MgO MnO CaO CuO Na2O K2O F P2O5 Cl Сумма 1-1 0,31 8,39 61,61 0,22 0,01 0,03 0,32 11,81 0,03 0,02 0,04 3,94 0,05 86,78 г. Азов 1-2 0,01 13,53 62,01 0,26 0,02 0,01 0,3 10,07 0 0,01 0,08 0,75 0,06 87,11 2 1,69 17,23 62,14 0,01 0,06 0,01 0,36 3,81 0,13 0,05 0,13 1,7 0,02 87,34 г. 483,9 м 3-1 3-2 1,16 0,82 18,01 12,15 58,72 65,3 0,58 0,17 0,07 0,03 0,03 0,03 0,27 0,18 2,14 3,78 0,08 0,05 0,03 0,01 0,03 0 2,28 1,61 0,13 0,07 83,53 84,2 Формулы: 1-1. (Fe1,37 Cu0,61 Ca0,02)2 (Fe0,99 Cr0,01)1 ((Si0,57 Fe1,18 P0,23 Al0,02)2O5)(OH)3.98 F0.01 Cl0.01 ; 1-2. (Fe1,47 Cu0,51 Ca0,02)2 (Fe0,99 Cr0,01)1 ((Si0,91 Fe1,05 P0,04)2O5)(OH)3.97 F0.02 Cl0.01 ; 2. (Fe1,75 Cu0,19 Ca0,03 Na0,02 Mg0,01)2 Fe1 ((Si1,13 Fe0,65 Al0,13 P0,09)2O5)(OH)3.97 F0.03 ; 3-1. (Fe1,85 Cu0,11 Ca0,02 Mg0,01 Na0,01)2 (Fe0,97 Cr0,03)1 ((Si1,23 Fe0,55 P0,13 Al0,09)2O5)(OH)3.97 F0.01 Cl0.02 ; 3-2. (Fe1,78 Cu0,20 Ca0,01 Na0,01)2 (Fe0,99 Cr0,01)1 ((Si0,84 Fe1,00 P0,09 Al0,07)2O5)(OH)3.99 Cl0.01 ; Среди акцессорных минералов установлены магнетит, апатит, циркон, титанит, рутил, повсеместно замещаемый титанитом и хромовая шпинель. Так же установлены пирит, халькопирит и ковелин. Среди вторичных минералов 67 встречен кронстедтит, образующий небольшие (до 0,15 мм) коричнево-красные полупрозрачные выделения (рис 3.7, е), как правило, состоящие из множества мелких индивидов. Некоторые зерна кронстедтита имеют зональное внутреннее строение. По химическому составу (таблица 3.4) кронстедтит близок к теоретической формуле, наблюдаются значительные вариации содержания кремния от 0,57 до 1,13 формульных единиц (ф.е.), а так же значительные примеси P2O5 до 3,94% и CuO до 11,81% (Лобова, Берзин, 2011). Затопленный карьер. Долериты параллельных даек в Затопленном карьере имеют тонкозернистую, порфировую или скрытокристаллическую структуру. Базальты подушечных лав имеют скрытокристаллическую структуру и изредка содержат до 5% мелких порфировых вкрапленников пироксена, замещенных амфиболом. Базальты и долериты, так же как и соответствующие породы г. Азов заметно метаморфизованы в условиях регрессивного метаморфизма. В наименее измененных разностях видны реликты порфировых вкрапленников клинопироксена, замещенных одним или несколькими зернами амфибола, а так же реликты порфировых вкрапленников и микролитов плагиоклаза, замещаемых альбитом, а в дальнейшем соссюритом (рисунок 3.7, б). Наиболее измененные разности сложены эпидтом, кварцем, хлоритом, амфиболом, пумпеллиитом, изредка содержат альбит. Среди акцессорных минералов установлены титанит, рутил, замещающийся по краям титанитом, магнетит и хромовая шпинель. Кислые дайки имеют тонко-мелкозернистую неравномернозернистую структуру и сложены преимущественно кварцем, плагиоклазом (альбитом) и в меньшей степени клиноцоизитом (рисунок 3.5, б). В них так же отмечены единичные зерна амфибола, обладающего плеохроизмом от насыщенно-зеленого до почти бесцветного. Из акцессорных минералов встречен титанит. Амфибол в долеритах по составу соответствует магнезиальной роговой обманке (f=0.21-0.25) и характеризуется выдержанным химическим составом, как в пределах порфировых вкрапленников, так и в базисе. В амфиболе отмечены 68 примеси TiO2 0,34-0,39% и Cr2O3 до 0,26% (таблица 3.2, ан. 7-9). Хлорит по составу соответствует клинохлору (таблица 3.3, ан. 7). Старый карьер. В старом карьере метадолериты еще меньше сохранили реликты исходных структур. Плагиоклаз повсеместно замещен альбитом и соссюритом, около 20-40% объема породы составляет светло-зеленый амфибол, в котором не отмечены следы псевдоморфоз по пироксену. Так же метадолериты содержат до 10-15% кварца. По альбиту развиваются зерна клиноцоизита размером до 0,3 мм, в наиболее измененных разностях клиноцоизит составляет до 40-50% от объема породы. Так же в породе присутствует до 3-5% хлорита, окрашенного в зеленый цвет с плеохроизмом от почти бесцветного до синеватозеленого. Из акцессорных минералов встречен титанит. Амфибол в метадолеритах по составу отвечает тремолиту (таблица 3.5, ан. 1-4) с железистостью 0,07-0,26. Амфибол содержит незначительные примеси TiO2 до 0,62% и MnO до 0,40%. Плагиоклаз по данным микрозондового анализа отвечает альбиту (таблица 3.6). Хлорит по составу соответствует клинохлору (f=0,21-0,25). Породы лейкократовых прожилков представлены мелкозернистыми тоналитами и кварцевыми диоритами, местами среднезернистыми кварцевыми диоритами и диоритами. Содержание кварца в породах варьирует от 5 до 25%, содержание амфибола от 5 до 25-30%. В диоритах плагиоклаз полностью соссюритизирован, в тоналитах он представлен альбитом (№ 5-10, см. таб. 3.6), незначительно замещен соссюритом и, местами, серицитом. Амфибол в тоналитах окрашен в зеленый цвет с плеохроизмом от светло- до темно-зеленого. Зерна амфибола ксеноморфные, их размер варьирует от 0,5 до 2 мм. По составу амфибол отвечает магнезиальной роговой обманке с железистостью 0,12-0,18 (таблица 3.5, ан. 5-8). По сравнению с амфиболом из вмещающих метадолеритов в нем наблюдаются немного повышенные содержания TiO2 0,80-1,16%, K2O 0,13-0,25% и Na2O до 1,36%. В некоторых зернах альбита в тоналите наблюдается зональность, выраженная в распределении вторичных минералов (соссюрита и серицита). В проанализированном зерне 69 альбита наблюдается слабая обратная зональность состава от № 5 в центральной части зерна до № 10 в краевой (таблица 3.6). Таблица 3.5 – Состав амфибола из метадолеритов и секущих их тоналитов в старом карьере к северу от г. Азов Образец Порода № анализа А25-1 Метадолерит 1 2 3 А25-7 4 5 Тоналит 6 7 SiO2 53,48 53,62 52,88 52,72 48,95 49,24 50,09 TiO2 0,23 0,11 0,04 0,62 1,16 0,80 0,96 Al2O3 1,60 1,49 2,91 2,76 5,58 4,94 4,26 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0 0,03 0,07 0,10 0,08 0,03 0,21 8,95 10,84 10,64 8,75 11,45 11,39 11,44 0,40 0,08 0,21 0,30 0,33 0,32 0,36 18,61 16,57 16,44 17,83 15,86 16,36 15,73 11,33 12,55 12,49 11,87 11,20 11,04 11,23 0,62 0,34 0,49 0,95 1,36 1,34 0,99 K2O 0,08 0,06 0,05 0,05 0,14 0,13 0,25 Сумма 95,30 95,69 96,23 95,94 96,11 95,59 95,52 2+ Mg/(Mg+Fe ) 0,93 0,74 0,76 0,85 0,85 0,88 0,82 Минеральный Магнезиальная вид по Тремолит роговая (Leake et al., 1997). обманка T (°C) по 575 560 550 626 697 651 672 (Otten, 1984) Эпидот по составу одинаковый, как в метадолеритах, так и в жильных тоналитах. В нем содержится 9-13% Fe2O3, отношение Fe3+/(Fe3++Al) варьирует от 0,19 до 0,26, по содержанию Fe3+ (0,57-0,76 ф.е.) в позиции M3 минерал попадает в поле составов эпидота вблизи с границей с полем составов клиноцоизита по (Armbruster et al., 2006). Метавулканиты из обнажения в г. Дегтярск. Метавулканиты из обнажения на южной окраине г. Дегтярска метаморфизованы в условиях эпидотамфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Сохранились реликты исходной тонкозернистой порфировидной, местами порфировой структуры с 70 небольшими (до 1-2 мм) порфировыми вкрапленниками плагиоклаза. Вкрапленники замещены альбитом и соссюритом, базис породы замещен метаморфогенными минералами (рисунок 3.8, а). Породы состоят из эпидота (3035%), хлорита (около 15-20%), альбита (до 5-10%), кварца (до 10-15%), окрашенного в зеленый цвет амфибола (до 20%) и титанита (1-2%). Так же встречены акцессорные зерна рутила, обрастающие титанитом. В зернах кварца повсеместно наблюдается волнистое угасание. Таблица 3.6 – Состав плагиоклаза из метадолеритов и секущих их тоналитов в заброшенном карьере к северу от г. Азов Порода (образец) Метадолерит (А25-1) Тоналит (А25-7) Анализ 1ц 1к 2ц 2к 1ц 1к SiO2 66,54 66,13 64,73 67,06 63,46 66,22 TiO2 0 0 0 0 0,03 0,02 Al2O3 20,17 20,08 20,89 19,29 22,82 20,79 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0 0,06 0,08 0 0,03 0,06 0,02 0,04 0,05 0 0 0,12 0 0,01 0 0 1,07 0,87 1,60 0,25 10,87 11,01 10,56 11,42 0,13 0,3 0 0,84 1,01 8,53 0 0,02 0 0 2,00 10,43 K2O 0,02 0,07 0,17 0,03 Сумма 98,75 98,29 98,05 98,21 Номер 5 4 8 1 плагиоклаза Примечание: ц – центр, к – край. 2,15 99,27 0,04 99,52 5 10 Метавулканиты из обнажений на северо-восточном отроге г. 442 м в различной степени метаморфизованы и сохраняют реликты исходной мелкотонкозернистой полнокристаллической, скрытокристаллической или порфировой структуры. В порфировых вкрапленниках встречается частично или полностью соссюритизированный плагиоклаз и амфибол. Размер вкрапленников варьирует от 0,5 до 3-4 мм. Наименее измененные разности (рисунок 3.8, б) состоят из альбитизированного слабо соссюритизированного плагиоклаза, амфибола и 71 Рисунок 3.8 – Строение метавулканитов из обнажений в черте города Дегтярска. Проходящий свет с анализатором. а – тонкозернистый порфировидный метадолерит (обр. Д1-1) из обнажения на южной окраине г. Дегтярска, б – тонкозернистый метадолерит (обр. Д8-5) из обнажения на северо-восточном отроге г. 442 м содержат в подчиненных количествах эпидот, хлорит, а так же акцессорные минералы: рутил, титанит и хромовую шпинель. Амфибол по составу 72 соответствует магнезиальной роговой обманке. Хлорит попадает в поле состава клинохлора, вблизи с границы с полем состава шамозита (таблица 3.7). В нем так же отмечена примесь MnO 0,30-0,55%. Более метаморфизованные разности состоят из эпидота, хлорита, пумпеллиита, кварца и амфибола, очертания зерен исходных минералов в них не различимы. Таблица 3.7 – Состав хлорита из метавулканитов, обнажающихся на северовосточном отроге г. 442 м в черте г. Дегтярска (обр. Д8-5) Минерал № анализа SiO2 Хлорит 2 25,80 1 25,07 TiO2 0,07 0,05 0,03 Al2O3 20,16 19,06 19,66 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O 0,01 23,70 0,30 16,14 0,01 0,02 0,12 25,24 0,55 15,22 0,03 0 0,13 25,57 0,49 14,87 0,03 0 K2O Сумма Т (°С) по (Cathelineau, 1988) Т (°С) по (Kranidiotis, MacLean,1987) Т (°С) по (Jowett, 1991) 0 85,48 0,01 86,07 0,01 86,63 359 330 333 328 312 314 362 335 338 3 25,84 Термобарометрия. В долеритах комплекса параллельных даек г. Азов температура метаморфических преобразований была оценена для зерен амфибола по геотермометру (Otten, 1984) и составила 545-580°. При этом рассчитанные температуры практически не различаются между центральной и краевой частями порфировых вкрапленников, а так же в целом между различными образцами (таблица 3.2). В образце долерита из обнажения комплекса параллельных даек в затопленном карьере температура метаморфического преобразования, оцененная по амфиболовому термометру (Otten, 1984) оказалась близкой к долеритам г. Азов 73 и составила 589-596° (таблица 3.2). Температура более низкотемпературного преобразования, оцененная по хлориту составила 298° по термометру (Kranidiotis, MacLean, 1987) и 317-319° по термометрам (Jowett,1991, Cathelineau,1988) (таблица 3.3). В старом карьере температура, рассчитанная по амфиболовому термометру (Otten, 1984), для метадолеритов составила 550-575°, в метадолеритах на границе с лейкократовыми прожилками 625°, для тоналитов из лейкократовых прожилков по тому же термометру была получена температура 651-697°. Температура преобразования, оцененная по зернам хлорита в метадолерите составила 272-281° по термометру (Kranidiotis, MacLean, 1987) и 292-312° по термометрам (Jowett,1991, Cathelineau,1988). В пробе метадолерита (обр. 8-5) из обнажения на северо-восточном отроге г. 442 м в черте г. Дегтярска температура образования хлорита, рассчитанная по термометрам (Cathelineau, 1988, Kranidiotis, MacLean, 1987, Jowett, 1991) варьирует от 312° до 362° (таблица 3.7). Следует отметить, что данные термометры откалиброваны для более низких температур. Однако для термометра (Cathelineau, 1988) автором допускается экстраполяция линейной зависимости в область более высоких температур, и, следовательно, полученные по нему данные (Т=330-359 °С) можно использовать для приблизительной оценки температуры метаморфических преобразований данных долеритов. 3.3 Акцессорная хромовая шпинель Зерна акцессорной хромовой шпинели установлены в долеритах из обнажений на г. Азов (рисунок 3.9, а, б) и в затопленном карьере в 2,5 км к северу (рисунок 3.9, г, д), а так же в двух образцах зеленокаменно-измененного межподушечного туфа из вмещающих подушечных лав г. Азов (рисунок 3.9, в, е). В долеритах хромовая шпинель образует идиоморфные зерна, расположенные в пространстве между реликтами зерен плагиоклаза и амфибола. В сильно метаморфизованных долеритах и в образцах туфа из подушечных лав зерна хромовой шпинели окружены тонкозернистым агрегатом метаморфогенных 74 минералов. Хромовая шпинель присутствует как в виде отдельных редких зерен, так и в виде скоплений из 5-10 зерен на участке шлифа размером не более 2-6 мм. Размер зерен хромистой шпинели варьирует от 30 до 500 мкм. Рисунок 3.9 – Акцессорная хромовая шпинель из комплекса параллельных даек (а-б, г-д) и базальтов подушечных лав (в, е) с г. Азов (а-в, е) и из затопленного карьера (г-д), а так же расплавные включения в зернах хромовой шпинели (ж-и). Фотографии в отраженных электронах (Cameca SX 100). Белыми точками показано положение микрозондовых анализов. Номера анализов хромовой шпинели соответствуют анализам в таблице 3.8, номера анализов минералов во включениях соответствуют анализам в таблице 3.9 75 Таблица 3.8 – Составы хромовых шпинелей из долеритов параллельных даек и базальтов восточного обрамления Ревдинского массива Образец точка SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 V2O3 FeO* MnO MgO CaO NiO Долериты комплекса параллельных даек г. Азов 106 1 0 0,41 13,32 51,34 0,19 19,90 0,11 13,27 0 0,13 2 0 0,45 11,15 50,59 0,16 23,59 0,11 11,63 0,01 0,08 3 0 1,04 12,12 33,66 0,54 40,68 2,08 0,16 0,02 0,03 109/3 1 0 0,25 13,29 53,64 22,26 0,36 10,09 0,03 А5-2 1 0,07 0,33 13,07 51,68 0,07 20,86 0,20 13,00 0 0,25 2 0,04 0,34 13,00 52,43 0,07 19,81 0,19 13,74 0,01 0,13 А5-4 1 0,08 0,35 11,30 53,37 0,03 22,80 0,20 12,02 0,01 0,12 2-1 0,09 0,40 12,92 49,97 0,04 25,60 0,27 10,35 0,03 0,11 2-2 0,07 0,33 9,47 50,13 0,04 33,65 1,00 3,34 0,07 0,06 3 0,07 0,27 12,67 51,56 0,11 25,11 0,26 10,01 0,02 0,09 А5-6 1 0,09 0,42 11,99 50,17 0,04 29,00 0,95 6,84 0,05 0,2 А-7-1 1 0,04 0,27 11,00 55,61 0,07 19,02 0,16 13,21 0,01 0,12 А2-1 1 0 0,37 13,67 47,85 26,89 0,47 8,97 0,01 2-1 0 0,69 18,75 36,73 36,50 1,17 3,66 0,10 3-1 0 0,55 17,20 32,99 40,93 2,15 0,37 0,13 4-1 0 0,69 20,46 37,49 29,20 0,62 9,11 0,18 4-2 кр. 0 0,63 19,77 34,54 36,97 1,42 3,11 0,25 5 0 0,36 17,63 38,16 34,98 1,44 3,91 0,30 А4-2-1 1-1 0 0,20 13,25 55,13 14,52 0,10 13,99 0,02 1-2 0 0,20 13,29 55,27 14,28 0,15 14,05 0 1-3 кр. 0 0,21 11,30 53,21 26,18 0,61 6,54 0,09 1-4 кр. 0 0,21 10,78 52,18 29,64 1,01 3,90 0,08 А4-2-2 1 0,05 0,36 8,52 50,63 0,18 36,04 1,70 1,13 0,14 0,02 Затопленный карьер А21-1 1 0,03 0,25 11,02 49,85 0,13 35,02 1,16 0,91 0,01 0,06 А21-8 1-1 0,04 0,31 8,52 50,62 0,09 34,64 1,12 2,19 0 0 1-2 0,03 0,27 8,36 51,69 0,07 35,05 1,12 2,28 0 0,05 1-3 кр. 0,03 0,11 3,74 47,63 0,18 41,81 3,78 0,11 0,01 0 2м 0,19 0,23 1,29 10,90 0,66 81,01 1,03 0,04 0,03 0 3м 0,02 0,24 4,00 24,34 0,31 63,12 2,36 0,05 0,01 0,03 4м 0,03 0,18 2,09 15,05 0,38 75,94 1,46 0,01 0,04 0,05 5-1 м 0,05 0,22 1,75 13,02 0,63 77,82 1,32 0,03 0,02 0,14 5-2 м 0,06 0,32 1,62 12,85 0,67 77,70 1,30 0,21 0,06 0,08 Подушечные лавы, г. Азов А20-1 1 0,12 0,24 16,76 48,49 0,12 20,95 0,21 12,91 0,02 0,14 2-1 0,09 0,26 17,39 49,31 0,07 19,40 0,22 13,58 0,02 0,25 2-2 0,11 0,22 17,02 48,23 0,11 21,16 0,20 12,59 0,01 0,08 2-3 0,16 0,23 18,72 46,57 0,06 20,22 0,23 13,55 0,03 0,09 А20-4 1 0,05 0,34 11,26 52,66 0,09 22,79 0,22 11,49 0 0,18 2 0,07 0,35 10,72 53,43 0,09 23,69 0,21 10,85 0,01 0,12 Примечание: кр. – краевые части зерен, м – сильно метаморфизованные зерна. ZnO Сумма 0,03 98,70 0,02 97,79 5,00 95,33 99,92 0,03 99,56 0,03 99,79 0,08 100,36 0,10 99,88 0,24 98,40 0,16 100,33 0,23 99,98 0,09 99,60 98,23 97,60 94,32 97,75 96,69 96,78 97,21 97,24 98,14 97,80 0,68 99,45 0,83 1,18 1,16 1,38 0,6 1,81 0,98 0,86 0,75 99,27 98,71 100,08 98,78 95,98 96,29 96,21 95,86 95,62 0,16 0,11 0,10 0,15 0,13 0,12 100,12 100,70 99,83 100,01 99,21 99,66 76 По периферии зерна хромистой шпинели замещаются каймой хромсодержащего магнетита (рисунок 3.9, а, г), в более метаморфизованных разностях закономерно ориентированными чешуйками хлорита и магнетитом (рисунок 3.9, д) вплоть до полного замещения исходного зерна. Степень метаморфического изменения зерен варьирует как между разными образцами, так и в пределах одного шлифа. Состав хромовой шпинели. По составу зерна хромистой шпинели из базальтов и долеритов близки между собой и на графиках (рисунок 3.9) образуют перекрывающиеся поля составов. По составу она соответствует хромиту, пикотиту, магнетиту и шпинели. В центральных частях зерен содержание Cr2O3 варьирует от 33 до 56%, отношение Cr/(Cr+Al+Fe3+) составляет 0,51-0,76, отношение Fe2+/(Fe2++Mg) варьирует от 0,34 до 0,99. В некоторых зернах установлены примеси MnO до 3,78%, TiO2 до 1,04% и ZnO до 5%. В хроммагнетитовых каймах отмечены примеси V2O3 до 0,66%. Так же стоит отметить, что в некоторых образцах долеритов одновременно присутствуют зерна высокохромистой и относительно глиноземистой хромовой шпинели, расположенные в непосредственной близости друг от друга и не выказывающие разницы в морфологии (рисунок 3.10). Скорее всего, такие скопления зерен связаны с контаминацией ксенолитов горных пород, вынесенных расплавом в верхние горизонты земной коры. Расплавные включения в хромовой шпинеле. В зернах акцессорной хромовой шпинели многочисленные из долеритов расплавные и включения базальтов г. Азов преимущественно наблюдаются округлой или овальной формы. Их размер не превышает 10-30 мкм. В некоторых зернах хромовой шпинели расплавные включения группируются вдоль отдельных зон роста, как, например, в образце А4-2-1 (рисунок 3.9, б), где в зерне хромовой шпинели включения были захвачены на завершающей стадии роста и сконцентрированы по периферии кристалла. В зернах хромовой шпинели встречены как однофазные, так и многофазные включения, состоящие их двух и более силикатных фаз (рисунок 3.9, ж-и). Как и 77 матрица вмещающей породы, включения частично метаморфизованы, в них встречены как магматические (клинопироксен), так и явно метаморфические минералы (роговая обманка и хлорит). К сожалению, ввиду небольшого размера минеральных фаз во включениях не удалось определить состав всех сосуществующих минералов, измеренные составы минералов из включений приведены в таблица 3.9. Рисунок 3.10 – Скопление зерен высокохромистой (Cr-Crsp) и высокоглиноземистой (Al-Crsp) хромовой шпинели в образце долерита из комплекса параллельных даек г. Азов. Изображение в отраженных электронах (Cameca SX 100). Белыми точками показано расположение микрозондовых анализов, номера соответствуют номерам анализов в таблице 4.8 Клинопироксен из включений содержит 45-47% волластонитового минала и попадает на границу полей составов диопсида и авгита. Соотношение Fe2+/(Fe2++Mg) в нем варьирует от 0,11 до 0,22. Клинопироксен содержит постоянную примесь Cr2O3 1,2-2,2% и TiO2 0,24-0,39%, так же в нем присутствует примесь MnO до 0,19% (таблица 3.9). 78 Таблица 3.9 – Состав минералов расплавных включений в зернах акцессорных хромовых шпинелей из долеритов и базальтов г. Азов Обр. ан. А4-2-1 1 2 3 4 5 3 4 5 1 1 3 4 А5-2 А5-4 А7-1 А20-4 1 м-рал SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO* MnO MgO Долериты комплекса параллельных даек Chl 24,08 0,03 16,47 9,59 21,02 0,63 16,54 Cpx 51,35 0,36 4,93 1,97 4,08 0,13 16,22 Amph 55,00 0,81 3,80 1,92 1,58 0,04 20,80 Amph 51,42 0,22 8,91 1,88 4,06 0,08 16,86 Cpx 47,51 0,39 9,28 2,21 6,76 0,19 13,36 Chl 27,29 0,01 18,21 3,53 20,04 0,34 17,23 Amph 46,30 1,70 11,89 1,90 3,95 0,09 18,09 Amph 45,57 0,76 13,21 2,29 3,82 0,03 18,20 Cpx 45,80 0,84 9,58 1,61 6,94 0,12 11,57 Cpx 50,79 0,31 4,45 1,18 4,59 0,11 16,17 Cpx 50,97 0,26 4,15 1,47 3,73 0,06 16,82 Cpx 50,33 0,24 3,82 1,72 3,78 0,07 17,49 Подушечные лавы Chl 25,00 0,03 17,25 5,58 24,06 0,48 14,78 CaO Na2O K2O Сумма 0,05 21,15 13,92 14,92 19,81 0,32 11,71 12,19 22,01 21,76 21,21 21,54 0,06 0,13 0,35 0,25 0,21 0,01 1,94 2,02 0,20 0,19 0,26 0,22 0,07 88,54 0 100,32 0,03 98,25 0,06 98,66 0,06 99,78 0,02 87,00 0,04 97,61 0,02 98,11 0,02 98,69 0 99,55 0,01 98,94 0,02 99,23 0,08 0,02 0,01 87,29 Амфибол характеризуется невысокой железистостью (Fe/(Fe+Mg) 0,04-0,13) и попадает по номенклатуре (Leake et al., 1997) в поля составов тремолита, магнезиальной роговой обманки и чермакита. В амфиболах присутствует постоянная примесь Cr2O3 1,9-2,3% и TiO2 0,2-1,7% (таблица 3.9). Температура образования амфибола, рассчитанная по (Otten, 1984) составила для образцов долеритов А4-2-1 и А5-2 573-646 и 641-760 °C соответственно. Т.е. рассчитанные температуры заметно различаются даже в пределах разных включений в одном зерне. Так же эти температуры превышают значения температуры, рассчитанные по данному термометру для амфиболов из матрицы долерита. Хлорит по составу соответствует клинохлору. В нем отмечается повышенная железистость (Fe2+/(Fe2++Mg) = 0,39-0,48) и повышенное содержание примеси Cr2O3 3,5-9,6% по сравнению с хлоритом из матрицы долеритов. Так же в нем отмечены примеси MnO 0,34-0,63% и CaO до 0,32% (таблица 3.9). Сопоставление с хромовыми шпинелями из базальтов различных геодинамических обстановок. Хромистые шпинели встречаются по всему миру в базальтах толеитовой, известково-щелочной и щелочной серий, образовавшихся 79 в различных геодинамических обстановках, а так же в кимберлитах и лампроитах (Roeder, 1994, Kamenetsky et al., 2001, Barnes, Roeder, 2001, и др.). На тройной диаграмме Al–Cr–Fe3+ (рисунок 3.11, в) анализы центральных частей зерен хромистой шпинели попадают в перекрывающиеся поля составов толеитов зон растяжения (БСОХ+БЗС) и бонинитов, но наиболее полно перекрываются полем составов островодужных толеитов по (Barnes, Roeder, 2001). Точки хроммагнетитовых кайм преимущественно располагаются вдоль единой линии тренда, направленного от хромита и хромистой шпинели к магнетиту. На диаграммах Cr/(Cr+Al) – Fe2+/(Fe2++Mg) (рисунок 3.11, а) и Fe3+/(Fe3++Cr+Al) – Fe2+/(Fe2++Mg) (рисунок 3.11, б) большая часть точек из центральных частей зерен попадает в поле составов островодужных толеитов, частично перекрывающееся с полями БСОХ+БЗС и бонинитов по (Barnes, Roeder, 2001). Однако часть точек вместе с составами из краевых частей зерен отклоняются от этих полей в сторону увеличения отношения Fe2+/(Fe2++Mg). На дискриминационной диаграмме Al2O3– TiO2 (рисунок 3.11, г) точки анализов хромистой шпинели полностью попадают в поле составов задугово-спрединговых базальтов, частично перекрывающегося с полями составов БСОХ, низкотитанистых островодужных толеитов и надсубдукционных перидотитов по (Kamenetsky et al., 2001). Отклонение составов хромистой шпинели на графиках (рисунок 3.11, а, б) от типичных составов для толеитов по (Barnes, Roeder, 2001) в сторону увеличения отношения постмагматическими или Fe2+/(Fe2++Mg) вероятнее метаморфическими всего преобразованиями. связано Об с этом свидетельствуют приуроченность «отклоняющихся» точек составов к трендам метаморфических изменений от центра к краю зерен (стрелки на рис 3.11, а, б), при которых сначала происходит увеличение содержание Fe2+ в позиции M1, при практически неизменном соотношении трехвалентных катионов, а затем преобразование в хромсодержащий магнетит. Т.е. составы хромистых шпинелей, 80 Рисунок 3.11 – Состав хромовых шпинелей из параллельных даек, подушечных лав и метавулканитов офиолитовой ассоциации в восточном обрамлении Ревдинского массива (Берзин, 2013), вынесенные на диаграммы: а-в – с полями составов для хромовой шпинели из толеитов различных геодинамических обстановок по (Barnes, Roeder, 2001), г – с полями составов для шпинели из вулканитов различных геодинамических обстановок, а так же из перидотитов зон СОХ и из надсубдукционных перидотитов по (Kamenetsky et al., 2001) 81 «отклоняющиеся» от нормальных для толеитов, вероятнее всего являются промежуточными между первично-магматическим хромитом и хроммагнетитовой каймой. Таким образом, можно сделать вывод, что составы хромистых шпинелей из комплекса параллельных даек и вмещающих подушечных лав восточного обрамления Ревдинского массива типичны для вулканитов, образовавшихся в надсубдукционной обстановке в процессе задугового спрединга. 3.4 Гидротермальные прожилки и вторичные метасоматические изменения Местами в долеритах, базальтах и метавулканитах восточного обрамления Ревдинского массива наблюдаются гидротермально-метасоматические изменения, выраженные в виде прожилков, а так кварцевых же и различных кварц-карбонатных эпидот-кварцевых гидротермальных и хлоритовых метасоматических прожилков, зачастую содержащих повышенную сульфидную минерализацию. Наиболее наглядно эти образования можно наблюдать в Затопленном карьере в 2,5 км к северу от г. Азов. В затопленном карьере в базальтах и долеритах наблюдаются метасоматические прожилки мощностью от 5 мм до 20-30 см, окрашенные в отличие от вмещающих вулканитов в светло-зеленый или желтовато-грязнозеленый цвет, имеющие как ровные, так и изгибистые границы (рисунок 3.12, а). Прожилки сложены эпидотом, альбитом и кварцем, часто содержат вкрапленность сульфидов (до 5%). Так же долериты и базальты пересекаются тонкими гидротермальными прожилками сложенными кварцем или карбонатом, зачастую содержащими эпидот, хлорит, сульфиды (пирит, халькопирит) и гипергенные минералы (малахит, азурит и др.). Мощность таких прожилков не превышает 2-4 см, границы ровные, наблюдаются изгибы и пересечения с другими прожилками (рисунок 3.12, а). Вокруг гидротермальных прожилков в базальтах и долеритах наблюдаются светлые оливково-зеленые зоны околожильных метасоматических 82 изменений, преимущественно выраженных в эпидотизации. В некоторых прожилках наблюдаются полости с кристаллами карбоната, в некоторых наблюдается параллельно-шестоватый агрегат второго рода кварца с эпидотом (рисунок 3.12, г), обусловленный однонаправленным тектоническим напряжением в ходе кристаллизации. Рисунок 3.12 – Гидротермально-метасоматические изменения в базальтах и долеритах параллельных даек в обнажении в Затопленном карьере. а – метасоматический эпидот-кварцевый прожилок пересекающийся тонкими кварцевыми прожилками на границы долеритовой дайки и скрина подушечных лав, б – эпидот-кварцевые овоиды в долерите, в – строение небольшого эпидоткварцевого овоида в долерите, г – кварц-эпидотовый прожилок с сульфидной минерализацией. в, г – фотографии в проходящем свете без анализатора 83 Помимо прожилков в вулканитах наблюдаются светло-зеленые овоиды эпидот-кварцевого состава (рисунок 3.12, б). Их размер варьирует от нескольких миллиметров до 7-15 см, форма от изометричной до слабо вытянутой. Границы четкие, вокруг некоторых овоидов наблюдаются черно-зеленые ореолы мощностью до 5-10 мм, по-видимому, обусловленные метасоматическим преобразованием вмещающих пород. Овоиды, как правило, сконцентрированы вдоль линейных зон шириной от нескольких десятков сантиметров до 2-3 м. Их доля в породе может достигать 10-15%. Границы овоидов часто промаркированы мелкозернистым кварцем или эпидотом. В их строении помимо эпидота и кварца часто присутствует альбит, местами замещаемый соссюритом, а так же амфибол, плеохроирующий от темно-зеленого до светло-зеленого цветов (рисунок 3.12, в). 3.5 Геохимические особенности пород Комплекс параллельных даек, подушечные лавы и обнажения метавулканитов в восточном обрамлении Ревдинского массива сложены низкокалиевыми базальтами и андезибазальтами нормальной щелочности (таблица 3.10). Однако, как и упоминалось выше, в пакетах параллельных даек на г. Азов и в затопленном карьере присутствуют дайки андезидацитового и дацитового состава (SiO2 62-70%), так же относящиеся к толеитовой серии. Долериты характеризуются пониженными относительно MORB содержаниями титана (TiO2 0,5-1,0%) и умеренной железистостью (Fe/(Fe+Mg) 0,29-0,54, при среднем значении 0,40). Спектр распределения РЗЭ в долеритах г. Азов пологий с незначительным обогащением легкими РЗЭ, Lan/Ybn=0,90-3,60 (рисунок 3.13, а). В пробе из дайки андезидацитового состава при несколько повышенном суммарном содержании РЗЭ (73,4 г/т), спектр распределения образует тренд, параллельный долеритовым дайкам, с небольшим обогащением в области легких редких земель (Lan/Ybn=2,77). Так же в пробе андезидацитов наблюдается слабая отрицательная европиевая аномалия, Eun/Eun*=0,74, связанная, по всей видимости, фракционированием плагиоклаза (Берзин, Иванов, 2011, Берзин, 2012, и др.). с 84 Таблица 3.10 – Химический состав долеритов комплекса параллельных даек и вмещающих их вулканитов из восточного обрамления Ревдинского массива Образец SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 г. Азов: долериты параллельных даек 106/1 52,03 0,72 12,71 6,60 3,70 0,16 8,25 10,78 2,10 0,08 0,10 106/4 51,52 0,55 13,21 5,25 3,70 0,16 8,90 11,25 2,30 0,13 0,08 107/1 49,31 0,78 13,72 6,30 4,10 0,18 8,84 10,97 2,30 0,28 0,07 108/2 49,17 0,60 11,73 6,70 4,60 0,16 11,57 10,39 1,80 0,15 0,11 109/1 54,90 0,70 14,02 5,58 2,90 0,21 6,57 8,33 4,60 0,03 0,12 109/2 54,59 1,04 12,52 7,46 3,20 0,16 6,46 10,00 1,10 0,03 0,13 109/3 51,00 0,51 12,00 4,89 4,20 0,15 10,58 10,87 2,20 0,03 0,08 A20-6 62,25 0,94 12,79 6,23 0,20 0,07 3,04 10,24 2,27 0,11 0,31 Базальты подушечных лав 106/3 56,77 0,65 12,45 4,71 3,80 0,20 6,71 8,15 4,50 0,02 0,08 A20-2 50,91 0,70 13,76 5,60 3,40 0,16 9,14 9,87 3,70 0,25 0,12 A20-3 49,56 0,81 11,74 6,27 5,20 0,21 10,42 9,86 2,97 0,14 0,13 A20-5 50,81 0,63 14,53 6,43 4,40 0,18 8,14 7,40 4,57 0,13 0,12 Затопленный карьер: долериты параллельных даек A21-2 51,22 0,61 12,36 6,75 3,60 0,12 8,97 10,02 3,43 0,21 0,20 A21-4 50,24 0,79 14,23 8,38 3,80 0,13 7,89 9,00 1,89 0,11 0,20 A21-7 49,00 0,78 11,50 6,37 4,50 0,16 12,50 9,07 3,12 0,18 0,12 A21-8 50,88 0,55 11,24 6,48 3,20 0,24 12,15 9,83 2,76 0,75 0,12 A21-9 70,16 0,67 14,22 2,78 0,20 0,02 1,34 3,37 5,26 0,74 0,16 A21-11 55,03 0,76 18,20 6,86 0,80 0,14 3,39 8,09 3,27 0,61 0,29 Базальты подушечных лав A21-5 53,56 1,02 12,54 10,41 4,50 0,12 4,52 7,60 2,62 0,11 0,14 Метавулканиты в черте г. Дегтярска: южная окраина города Д1-1 54,26 1,08 14,40 8,82 4,20 0,20 3,46 5,99 4,70 0,69 0,22 северо-восточный отрог г. 442 м Д8-2 54,31 0,77 13,60 5,10 4,70 0,19 6,64 7,06 4,50 0,54 0,17 Примечание: здесь и далее анализы выполнены в Центре коллективного п.п.п. Сумма 2,80 2,70 3,00 2,80 2,20 3,50 3,60 1,70 100,02 99,75 99,84 99,78 100,15 100,18 100,12 100,13 1,80 99,83 2,50 100,12 2,70 100,00 2,65 99,97 2,30 3,40 2,70 2,00 1,10 2,55 99,78 100,07 100,00 100,19 100,02 100,00 2,80 99,93 2,90 100,92 2,50 100,08 пользования «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, аналитики: Татаринова Л.А., Ятлук Т.М., Власов В.П., Горбунова Н.П., Неупокоева Г.С. Пробы базальтов подушечных лав г. Азов на спайдер-диаграмме (рисунок 3.13, а) при меньшем содержании редкоземельных элементов (11,2-17,2 г/т) образуют плоские спектры или с небольшим обогащением в области средних и тяжелых РЗЭ (Lan/Ybn=0,34-1,00). В европиевая аномалия, Eun/Eun*=0,54-0,89. пробах наблюдается отрицательная 85 Рисунок 3.13 – Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ (а) и мультиэлементная диаграмма (б) для долеритов параллельных даек и базальтов г. Азов. 1 – долериты параллельных даек, 2 – то же по (Коротеев, Семенов, 2008), 3 – дайка андезидацитового состава в пакете параллельных даек, 4 – вмещающие базальты подушечных лав На мультиэлементной диаграмме (рисунок 3.13, б) в долеритах параллельных даек (включая дайку андезидацитового состава) и в базальтах г. Азов наблюдаются по Rb, Th, Nb, Ta, Ti, Zr, и максимумы по Sr, K и Pb. Пробы базальтов обеднены некогерентными элементами относительно долеритов, образуя субпараллельные пологие тренды (рисунок 3.13, б). На диаграмме AFM (Kuno, 1968) долериты параллельных даек попадают на границу известково-щелочных базальтов и толеитов (рисунок 3.14), пробы базальтов подушечных лав попадают в поле известково-щелочных базальтов. На графике Zr-Ti-Y (Pearce et al., 1973) все анализы пород тяготеют к полю толеитов островных дуг и MORB (рисунок 3.14), а на диаграммах Ti/1000-V (Shervais, 1982) и P2O5-TiO2-MnO (Mullen, 1983), наибольшая часть составов попадает в поле островодужных толеитов (рисунок 3.14). На диаграммах Th-Zr/117-Nb/16 и ThHf/3-Nb/16 (Wood, 1983) большинство анализов попадает в поле составов островодужных базальтов, единичные анализы попадают в поле составов NMORB (рисунок 3.14). 86 Рисунок 3.14 – Положение точек анализов пород офиолитовой ассоциации г. Азов на дискриминационных диаграммах: а) AFM (Kuno, 1968); б) P2O5-TiO2-MnO (Mullen, 1983); в) Zr-Ti-Y (Pearce et al., 1973); г) Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980). 1 – долериты параллельных даек, 2 – базальты подушечных лав Близость долеритов и базальтов подушечных лав по химическому и микроэлементному составу к толеитам островных дуг, пониженные относительно MORB содержания TiO2, а также положение фигуративных точек на дискриминационных диаграммах, указывают на их островодужную природу. Все это даёт основание подтвердить вывод, сделанный ранее К.С. Ивановым и соавторами (Иванов и др., 2002) относительно формирования данного дайкового комплекса и базальтов подушечных лава в условиях задугового спрединга. 87 3.6 Изотопный U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов Датирование долеритов комплекса параллельных даек г. Азов по акцессорным цирконам подробно описано в статьях (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013). Методика датирования. Для определения возраста нами были отобраны три крупнообъемные пробы долеритов из параллельных даек г. Азов весом около 30 кг каждая. Проба 106-1 отобрана из дайки темно-зеленого мелко-порфирового долерита в южной части вершины вблизи большой поляны (рисунок 3.1), GPSкоординаты 56°28’25,6" c. ш., 60°05’03,3" в. д. Проба 107-1 отобрана из дайки зеленовато-серого скрытокристаллического долерита в 60 м юго-восточнее тригопункта на вершине г. Азов, GPS-координаты 56°28’28,8" c. ш., 60°05’07,0" в. д. Проба 108 была отобрана из мощной дайки серо-зеленого тонкомелкозернистого долерита в 10 м южнее тригопункта на вершине г. Азов, GPSкоординаты 56°28’29,9" c. ш., 60°05’07,4" в. д. Для выделения цирконов пробы были раздроблены до размера частиц менее 0,315 мм и затем электромагнитной и разделены плотностной на (с фракции методами применением гравитационной, тяжелых жидкостей) сепарации. Выборка цирконов производилась из тяжелой немагнитной фракции под бинокулярным микроскопом. При этом из пробы 106-1 было выделено 7 зерен цирконов, из пробы 107-1 – 8 зерен и из пробы 108 – 9 зерен. Выделенные цирконы представлены короткопризматическими кристаллами дипирамидальнопризматического габитуса и их обломками, окрашенными в бежевый, розоватобежевый или светло-коричневый цвет (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013). Определение U-Pb возраста производилось на вторично-ионном масс- спектрометре SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ по стандартной методике, описанной в (Williams, 1998). Результаты. В пробах 106-1 и 107-1 большая часть зерен цирконов имеет средне-верхнедевонский изотопный возраст (таблица 3.11, рисунок 3.16), ядра трех индивидов имеют древние докембрийские датировки (Иванов и др., 2012, 88 Рисунок 3.15 – Катодолюминесцентные изображения цирконов из долеритов комплекса параллельных даек г. Азов с расположением кратеров измерений, приведенных в таблице 4.10 (Иванов, Берзин, 2013) Иванов, Берзин, 2013). Цирконы, образующие верхне-среднедевонский возрастной кластер, имеют однородное ритмично-зональное, реже секториальнозональное внутреннее строение (рисунок 3.15) и характеризуются содержаниями U от 31 до 1081 г/т и Th от 2 до 251 г/т (таблица 3.11). Вычисленные U-Pb возраста для цирконов из проб 106-1 и 107-1, составляющие соответственно 382,3±4,4 и 387,1±4,1 млн лет (рисунок 3.16), перекрываются в пределах погрешности и примерно соответствуют границе живета и франа (382,7±1,6 млн 89 Таблица 3.11 – U-Pb возраст цирконов из долеритов г. Азов (Иванов, Берзин, 2013). 206 Кра-тер Pbc % Содержания, 232 Th г/т 238 / U U Th 206Pb* Возраст, млн лет 206 D, % Изотопные Err. соотношения(1), ±% corr. 207 Pb*/235U 206Pb*/238U Pb/238U 207Pb/206Pb Проба 106-1 1.1 0,79 392 93 20,1 0,24 370,5±5,9 328±140 -12 16,77±1,6 0,0594±2 0,248 1.2 7,17 499 94 29 0,19 392,7±7 384±340 -2 14,78±1,6 0,1122±2,4 0,121 2.1 1,64 106 52 5,82 0,51 393,4±8,5 512±320 30 15,63±2 0,0708±3,6 0,153 2.2 0,00 31 7 1,65 0,24 383±11 449±170 17 16,33±2,9 0,0559±7,6 0,360 3.1 0,00 326 152 16,9 0,48 377,7±6 384±54 2 16,57±1,6 0,0543±2,4 0,564 4.1 0,41 407 114 21,4 0,29 382,3±6,4 343±100 -10 16,3±1,7 0,0566±2,1 0,357 4.2 0,19 307 49 16,4 0,17 387,2±6,2 373±68 -4 16,12±1,6 0,0556±2,5 0,479 6.2 2,63 519 2 27,2 0,00 371,9±6,2 482±220 30 16,4±1,6 0,0781±4,2 0,172 7.1 1,59 1081 237 59,2 0,23 392,5±5,8 392±100 0 15,68±1,5 0,06733±1,2 0,316 5.1 0,03 239 184 74 0,79 1984±27 2011±16 1 2,773±1,6 0,124±0,85 0,871 6.1 0,67 88 101 20,7 1,19 1555±25 1594±60 2 3,641±1,8 0,1042±1,6 0,495 Проба 107-1 1.1 0,87 322 69 17,1 0,22 383,6±6,3 399±160 4 16,17±1,6 0,0617±2,1 0,225 2.1 1,20 166 162 9,2 1,01 398,8±7,4 439±210 10 15,48±1,8 0,0654±3,1 0,196 3.1 0,16 480 150 25,9 0,32 392,1±6 353±56 -10 15,92±1,6 0,0549±1,9 0,533 5.1 0,32 174 73 9,65 0,43 401,3±7 398±96 -1 15,52±1,8 0,0573±3,1 0,388 6.1 0,53 558 144 29,5 0,27 383,5±5,9 379±91 -1 16,23±1,6 0,0585±1,8 0,362 6.2 0,21 561 149 30,1 0,28 390,4±5,9 394±56 1 15,99±1,6 0,0562±1,8 0,529 7.1 0,91 636 159 33,4 0,26 378,6±5,8 453±95 20 16,38±1,5 0,0634±1,6 0,344 8.1 1,47 507 106 27,7 0,22 391,7±6,2 351±140 -10 15,73±1,6 0,0654±1,7 0,246 8.2 0,83 775 251 40,3 0,34 375,3±5,7 359±98 -4 16,54±1,5 0,06042±1,5 0,338 4.1 0,65 108 78 25,7 0,74 1568±24 1578±51 1 3,609±1,7 0,1032±1,7 0,539 Проба 108 T1 2.1 0,00 224 216 16,8 0,99 538±10 549±51 2 0,703±3,1 0,0871±2 0,642 2.2 4,44 91 50 7,17 0,57 543±13 557±390 3 0,71±18 0,0879±2,5 0,139 2.3 0,74 108 75 8,02 0,72 531±11 523±200 -1 0,685±9,2 0,0859±2,1 0,232 4.1 12,24 487 479 42,6 1,02 549±11 437±340 -20 0,68±15 0,0889±2,1 0,138 7.1 0,00 259 105 19 0,42 527±10 549±45 4 0,688±2,9 0,0852±2 0,699 T2 1.1 0,00 240 56 12,3 0,24 373,4±7 298±59 -20 0,43±3,2 0,0596±1,9 0,596 3.1 0,00 321 157 16,6 0,51 377,5±6,9 392±48 4 0,453±2,8 0,0603±1,9 0,658 6.1 0,35 432 109 22,3 0,26 375,3±6,9 287±79 -23 0,433,9 0,061,9 0,480 8.1 0,20 530 115 27,5 0,22 377,5±6,8 345±51 -9 0,4442,9 0,06031,9 0,639 9.1 0,00 113 56 5,71 0,51 369,4±7,4 386±83 4 0,4424,2 0,0592,1 0,489 Прочие возрастные значения 5.1 0,50 84 74 5,44 0,91 466±10 308±140 -34 0,5436,5 0,07492,2 0,345 1.2 3,37 1272 662 65,4 0,54 360,8±6,6 1107± 95 207 0,6075,1 0,05761,9 0,369 Примечание: Pbc – обыкновенный свинец, Pb* - радиогенный свинец; погрешности калибровки относительно стандартов 0,55% для проб 106-1 и 107-1, и 0,62% для пробы 108; на нерадиогенный свинец по 204Pb. (1) – поправка 90 Рисунок 3.16 – Диаграмма 206Pb/238U–207Pb/235U с конкордией для цирконов из долеритов проб 106-1 и 107-1 (Иванов, Берзин, 2013) возраста 1984±27, 1555±25 и 1568±24 млн лет получены в центральных частях трех зерен циркона (рисунок 3.16, таблица 3.11, индивиды 106-1_5, 106-1_6 и 1074_1). Причем во всех трех случаях проанализированные ядра цирконов имеют резко отличающееся от периферии внутреннее строение, их края заметно резорбированы, а в кайме одного из таких зерен получен верхнедевонский 91 возраст, близкий к большинству других измерений (рисунок 3.15, таблица 3.11, точка 106-1_6.2). По содержанию U (88-239 г/т) и Th (78-184 г/т) докембрийские ядра практически не отличаются от верхне-среднедевонских цирконов (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013). В пробе 108 большая часть зерен цирконов сгруппировалась в два возрастных кластера (таблица 3.11, рисунок 3.17) с конкордантными возрастами 537,3±9,7 млн лет (кембрий) и 374,3±6,2 млн лет (верхний девон) (Иванов, Берзин, 2013). Первый возрастной кластер образуют 3 короткопризматических зерна циркона (всего 5 точек измерения) с тонким ритмично-зональным или неоднородным внутренним строением (рисунок 3.15) и содержаниями U 91-487 г/т и Th 50-479 г/т. На диаграмме Аренса-Везерилла (рисунок 3.17) компактное положение результатов измерений вблизи конкордии обусловило достаточно высокую вероятность (0,76) и низкий СКВО (0,093) для рассчитанного конкордантного возраста 537,3±9,7 млн лет (Иванов, Берзин, 2013). Во второй возрастной кластер попали результаты измерений в 5 точках из 5 коротко- Рисунок 3.17 – Диаграмма 206Pb/238U–207Pb/235U с конкордией для цирконов из долеритов пробы 108 (Иванов, Берзин, 2013) 92 призматических зерен циркона. Четыре из пяти проанализированных зерен имеют однородное внутреннее строение с тонкой ритмичной зональностью, в зерне 108_3 наблюдается неоднородное внутреннее строение (рисунок 3.15). Большинство зерен цирконов характеризуются умеренными содержаниями U (113-530 г/т) и Th (56-157 г/т). В периферийной части зерна 108_1 наблюдается обогащение U (1272 г/т) и Th (662 г/т) (таблица 3.11), за счет чего на диаграмме 206 Pb/238U–207Pb/235U (рисунок 3.17) результаты данного измерения находятся на значительном удалении от конкордии. Рассчитанный конкордантный возраст 374,3±6,2 млн лет характеризуется вероятностью 0,28 и достаточно высоким СКВО 1,4 (Иванов, Берзин, 2013). В одном субизометричном зерне циркона с зонально-секториальным внутренним строением (рисунок 3.15) и умеренными содержания U (84 г/т) и Th (74 г/т), определен 206 Pb/238U возраст 466±10 млн лет (таблица 3.11,) (Иванов, Берзин, 2013). Обсуждение результатов. Резюмируя, стоит отметить, что из трех проб 23 измерения в 18-ти зернах цирконов показали средне-верхнедевонские возраста, 3 измерения в древних ядрах цирконов показали докембрийские датировки и еще 5 измерений в 3-х зернах цирконов из пробы 108 дали раннекембрийские возраста. Так же одно зерно было определено как среднеордовикское (466±10 млн лет) и в одном высокоурановом зерне были получены дискордантные возрастные данные (Иванов, Берзин, 2013). Временем внедрения долеритов комплекса параллельных даек г. Азов с высокой долей вероятности следует считать средний-верхний девон, поскольку такой возраст имеет подавляющее большинство проанализированных зерен цирконов магматического облика. При этом стоит отметить расхождение между конкордантными возрастами верхне-среднедевонских кластеров цирконов из трех проб, достигающее 13 млн лет. Однако, расчетные возраста цирконов из проб 1061 (382,3±4,4 млн лет) и 107-1 (387,1±4,1 млн лет) получены с более высокими показателями вероятности (0,95 и 0,98, соответственно) и меньшим СКВО (соответственно 0,0045 и 0,021) по сравнению с несколько более молодым возрастом цирконов из пробы 108 (374,3±6,2 млн лет), рассчитанного с 93 вероятностью 0,28 и СКВО=1,14. Последнее вероятнее всего является результатом меньшего числа измерений по сравнению с двумя другими пробами. Таким образом, с большей степенью точности время внедрения параллельных долеритовых даек г. Азов отражают возраста цирконов из проб 106-1 и 107-1, равные 382,3±4,4 и 387,1±4,1 млн лет и перекрывающиеся в пределах погрешности (Иванов, Берзин, 2013). Раннекембрийский возраст цирконов, рассчитанный по 5-ти точкам измерений в 3-х зернах цирконов, имеющих короткопризматический облик и тонкую ритмичную зональность, в таком случае отражает, вероятно, некое событие в мантии под Тагильской островной дугой (Иванов, Берзин, 2013). Древние ядра цирконов, имеющие отличное от периферии внутреннее строение и показавшие докембрийские возраста вероятнее всего являются ксеногенными, т.е. захваченными из верхней мантии (Иванов, Берзин, 2013). Стоит отметить, что в интрузивных и эффузивных породах Тагильской зоны повсеместно встречаются такие древние ядра цирконов, имеющие доордовикские возраста, часто не позволяющие рассматривать их как сингенетичные вмещающим их магматическим горным породам. В качестве их происхождения рассматриваются три наиболее распространенные гипотезы: древние цирконы отражают возраст контаминирующей древней коры, находящейся в фундаменте островной дуги; ядра цирконов отражают возраст фундамента Русской платформы, откуда они после его размыва были снесены в зону субдукции вместе с терригенными осадками; древние цирконы отражают возраст мантии или ее части в мантийном клине, откуда они были захвачены поднимающимися расплавами. (Пучков и др., 2006; Волченко и др., 2007; Смирнов и др., 2008 и др.). Ранее попытка датирования параллельных даек г. Азов Sm-Nd методом была предпринята И.В. Семеновым и соавторами (Семенов и др., 1999, Семенов и др., 2003, Семенов, 2007). При этом ими был получен силурийский возраст 423±36 млн лет. Однако данным авторским коллективом не была опубликована статья геохронологического содержания. В их статьях и тезисах геологического 94 содержания цифровые данные либо не приводятся (есть только косвенные указания на возраст даек) (Семенов и др., 1999, Семенов и др., 2003), либо как в работе (Семенов, 2007) приводится с изохронами построенная по 3-м точкам, но без табличных данных о содержаниях изотопов Sm и Nd. Так же в последней статье возраст параллельных даек г. Азов определен со значительной погрешностью (423±36 млн лет), за счет чего почти захватывает своим огромным интервалом (от 387 млн лет до 459 млн лет, или верхний ордовик – средний девон) полученные нами средне-верхнедевонские цирконовые возраста (Иванов, Берзин, 2013). Возможно так же, что Sm-Nd-возраста, полученные И.В. Семеновым и соавторами, отражают результат смешения изотопных систем разного возраста (скорее всего «позднеживетско-раннефранского» и «кембрийского» – см. выше), или являются результатом невысокой точности проведенного Sm-Nd датирования (Иванов, Берзин, 2013). Таким образом, изученные в восточном обрамлении Ревдинского массива вулканиты офиолитовой ассоциации являются фрагментом девонских надсубдукционных офиолитов, впервые установленных на Среднем Урале. Помимо этого стоит отметить, что долериты параллельных даек г. Азов, традиционно считавшимися наиболее ранними вулканическими образованиями Тагильской островной дуги, по новым данным получаются моложе большинства вулканитов Тагильской палеоостроводужной зоны. Учитывая средне- верхнедевонские цирконовые возраста долеритов параллельных даек, стоит также пересмотреть возраст вмещающих их базальтов и андезибазальтов подушечных лав, обладающими сходным с долеритами химическим и микроэлементным составом, и так же считавшихся ранее верхнеордовикско-среднесилурийскими. Таким образом, в главе 3, показано, что находящиеся в западной части Тагильской зоны и тектонически граничащие с востока с Ревдинским массивом долериты комплекса параллельных даек, вмещающие подушечные лавы базальтов и схожие с ними метаморфизованные вулканиты образовались в обстановке задугового спрединга на границе верхнего и среднего девона. 95 ГЛАВА 4 ОФИОЛИТЫ В ЗАПАДНОМ ОБРАМЛЕНИИ РЕВДИНСКОГО МАССИВА 4.1 Геологическое строение Офиолиты в западном обрамлении Ревдинского массива представлены породами мариинского комплекса, ранее рассматривавшимся как свита, имеющая мощность 1000-1200 м и сложенная преимущественно апобазальтовыми зелеными сланцами и амфиболитами с редкими прослоями метаморфизованных терригенно-осадочных пород (Петров, 2006). По данным Г.А. Петрова мариинская свита является аналогом верхней подсвиты выйской свиты (Петров, 2006). По данным Г.Н. Бороздиной с соавторами (Бороздина и др., 2010) мариинская свита выделяется как мариинский метадолеритовый комплекс (βO3m), который надстраивает выйскую свиту (O2-3vs) с востока и прослеживается как в восточном, так и в западном обрамлении некоторых массивов Платиноносного пояса Урала (качканарского дунит-клинопироксенит-габбрового комплекса). Породы комплекса подверглись динамометаморфизму, который особенно хорошо заметен в обнажении на г. Лысой (см. ниже), а вблизи контактов с массивами Платиноносного пояса в породах наблюдаются ореолы ороговикования (Каретин, 2000, Петров, 2006). Обнажения на берегу р. Ревда. В многочисленных обнажениях в крутом правом борту долины р. Ревда ниже по течению плотины Мариинского водохранилища, а так же ниже по течению между Мариинским водохранилищем и Ревдинским прудом наблюдаются коренные выходы амфиболитов мариинского комплекса. Цвет пород серый, зеленовато-серый. Структура мелкозернистая, мелко-среднезернистая местами порфиробластовая средне-крупнозернистая. с Текстура вкрапленниками плагиоклаза, полосчатая, полосчатость обусловлена ориентировкой зерен амфибола и порфиробласт плагиоклаза в одной плоскости, а так же наличием тонких практически мономинеральных плагиоклазовых прослоев, перемежающихся с меланократовыми прослоями. Структура пород варьирует между различными слоями. Полосчатость имеет азимут простирания 0-20°, азимут падения 90-110°, угол падения 45-50°. 96 Рисунок 4.1 – а - обнажение амфиболитов в правом борту долины р. Ревда в 300 м ниже по течению плотины мариинского водохранилища (GPS 56°42’3,6" c. ш., 59°54’20,8" в. д.), б – строение амфиболитов из данного обнажения (обр. Р1-1), проходящий свет, николи скрещены. Здесь и далее Pl* – полностью соссюритизированный плагиоклаз Местами амфиболитовые сланцы пересекаются сеткой тонких плагиоклазовых и плагиоклаз-амфиболовых прожилков. Мощность прожилков варьирует от 1 до 5 см. Прожилки имеют извилистую форму и достаточно ровные, 97 местами угловатые границы. В их расположении и ориентировке не наблюдается какой-либо закономерности. Прожилки сложены крупно- и гигантозернистым агрегатом соссюритизированного плагиоклаза и амфибола. Отчасти эти прожилки похожи на продукты т.н. «габброидизации» – явления, описанной для пород мариинского комплекса вблизи контакта с Ревдинским массивом в отчете В.Г. Варганова и соавторов (Варганов и др., 1964). г. Токариха. В многочисленных небольших скальных обнажениях в привершинной части г. Токариха, находящейся в 9 км южнее города Ревда и в 2 км к востоку от р. Ревда, обнажаются темно-серые, серые и серовато-зеленые полосчатые амфиболиты, внешне похожие на вышеописанные амфиболиты из обнажений вдоль р. Ревда (рисунок 4.2, а). Структура амфиболитов варьирует от мелко-среднезернистой и порфиробластовой с вкрапленниками плагиоклаза размером до 1-5 мм, до средне-крупнозернистой. Местами отмечается изменение структуры между отдельными прослоями амфиболитов (на интервале 0,4-1,5 м) от тонко- до мелкозернистой и порфиробластовой. Текстура полосчатая, обусловлена ориентировкой зерен амфибола и плагиоклаза, а в порфировидных разностях еще и порфиробласт плагиоклаза в плоскости рассланцевания. Полосчатость имеет азимут простирания 0-10°, азимут падения 90-100°, угол падения 45-60°. В некоторых обнажениях в юго-восточной части вершины отмечены крупнозернистые амфиболиты с массивной текстурой без следов расслоенности. На юго-западном отроге г. Токариха амфиболиты пересекаются единичной дайкой метадолеритов мощностью 50-55 см со слабо заметными реликтовыми зонами закалки мощностью не более 5-7 см (рисунок 4.2, б). Установленные для дайки элементы залегания – азимут падения 100°, азимут простирания 10°, угол падения 55-60°, близки к ориентировке полосчатости в амфиболитах; при этом дайка пересекает полосчатость в амфиболитах под острым углами не более 5-10°. г. Лысая. Гора Лысая находится в черте г. Ревда в 350 м к югу от плотины Ревдинского пруда. В небольших обнажениях вдоль гребня горы, протянувшегося в субширотном направлении более чем на 150 м, прослеживаются разрез 98 метаморфизованных и в различной степени катаклазированных пород мариинского комплекса, описанный ниже по направлению с запада на восток. Рисунок 4.2 – Обнажения пород мариинского комплекса на г. Токариха. а – рассланцованные мелкозернистые амфиболиты в привершинной части (GPS 56°43.492’ c. ш., 59°56,116’ в. д.), б – дайка метадолерита в рассланцованных амфиболитах в юго-западной части вершины 99 В западной части гребня (GPS 56°47’34,9" c.ш., 59°56’05,2" в.д.) в небольших коренных выходах обнажаются темно-серые тонкозернистые амфиболиты с тонкослоистой, местами директивной текстурой. Слоистость имеет азимут простирания 25°, азимут падения 115°, угол падения 40°. В нескольких метрах восточнее и выше по склону (GPS 56°47’34,4" c.ш., 59°56’06,9" в.д.) среди слоистых тонкозернистых амфиболитов начинают попадаться прослои, будины и тела неправильной формы размером до 1-1,5 м светло-серых крупнозернистых, реже средне-крупнозернистых заметно катаклазированных и метаморфизованных габброидов. Подобные будины метагаббро овальной, линзовидной (рисунок 4.3, а), реже неправильной формы встречаются и далее на восток (50-70 м) на протяжении всего западного склона и западной части вершины горы. Их размер варьирует от 15-30 см до 2-3 м, они имеют четкие границы и залегают согласно слоистости вмещающих тонкозернистых сланцев. Помимо структурных и петрографических различий, такие будины резко отличаются от вмещающих их тонкозернистых амфиболитов по химическому и микроэлементному составу (см. главу 4.4 и рисунок 4.3, б, в). Доля будин на описываемом участке разреза не превышает 2-3%. Вмещающими породами для них служат аналогичные тонкозернистые или тонко-мелкозернистые темно-серые полосчатые амфиболиты, в которых восточнее и выше по склону (GPS 56°47’34,3" c.ш., 59°56’07,3" в.д.) незначительно изменяется направление слоистости: азимут простирания становится 350°, азимут падения 80°, угол падения 45-50°. Еще восточнее на вершине горы (GPS 56°47’31,7" c.ш., 59°56’17,3" в.д.) среди вмещающих тонкозернистых амфиболитов начинают встречаться порфиробласты плагиоклаза размером до 3-6 мм, доля которых не превышает 10-15% от объема породы. Начиная с вершины г. Лысая и далее на восток характер пород начинает меняться. Большую часть разреза составляют темно-серый и серые тонкозернистые и тонко-мелкозернистые расслоенные амфиболиты, местами содержащие порфиробласты плагиоклаза. В них в количестве не более 10-15% 100 Рисунок 4.3 – а – будина метагаббро в окружении тонкозернистых рассланцованных амфиболитов в привершинной части г. Лысая в черте города Ревда (GPS 56°47’31,7" c. ш., 59°56’17,3" в. д.), цифрами отмечены места отбора проб, б – спайдер-диаграмма распределения РЗЭ, в – мультиэлементная диаграмма. Номера трендов на диаграммах (б, в) соответствуют номерам проб из обнажения (а). Пробы: 1 – обр. Р8-2 (амфиболит), 2 – обр. Р8-3 (катаклазированное габбро). (Берзин, 2013) Номера образцов, соответствуют номерам анализов в Приложении В, таблице В.1 наблюдаются согласно залегающие линзы, жилы, желваки и прослои светлосерых, крупно- или средне-крупнозернистых амфиболитов, аналогичных метагаббро из будин западного склона горы. Мощность таких прослоев здесь не превышает 20-40 см. В восточной части гребня и в единичных небольших коренных выходах на северо-восточном склоне горы (GPS 56°47’32,0" c.ш., 59°56’19,8" в.д.) преобладают катаклазированные полосчатые амфиболиты, в которых чередуются темно-серый или серые слои с тонкозернистой структурой и светло-серые или темно-серые слои с крупнозернистой структурой. Мощность слоев варьирует от 1-2 до 15-35 см, в них наблюдаются многочисленные раздувы, 101 утончения, разветвления и выклинивания. Доля крупнозернистых слоев составляет от 10 до 40% и в целом эти слои имеют внешнее сходство (а так же минералогическое и геохимическое, см. главы 4.2 и 4.4) с катаклазированными габбро из будин на западном склоне г. Лысая. Г.А. Петровым такая слоистость в обнажениях в восточной части г. Лысая рассматривается как пример динамометаморфизма, типичного для всей зоны Главного уральского глубинного разлома (Петров, 2006). г. 395,4. На северном отроге г. 395,4 м, находящемся в 500 м к юго-востоку от г. Лысая в черте г. Ревды наблюдаются небольшие коренные выходы, в которых обнажаются породы мариинского комплекса, катаклазированные в меньшей степени, чем породы из обнажений на г. Лысой. В небольшом коренном выходе на границе леса (GPS 56°47’21,5" c.ш., 59°56’28,6" в.д.) обнажаются темно-серые неравномерно-зернистые, порфиробластовые и порфирокластовые полосчатые амфиболиты. Такие амфиболиты содержат до 35% вкрапленников плагиоклаза и до 15-40% вкрапленников амфибола, размер которых не превышает 4-5 мм, а форма округлая или угловатая обломочная. Полосчатость амфиболитов имеет азимут простирания 345-350°, азимут падения 75-80°, угол падения 50° – в целом похожие на элементы залегания полосчатости в амфиболитах г. Лысой. В другом коренном выходе, расположенном в нескольких десятках метров южнее (GPS 56°47’18,3" c.ш., 59°56’29,6" в.д.), наблюдается слабо метаморфизованная долеритовая дайка, пересекающая под острым углом контакт между полосчатым тонко-мелкозернистым амфиболитом и массивным порфировидным амфиболитом с многочисленными вкрапленниками плагиоклаза. Долеритовая дайка сложена темно-серым массивным долеритом. Ее видимая мощность не превышает 1-1,5 м, в ней наблюдаются реликтовые зоны закалки мощностью до 5-10 см и угловатые ксенолиты, пересекаемых ею амфиболитов (рисунок 4.4, а). К сожалению, ввиду небольшого размера обнажений не представляется возможным установить, является ли данная дайка метадолеритов, а так же контакт между резко отличающимися по структурным особенностям амфиболитам, фрагментом комплекса параллельных даек или нет. 102 Рисунок 4.4 – а - Долеритовая дайка с угловатым ксенолитом амфиболита на вершине г. 395,4 м в черте г. Ревда (GPS 56°47’18,3" c. ш., 59°56’29,6" в. д.), б – реликтовая магматическая структура долерита, проходящий свет Карьер возле п. Мариинск. Небольшой старый каменный карьер расположен возле западной обочины автодороги Ревда-Мариинск в 2 км к северу от п. Мариинск (GPS 56°37’56, 7" c.ш., 59°51’30,7" в.д.). В карьере выходят менее метаморфизованные породы мариинского комплекса – сланцы, имеющие грязно- 103 зеленый или серовато-зеленый цвет, тонкозернистую структуру и массивную, реже слабо слоистую текстуру. В рассланцованных разностях наблюдается волнистая слоистость, выраженная в чередовании светлых зон и изгибающихся черно-зеленых прерывистых слоев. Темные слои местами огибают небольшие светлые области породы овальной или округлой формы, внешне напоминающие будины (рисунок 4.6, а). Размер таких будин не превышает 10-15 см. Так же в сланцах отмечены зоны вторичных гидротермально- метасоматических преобразований (рисунок 4.6, б), выделяющиеся светлым оливково-зеленым цветом и пересекающиеся кварцевыми прожилками, желваками и линзами. 4.2 Минералого-петрографические особенности пород Обнажения вдоль р. Ревда. В обнажениях в правом борту долины р. Ревда ниже плотины преимущественно Мариинского водохранилища мелко-среднезернистую амфиболиты имеют гранонематобластовую, местами порфиробластовую структуру, и содержат до 15-20% вкрапленников плагиоклаза размером не более 3-5 мм. Амфиболиты состоят в основном из амфибола и полностью соссюритизированного плагиоклаза. Так же в них содержатся клиноцоизит и клинохлор, как правило, образующие скопления мелких зерен и часто развивающиеся по амфиболу и плагиоклазу. Кварц присутствует в породе в виде тонких зерен в количестве не более 1-2%. Среди акцессорных минералов встречается титанит, образующий, как правило, небольшие (до 0,3 мм) ксеноморфные зерна, иногда содержащие включения магнетита. В 3 км ниже по течению обнажаются тонкозернистые нематобластовые гомеобластовые амфиболиты, состоящие преимущественно из игольчатых и расщепленных зерен амфибола и в подчиненных количествах хлорита, клиноцоизита (рисунок 4.5, а). Так же в породе отмечены редкие зерна кварца размером до 0,2 мм, а так же ксеноморфные зерна акцессорного титанита. 104 Рисунок 4.5 – Структура амфиболитов мариинского комплекса. а – амфиболхлоритовый сланец из обнажения на правом берегу р. Ревда (обр. Р17-1), б – катаклазированное метагаббро из будины на западном отроге г. Лысая (обр. Р8-3), в – метадолерит из дайки, г. Токариха (обр. Р13-1), г – вмещающий амфиболит, г. Токариха (обр. Р13-3) Амфибол в амфиболите из последнего обнажения по составу соответствует магнезиальной роговой обманке (таблица 4.2, ан. 7-10), один анализ попал в поле составов тремолита (таблица 4.2, ан. 11). Магнезиальная роговая обманка содержит примеси TiO2 0,35-0,42% и K2O 0,12-0,19%, отношение Fe2+/(Fe2++Mg) в нем 0,34-0,38. В тремолите вышеуказанные примеси практически отсутствуют, отношение Fe2+/(Fe2++Mg) – 0,23. Во всех проанализированных зернах амфибола содержится небольшая примесь MnO 0,15-0,23%. 105 Таблица 4.1 – Состав амфибола из пород Мариинского комплекса, обнажения на г. 395,4 м и вдоль р. Ревда Обнажение Образец № анализа SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O K2O Сумма Минеральный вид по (Leake et al., 1997) Fe2+/(Fe2++Mg) T (°C) по (Otten, 1984) г. 394,4 1 50,47 0,26 8,00 0,05 13,06 0,24 12,53 11,50 1,06 0,18 97,35 Р11-1 2 44,65 0,54 12,13 0 15,58 0,28 10,43 11,83 1,64 0,35 97,43 3 44,98 0,52 11,39 0,12 15,54 0,28 10,77 11,80 1,60 0,33 97,33 4 49,45 0,49 7,68 0,03 12,05 0,28 14,06 12,22 0,96 0,16 97,38 Р12-1 5 44,86 0,71 11,91 0,15 14,13 0,29 11,49 11,87 1,51 0,32 97,24 6 45,49 0,76 11,46 0,01 13,78 0,22 11,91 11,98 1,38 0,32 97,31 7 45,00 0,37 13,14 0 13,08 0,23 11,30 11,81 1,95 0,13 97,01 р. Ревда Р17-1 8 9 10 44,97 45,48 45,35 0,35 0,42 0,37 12,97 12,42 12,37 0,01 0,03 0,03 13,40 12,86 13,22 0,19 0,19 0,19 11,22 11,83 11,67 11,89 11,83 11,93 2,00 1,83 1,85 0,14 0,12 0,19 97,14 97,01 97,17 11 54,66 0,04 2,47 0,08 9,35 0,15 17,44 12,98 0,43 0,03 97,63 Магнезиальная роговая обманка Тремолит 0,36 0,41 0,39 0,28 0,34 0,33 0,37 0,38 0,34 0,36 0,23 579 550 617 614 609 639 645 594 591 601 594 г. Токариха. Амфиболиты, обнажающиеся в многочисленных обнажениях на г. Токариха, имеют тонко-мелкозернистую, мелкозернистую гранонематобластовую, местами порфиробластовую структуру. Они состоят из удлинённых зерен амфибола, плеохроирующего от темно-зеленого до почти бесцветного, и соссюритизированного плагиоклаза. В некоторых образцах наблюдаются скопление мелких зерен амфибола, возможно образующие псевдоморфозы по ранее существовавшим индивидам пироксена или более высокотемпературного амфибола. Так же в амфиболитах встречаются чешуйки хлорита, окрашенного в зеленый цвет, клиноцоизит, находящийся как в виде отдельных редких зерен, так и в виде практически мономинеральных скоплений, развивающимся по зернам плагиоклаза, и кварц, доля которого варьирует от 2 до 10-15%. Среди акцессорных минералов повсеместно присутствует титанит, реже магнетит. В некоторых образцах отмечены акцессорные зерна рутила, обрастающие титанитом, и редкие идиоморфные зерна хромовой шпинели. 106 Таблица 4.2 – Состав амфиболов из амфиболитов Мариинского комплекса, обнажения на г. Лысой Образец № анализа SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O K2O Сумма Минеральный вид по (Leake et al., 1997) Fe2+/(Fe2++Mg) T (°C) по (Otten, 1984) Р7-2 2 45,54 0,23 13,41 0,01 9,58 0,19 13,98 12,50 1,75 0,06 97,25 1 45,02 0,22 13,61 0,01 9,86 0,21 13,76 12,50 1,75 0,05 96,99 3 47,48 0,38 11,89 0,04 8,18 0,21 14,75 12,43 1,37 0,06 96,79 4 46,81 0,40 9,78 0,43 14,41 0,34 11,55 12,15 1,28 0,07 97,22 Р8-1 5 45,67 0,46 10,24 0,56 15,05 0,28 11,09 12,11 1,41 0,08 96,95 6 46,16 0,56 9,95 0,13 15,16 0,22 11,36 12,05 1,40 0,07 97,06 7ц 50,47 0,26 6,34 0,01 8,86 0,21 16,53 12,43 1,07 0,07 96,25 Р10-2 8к 52,36 0,13 4,38 0,06 8,09 0,19 17,75 12,53 0,88 0,05 96,42 9 49,28 0,26 7,40 0,07 9,05 0,23 16,15 12,40 1,13 0,06 96,03 Магнезиальная роговая обманка 0,23 0,23 0,22 0,38 0,39 0,38 0,20 0,17 0,19 574 575 594 598 607 620 579 562 579 Метаморфизованные долериты из дайки, секущей амфиболиты в обнажении на юго-западном склоне г. Токариха, полностью замещены амфиболом и кварцем и не содержат реликтов исходной структуры, за исключением, разве что редких мелкопорфировых вкрапленников полностью соссюритизированного плагиоклаза (рисунок 4.5, в). Его структура гранонематобластовая, гомеобластовая. В породе наблюдаются амфибола, практически окруженные мономинеральные тонкими прослоями скопления и тонкозернистого линейными скоплениями изометричных зерен кварца и в подчиненных количествах соссюритизированного плагиоклаза. Среди акцессорных минералов отмечены титанит и магнетит. Среди амфиболитов, пересекаемых долеритовой дайкой в том же обнажении, отмечены средне-крупнозернистые гетеробластовые разности, состоящие на 40-50% из порфиробласт амфибола и соссюритизированного плагиоклаза. В этих породах так же отмечены мономинеральные скопления тонкозернистого амфибола, соссюритизированного перемежающиеся плагиоклаза (андезина с № ксеноморфными 38). По зернами структурным 107 особенностям данные породы похожи на порфиробластовые амфиболиты, пересекаемые дайкой метадолеритов на северном отроге г. 395,4 м (см. ниже). г. Лысая. Полосчатые тонкозернистые амфиболиты западного склона г. Лысая имеют гранонематобластовую гомеобластовую, местами порфиробластовую структуру и состоят преимущественно из амфибола и соссюритизированного плагиоклаза. Полосчатость породы обусловлена ориентировкой призматических зерен амфибола в одной плоскости. Ближе к вершине отдельные прослои амфиболитов содержат до 10-15% порфиробласт плагиоклаза, размером до 3-6 мм, практически полностью замещенных соссюритом. Так же в амфиболитах содержится 1-7% изометричных округлых зерен кварца, размером 0,05-0,2 мм, редкие пластинки хлорита и клиноцоизит, встречающийся преимущественно в виде псевдоморфоз по индивидам плагиоклаза. Среди акцессорных минералов отмечены зерна титанита и местами магнетит. Будины, находящиеся в окружении тонкозернистых амфиболитов, сложены катаклазированным метагаббро. Метагаббро на 30-40% состоит из порфирокласт амфибола и соссюритизированного плагиоклаза, промежутки между которыми заполнены тонкозернистым агрегатом амфибола, эпидота, плагиоклаза и в подчиненных количествах кварцем и хлоритом (рисунок 4.5, б). Размер порфирокласт не превышает 3-4 мм, они имеют округлую или угловатую обломочную форму. В порфирокластах амфибола наблюдаются следы деформации и перекристаллизации, выраженные в волнистом угасании и замещением тонкозернистым амфиболом вдоль линейных трещин. Так же более поздний амфибол часто обрастает такие индивиды тонкой каймой имеющей более насыщенную зеленую окраску. В некоторых обломках зафиксировано срастание зерен амфибола и плагиоклаза с явным идиоморфизмом последнего, что можно рассматривать как реликты габбровой структуры. В тонкозернистой матрице, окружающей порфирокласты местами наблюдается волнистая слоистость, обусловленная ориентировкой призматических индивидов амфибола в одной плоскости. 108 На северо-восточном склоне г. Лысой прослои тонкозернистых амфиболитов отчасти имеют схожее строение с тонкорзернистыми амфиболитами западного склона. Обычно они состоят из зерен полностью соссюритизированного плагиоклаза и мономинеральных шлировых скоплений тонкозернистого амфибола, являющихся, по всей видимости, псевдоморфозами по ранее существовавшим зернам пироксена или амфибола. Структура амфиболитов гранонематобластовая, гетеробластовая. В них так же отмечены клинохлор и зерна акцессорного титанита и рутила, обрастающего титанитом. Прослои средне-крупнозернистых амфиболитов так же имеют структурное сходство с катаклазированными метагаббро из будин на западном склоне. В таких прослоях порфирокласты амфибола и соссюритизированного плагиоклаза в большей степени дислоцированы, через них повсеместно проходят линейные зоны перекристаллизации, сложенные токозернистым агрегатом матрицы. Мелкозернистая матрица породы состоит из эпидота, амфибола, кварца и в подчиненных количествах хлорита. В породе наблюдается волнистая слоистость обусловленная ориентировкой в одной плоскости удлиненных зерен минералов матрицы. Амфиболы из различных образцов амфиболитов г. Токариха соответствуют магнезиальной роговой обманке (таблица 4.1) и близки по своему химическому составу с некоторыми несущественными различиями. Так амфибол из будины катаклазированного метагаббро (обр. Р7-2) и из тонкозернистого амфиболита (обр. Р8-1) западного склона г. Лысой содержат незначительно больше Al2O3 (9,813,5%) и меньше SiO2 (45-47,5%) по сравнению с амфиболом из крупнозернистого прослоя на северо-восточном склоне г. Лысой (обр. Р10-2), содержащий Al2O3 4,37,4% и SiO2 49,2-52,3%. Так же амфибол из катаклазированного метагаббро (обр. Р8-1) отличается от двух других образцов немного повышенным содержанием примеси Cr2O3 – 0,13-0,56% (против 0,01-0,07%) и немного повышенным отношением Fe2+/(Fe2++Mg) – 0,38-0,39 (против 0,17-0,23) (таблица 4.1). 109 Соссюритизированный плагиоклаз по составу соответствует альбиту (№ 7). Хлорит попадает в поле составов клинохлора (таблица 4.3, ан. 1). В эпидоте отношение Fe3+/(Fe3++Al) составляет 0,19-0,21 (таблица 4.3, ан. 2-3). Таблица 4.3 Состав второстепенных и акцессорных минералов из пород Мариинского комплекса Обнажение г. Лысая Порода Метагаб- Амфиболит (образец) бро (Р7-2) (Р10-2) Минерал Хлорит Эпидот № анализа 1 2 3 SiO2 27,57 37,34 37,39 TiO2 0,07 0,14 0,13 Al2O3 22,19 24,96 25,51 Cr2O3 0,11 0,03 0,04 FeO* 11,10 9,43 8,56 MnO 0,11 0,03 0,14 MgO 24,90 0,04 0,07 CaO 0,03 23,83 23,91 Na2O 0 0 0,02 K2O 0 0 0 Сумма 86,08 95,8 95,77 3+ 3+ Fe /(Fe +Al) 0,21 0,19 г. 395,4 Амфиболит (Р11-3) 4 37,58 0,27 26,31 0,06 7,64 0,10 0,11 23,75 0,01 0 95,83 0,17 Клиноцоизит 5 6 37,78 37,35 0,08 0,14 28,18 27,44 0,02 0,02 6,20 6,66 0,16 0,19 0,08 0,14 24,07 23,8 0 0,03 0 0,01 96,57 95,78 0,14 0,15 Титанит Рутил 7 8 9 29,67 29,68 0,03 38,85 38,61 98,82 0,83 0,87 0,03 0,35 0,46 0,28 0,45 0,51 0,10 0,07 0,04 0,04 0,01 0 0 28,43 28,59 0,15 0,02 0,01 0,01 0 0,01 0 98,68 98,78 99,46 г. 395,4 м. Амфиболиты на северном отроге г. 395,4 м имеют тонкомелкозернистую, гетеробластовую местами или среднезернистую порфиробластовую гранонематобластовую структуру. Они состоят из соссюритизированного плагиоклаза и амфибола, в меньшей степени из клиноцоизита, кварца и хлорита. В порфиробластовых разностях наблюдаются следы катакластического дробления и перекристаллизации вкрапленников амфибола, в чем проявлено их сходство с катаклазированными метагаббро из прослоев и будин на г. Лысой. Среди акцессорных минералов отмечены титанит, магнетит, рутил и хромовая шпинель. Метадолерит из дайки наследует реликты исходной структуры, в виде идиоморфных таблитчатых зерен плагиоклаза, замещенных соссюритом (рисунок 110 4.4, б). Пространство между такими зернами заполнено тонкозернистым зеленым амфиболом, кварцем (3-5%) и клиноцоизитом. Амфибол из дайки метадолерита (обр. Р11-1) и из амфиболита (обр. Р12-1) идентичны по составу и соответствуют магнезиальной роговой обманке (таблица 4.2, ан. 1-6). В амфиболе отмечены примеси TiO2 0,26-0,76% и MnO 0,22-0,29%. Отношение Fe2+/(Fe2++Mg) варьирует от 0,28 до 0,41. В образце порфиробластового катаклазированного амфиболита (обр. Р11-3) пересекаемого долеритовой дайкой измерен состав титанита, рутила и клиноцоизита (таблица 4.3, ан. 4-9). В клиноцоизите отношение Fe3+/(Fe3++Al) – 0,14-0,17, один анализ попал в поле составов эпидота по (Armbruster, 2006). Так же в нем содержатся небольшие примеси MnO 0,10-0,19% и TiO2 до 0,27%. Рутил близок к стехиометрической формуле, в нем отмечена примесь Cr2O3 0,28%. В титаните отмечены примеси Al2O3 0.83-0.87%, Cr2O3 0,35-0,46% и FeO 0,45-0,51%. Карьер возле п. Мариинск. Сланцы, обнажающиеся в карьере, имеют лепидогранобластовую гомеобластовую тонкозернистую структуру. Они сложены альбитом, кварцем, хлоритом, эпидотом и в небольших количествах содержат тонкоигольчатый амфибол (рисунок 4.6, в). При этом клинохлор в основном сконцентрирован в слоистые скопления, а кварц образует практически мономинеральные вытянутые в том же направлении шлиры, чем обуславливается полосчатая текстура породы. Амфибол плеохроирует от темно-зеленого до светло-зеленого и оптически определен как роговая обманка. Светло-зеленые метасоматиты, образующие в сланцах тела неправильной формы (рисунок 4.6, б), сложены преимущественно альбитом, кварцем и эпидотом (рисунок 4.6, г). Структура метасоматитов тонкозернистая лепидогранобластовая. Альбит в них находится в виде таблитчатых идиоморфных зерен и, как правило, полисинтетически сдвойникован. Так же в породе встречены редкие тонкопластинчатые выделения хлорита и акцессорные зерна магнетита. Метасоматиты пересекаются перекристаллизованными практически кварцевыми мономинеральными прожилками, сложенными гетеробластовым агрегатом зерен кварца, между которыми повсеместно 111 Рисунок 4.6 – Зеленые сланцы мариинского комплекса в карьере возле дороги в 1,5 км к северу от п. Мариинска (GPS 56°37’56,7" c. ш., 59°51’30,7" в. д.). а – зеленые сланцы со следами будинажа и рассланцевания, б – зона развития эпидотальбитового метасоматита с прожилками и линзами кварца, в – слабо рассланцованный зеленый сланец (обр. Р40-2), г – эпидот-альбитовый метасоматит (обр. Р40-3) наблюдаются стилолитовые границы. Сульфидной минерализации рассчитанная для в метасоматитах не обнаружено. Геотермобарометрия. Температура амфибола по термометру (Otten, 1984) составляет: для амфиболитов вдоль р. Ревда (таблица 4.2, ан. 7-11) 591-601° для магнезиальной роговой обманке и 550° для тремолита, для метадолерита из дайки на г. 395,4 м 579-617° (таблица 4.2, ан. 1-3), для 112 амфиболита из соседнего обнажения на той же горе 609-645° (таблица 4.2, ан. 46). В образцах с г. Лысая (таблица 4.1) по тому же термометру рассчитана температура образования амфибола для катаклазированного метагаббро (обр. Р72) 574-594°, для тонкозернистого амфиболита (обр. Р8-1) – 598-620°, для крупнозернистого амфиболита из прослоя – 562-579°. Таким образом, температура образования амфибола в амфиболитах мариинского комплекса, а так же в будинах метагаббро и дайках метадолеритов незначительно различается между собой и составляет 550°-650°, что соответствует эпидот-амфиболитовой и низам амфиболитовой фаций регионального метаморфизма (Петрография…, 2001). Температура, рассчитанная по хлориту из будины метагаббро на г. Лысая составила 299° по термометру (Kranidiotis, MacLean, 1987) и 337-342° по термометрам (Jowett, 1991, Cathelineau, 1988). Практически полностью соссюритизированный плагиоклаз, наличие хлорита и обрастание или полное замещение рутила титанитом свидетельствует о значительном воздействии регрессивного метаморфизма на породы мариинского комплекса. 4.3 Акцессорная хромовая шпинель Хромовая шпинель встречена в двух образцах крупнозернистого амфиболита из обнажения на северном отроге г. 395,4 м (обр. Р11-3) и из обнажения в южной части вершины г. Токариха (обр. Р13-3). Зерна хромовой шпинели имеют размер 50-200 мкм (рисунок 4.7). Как правило, зерна идиоморфные, иногда со скругленными углами или имеют округлую форму. Поверхность зерен обычно немного резорбирована. В зернах хромовой шпинели наблюдаются следы метаморфических преобразований. Вдоль периферии или по всему объему зерен наблюдаются закономерно ориентированные включения хлорита и замещение шпинели хромовым магнетитом. Причем в некоторых зернах (рисунок 4.7, а), такие включения замещаются титанитом и клиноцоизитом, идентичными по составу аналогичным метаморфогенным минералам из матрицы амфиболита. 113 Рисунок 4.7 – Зерна акцессорной хромовой шпинели в породах мариинского комплекса. а – из амфиболита в обнажении на г. 395,4 (обр. Р11-3), б –из амфиболита в обнажении на г. Токариха (обр. Р13-1) Таблица 4.4 – Состав хромовой шпинели из пород Мариинского комплекса, обнажение на г. 395,4м (обр. Р11-3) и на южном склоне г. Токариха (обр. Р13-3) Образец № анализа SiO2 2-1 Р11-3 2-5 2-9 2-10 4-1 Р13-3 5 1-1 1-3 0,04 0,11 0,04 0,04 0,04 0,04 0,01 0,07 TiO2 0,20 0,15 0,46 0,48 0,32 0,21 0,28 0,10 Al2O3 21,22 33,81 16,78 11,44 12,03 12,13 11,86 28,95 Cr2O3 30,57 32,58 32,29 47,62 41,22 43,51 44,94 29,66 V2O3 0,11 0 0,31 0,05 0,22 0,14 42,63 24,84 45,26 35,47 40,39 38,97 0,90 0,68 1,08 1,17 1,14 1,10 1,40 8,00 0,49 0,39 0,79 0,80 0,04 0,09 0,10 0,25 0,27 0,29 0,08 0,11 0 0,03 0,04 0,05 1,60 0,12 0,98 1,76 1,31 1,33 98,79 100,49 97,79 98,70 97,77 98,57 0,17 39,29 1,05 0,67 0,03 0,09 1,10 99,49 0,08 35,19 0,82 1,74 0 0,01 3,24 99,86 FeO* MnO MgO CaO NiO ZnO Сумма По составу шпинель отвечает хромовому герциниту и хромиту. Причем в пределах одного образца (таблица 4.4, образец Р11-3) могут находиться зерна хромовой шпинели с резко отличающимися содержаниями Cr2O3 30,1-47,6%, Al2O3 11,4-33,8% и FeO* 25-45%. Отношение Cr/(Cr+Al) в хромовой шпинели варьирует от 0,39 до 0,74, отношение Cr/(Cr+Al+Fe3+) – от 0,39 до 0,70, отношение 114 Fe2+/(Fe2++Mg) – 0,63-0,92. В хромовой шпинели отмечены примеси ZnO до 3,24%, V2O3 до 0,31%, MnO 0,68-1,17% (таблица 4.4). Содержания TiO2 невысокие и составляют 0,10-0,48%. При сопоставлении составов хромовой шпинели с составами шпинели из базальтов различных геодинамических обстановок (рисунок 4.8) наблюдается неоднозначная картина. Так на тройной диаграмме Al-Cr-Fe3+ (рисунок 4.8, в) наблюдается полное попадание точек в поле составов хромовой шпинели из базальтов зон растяжения в пределах срединно-атлантических хребтов (БСОХ) и в условиях задугового спрединга (БЗС) по данным (Barnes, Roeder, 2001). При этом на диаграммах соотношений трех- и двухвалентных катионов (рисунок 4.8, а-б) точки значительно удалены от полей составов бонинитов, островодужных толеитов и базальтов зон задугового и океанического спрединга (по данным (Barnes, Roeder, 2001)) в сторону большего отношения Fe2+/(Fe2++Mg). Так же на диаграмме Al2O3-TiO2 (рисунок 4.8, г) больше половины точек анализов попадает на пересечение полей составов БЗС и низкотитанистых островодужных толеитов, построенных по данным (Kamenetsky et. al., 2001), три точки попадают в нижнюю (менее титанистую) часть поля составов базальтов СОХ, в месте перекрытия с полями составов океанических (СОХ) и надсубдукционных перидотитов. Таким образом, составы хромовой шпинели из амфиболитов мариинского комплекса отчасти близки к составам хромовой шпинели из задуговоспрединговых базальтов (рисунок 4.8, в-г). Отклонения от полей составов вулканитов в сторону большего содержания двухвалентного железа на диаграммах (рисунок 4.8, а-б) может быть связано с метаморфизмом амфиболитовой фации и последующим ретроградным метаморфизмом. Стоит отметить, что такое отклонение от полей составов БЗС и БСОХ наблюдается и для акцессорных хромовых шпинелей из долеритов параллельных даек г. Азов в восточном обрамлении Ревдинского массива (Берзин, 2013), что в совокупности с близкими геохимическими характеристиками указывает на сходство этих двух комплексов пород. 115 Рисунок 4.8 – Состав хромовых шпинелей из пород мариинского комплекса в западном обрамлении Ревдинского массива, вынесенные на диаграммы: а-в – с полями составов для хромовой шпинели из толеитов различных геодинамических обстановок по (Barnes, Roeder, 2001), г – с полями составов для шпинели из вулканитов различных геодинамических обстановок, а так же из перидотитов зон СОХ и из надсубдукционных перидотитов по (Kamenetsky et al., 2001) 4.4 Геохимические особенности пород Амфиболиты мариинского комплекса из всех вышеописанных обнажений, а так же долериты из дайки на северном отроге г. 395,4 м имеют схожий химический состав и соответствуют низкокалиевым толеитовым базальтам 116 нормальной щелочности (таблица 4.5). Один анализ (проба Р11-2) попадает в поле составов андезибазальтов. Породы характеризуются заметными вариациями содержания TiO2 от 0,81 до 1,89%, содержанием P2O5 0,09-0,25%, умеренной железистостью (Fe/(Fe+Mg) – 0,33-0,49 при среднем значении 0,42) и отношением Cr/V – 0,21-1,71. Будины и прослои катаклазированного метагаббро на г. Лысой заметно отличаются по своему химическому и микроэлементному составу от вмещающих их тонкозернистых амфиболитов, а так же от амфиболитов и метадолеритов из других обнажений пониженными содержаниями TiO2 0,310,36%, P2O5 0,01-0,05%, меньшей железистостью (Fe/(Fe+Mg) – 0,21-0,26) и более высоким отношением Cr/V – 3,12. Таблица 4.5 – Химический состав пород Мариинского комплекса в западном обрамлении Ревдинского массива Обр. P1-1 P17-1 P7-2 P8-3 P10-2 P3-1 P7-1 P8-2 P10-1 P11-1 P11-2 P12-1 P18-1 P18-2 P19-1 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 п.п.п. Сумма Берег р. Ревда (ниже по течению Мариинского водохранилища) 47,94 0,81 17,51 4,99 2,70 0,17 8,29 11,53 3,61 0,26 0,09 2,20 100,09 48,92 1,10 13,49 5,09 5,30 0,12 8,92 12,19 2,69 0,18 0,14 2,00 100,14 г. Лысая (в черте г. Ревда): будины и прослои метагаббро 47,21 0,35 15,40 4,10 2,30 0,11 12,45 14,17 1,69 0,14 0,05 2,00 99,97 49,33 0,31 13,36 3,86 3,20 0,11 12,41 13,03 2,37 0,23 0,01 2,00 100,22 51,38 0,36 15,69 4,22 2,00 0,10 9,29 11,53 3,55 0,27 0,02 1,80 100,22 Амфиболиты рассланцованные 49,56 1,73 13,73 5,98 5,60 0,18 6,79 11,24 2,76 0,26 0,25 1,80 99,88 48,04 1,06 14,06 6,23 3,80 0,13 9,53 12,19 2,62 0,16 0,12 2,00 99,94 47,84 1,46 16,05 4,43 5,40 0,16 6,77 11,56 3,52 0,32 0,17 2,20 99,88 49,57 1,43 14,81 6,39 4,50 0,13 6,42 10,97 3,26 0,16 0,25 2,10 100,00 г. 395,4 (в 500 м к ЮВ от г. Лысая) 49,50 1,89 13,24 5,77 6,10 0,18 6,63 10,66 3,54 0,27 0,25 1,90 99,93 56,86 0,97 14,17 5,09 3,00 0,08 4,42 11,17 1,57 0,14 0,21 2,40 100,08 46,88 1,44 17,30 4,48 4,60 0,14 7,42 11,38 2,98 0,26 0,21 2,70 99,79 г. Токариха (в 9 км южнее г. Ревда) 49,53 1,34 13,69 6,93 3,90 0,17 7,92 10,91 3,13 0,23 0,17 2,10 100,01 48,51 1,22 15,98 5,42 3,90 0,15 7,87 11,26 3,13 0,23 0,16 2,10 99,92 51,25 1,17 14,00 4,35 5,35 0,16 7,73 10,54 2,95 0,17 0,13 2,10 99,90 В амфиболитах и зеленых сланцах мариинского комплекса сумма РЗЭ варьирует от 24 до 64 г/т (Приложение В, таблица В.1). Породы характеризуются 117 пологими спектрами распределения РЗЭ (рисунок 4.9, а) с незначительным обогащением в области легких лантаноидов (Lan/Ybn=0,92-2,78). В пробе амфиболита из обнажения возле р. Ревда (обр. Р1-1) наблюдается слабая положительная европиевая аномалия (Eun/Eun*=1,21). На мультиэлементной диаграмме (рисунок 4.9, б) во всех пробах наблюдаются минимумы по Rb, Th, Ta, Zr и Ti, и максимумы по K и Pb. В некоторых пробах проявлен максимум по Sr и минимум по Nb (обр. Р1-1, Р40-1). При этом во всех пробах Ta-Nb минимум проявлен значительно слабее, чем обычно в породах из надсубдукционных обстановок, и в частности слабее, чем в долеритах комплекса параллельных даек г. Азов. Рисунок 4.9 – Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ (а) и мультиэлементная диаграмма (б) для амфиболитов мариинского комплекса. 1 – амфиболит, обнажение на р. Ревда (обр. Р1-1), 2 – тонкозернистый амфиболит, г. Лысая в г Ревда (обр. Р8-2), 3 – тонкозернистый зеленовато-серый амфиболит, г. Токариха (обр. Р18-2), 4 – тонкозернистый меланократовый амфиболит, г. Токариха (обр. Р19-1), 5 – зеленый метабазальт, карьер возле п. мариинск (обр. Р40-2), 6 – область составов долеритов комплекса параллельных даек г. Азов. Номера образцов, соответствуют номерам образцов в Приложении Б, таблице Б.1 118 Катаклазированное метагаббро из будин на г. Лысой отличается от вмещающих его тонкозернистых амфиболитов меньшим содержанием РЗЭ (10,8 г/т), а так же незначительным обеднением в области легких лантаноидов (Lan/Ybn=0,82) и положительной европиевой аномалией (Eun/Eun*=1,39) (рисунок 4.3, б). На мультиэлементной диаграмме (рисунок 4.3, в) в метагаббро наблюдаются более ярко выраженные, чем во вмещающем амфиболите максимумы по Ba, K, Pb, Sr и минимумы по Rb, Th, Ta, Zr, Ti, Nb, P. Причем последние два минимума в пробе вмещающего амфиболита отсутствуют. На дискриминационной диаграмме AFM (Kuno, 1968) все породы мариинского комплекса попадают в область составов толеитов вдоль границы с полем известково-щелочных базальтов (рисунок 4.10, а). На диаграмме MnOP2O5-TiO2 (Mullen, 1983) точки анализов амфиболитов и метадолерита попадают преимущественно в поле составов базальтов срединно-океанических хребтов (БСОХ) вблизи границы с полем толеитов островных дуг (ТОД), при этом анализы метагаббро попадают в поле известково-щелочных базальтов (ИЩБ) (рисунок 4.10, б). На диаграмме Th-Hf/3-Nb/16 (Wood, 1980) точки анализов катаклазированного метагаббро г. Лысая (обр. Р8-3) и зеленого сланца из карьера возле мариинска (обр. Р40-2) попадают в поле составов островодужных базальтов (БОД), а остальные анализы амфиболитов (обр. Р1-1, Р8-2, Р18-2, Р19-1) группируются в поле составов обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (обогащ. БСОХ или EMORB) (рисунок 4.10, в). На диаграмме Y-Cr (Pearce, 1982) все анализы (кроме метагаббро) попадают в поле составов толеитов островных дуг (рисунок 4.10, г). А на диаграмме Zr-Ti (Pearce, Cann, 1973) все проанализированные породы мариинского комплекса группируются левее поля островодужных толеитов за счет резко пониженного содержания в них Zr (5,715,3 г/т) (рисунок 4.11, б). Таким образом, по геохимическим характеристикам породы мариинского комплекса занимают промежуточное положение между базальтами срединноокеанических хребтов и задугово-спрединговыми базальтами. При этом амфиболиты, зеленые сланцы и метадолериты отчасти близки по геохимическим 119 Рисунок 4.10 – Положение точек анализов пород мариинского комплекса на дискриминационных диаграммах: а – AFM (Kuno, 1968), б – MnO-P2O5-TiO2 (Mullen, 1983), в – Th-Hf/3-Nb/16 (Wood, 1980), г – Y-Cr (Pearce, 1982). Условные обозначения: 1 – амфиболиты (р. Ревда, г. Токариха, г.395,4 м), 2 – амфиболиты (г. Лысая), 3 – будины и прослои метагаббро (г. Лысая), 4 – дайка метадолерита г 395,4 м, 5 – зеленые сланцы из карьер возле п. Мариинск характеристикам к вулканитам офиолитовой ассоциации из восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения), однако между ними наблюдается и ряд различий. В породах мариинского комплекса меньше проявлен Ta-Nb минимум, наблюдаются повышенные содержания TiO2 (0,81-1,89% против 120 0,51-1,08%), меньшая кремнекислотность и несколько пониженные содержания Sr (128-300 г/т вместо 160-358 г/т). Так же на диаграмме FeO*/(FeO*+MgO) – TiO2 породы мариинского комплекса и офиолиты восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др.) сконцентрированы вдоль разнонаправленных линейных трендов (рисунок 4.11, а). Рисунок 4.11 – а – Положение точек составов пород офиолитовой ассоциации из восточного и западного обрамления Ревдинского массива на диаграмме TiO2 – FeO*/(FeO*+MgO), где FeO*=FeO+Fe2O3/1,11; б – положение точек анализов пород мариинского комплекса на диаграмме Zr-Ti (Pearce, Cann, 1973). Условные обозначения: 1-4 – породы мариинского комплекса, 1 – амфиболиты (р. Ревда, г. Токариха, г.395,4 м), 2 – амфиболиты (г. Лысая), 3 – будины и прослои метагаббро (г. Лысая), 4 – дайка метадолерита г 395,4 м; 5 – вулканиты офиолитовой ассоциации в восточном обрамлении Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения) Метагаббро из будин г. Лысой демонстрирует отличия от амфиболитов (а так же зеленых сланцев и метадолеритов) вполне сходные с различиями между габброидами и долеритами параллельных даек в офиолитовых разрезах. Т.е. вероятнее всего амфиболиты и сланцы мариинского комплекса являются продуктами метаморфизма долеритов и базальтов верхней части офиолитового разреза, а будины сложены офиолитовым габбро, попавшим в верхние горизонты 121 океанической коры в зонах тектонических подвижек. В пользу этой гипотезы говорит как сильная катаклазированность метагаббро на микроуровне, так и повсеместное присутствие на г. Лысой следов тектонических деформаций и динамометаморфизма. Стоит так же отметить, что на диаграмме TiO2 – FeO*/(FeO*+MgO) (рисунок 4.11, а) точки составов метагаббро ложатся вдоль продолжение линии тренда, образуемого амфиболитами мариинского комплекса западного обрамления Ревдинского массива. 4.5 Проблема возраста Возраст пород мариинского комплекса традиционно принимается за верхнеордовикско-ранесилурийский (Ваганов, 1964) или верхнеордовикский (Бороздина и др., 2010). Отчасти это обусловлено положением комплекса в разрезе: в северной части Среднего Урала мариинский комплекс надстраивает с востока породы выйской свиты, считающейся среднеордовикской. Однако возраст последней принимается таковым условно, в основном по аналогии с находящейся к северу польинской свитой датированной по граптолитам, конодонтам и хитинозой, выделенным на Приполярном Урале, средним-верхним ордовиком (Карстен, Пучков, 1987). Так же выделению мариинского комплекса как верхнеордовикско-раннесилурийской способствовали представления об эволюции вулканизма на Среднем Урале от толеитового базальтового на океанической и ранне-островодужной стадии в ордовике – лландовери к бимодальному, непрерывному, кислому натровому и трахит-трахибазальтовому вулканизму в течении лландовери – среднего девона. Попытки датировать напрямую комплекс параллельных долеритовых даек из западного обрамления Ревдинского массива (по всей видимости, из мариинского комплекса) Sm-Nd методом была предпринята И.В. Семеновым с соавторами в статьях (Семенов и др., 2003, Семенов, 2007), обсуждавшихся в главе 3.6 данной работы. Так И.В. Семеновым были получены позднесилурийские (лудлоу) возраста с достаточно значительной погрешностью определения: для долеритов 423±17 млн лет при εNd=+6,4 и MSWD=1,9 (охватывающий своим 122 интервалом лландовери – нижний девон), для габбро 427±31 млн лет при εNd=+6,8 и MSWD=0,72 (охватывающий своим интервалом верхний ордовик – нижний девон) (Семенов, 2007). Как и отмечалось выше, возрастные данные приведены только в виде диаграмм без табличных значений содержаний изотопов Sm и Nd, в связи с чем невозможно проверить степень их надежности. Так же из статьи не понятно, из какого именно обнажения и какие именно породы были проанализированы. Из представленной в статье схемы (Семенов, 2007, с. 80, рисунок 3) можно сделать только вывод о том, что обнажение находится в пределах мариинского комплекса на широте города Дегтярска, т.е. примерно в районе плотины Мариинского водохранилища и г. Токарихи. Говоря о возрасте пород мариинского комплекса следует так же учитывать, что они отчасти обнаруживают близость по некоторым геохимическим признакам (см. главу 4.4) и по составу акцессорной хромовой шпинели с породами офиолитового разреза в восточном обрамлении Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения), подробно описанными в главе 3 данной работы. При этом блоки пород офиолитовой ассоциации из восточного обрамления так же ранее считались (в т.ч. и по Sm-Nd датировкам (Семенов, 2007)) позднеордовикско-силурийскими. Однако датирование U-Pb методом по акцессорным цирконам (SHRIMP-II) показало их средне-верхнедевонский возраст (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013). Учитывая отсутствие прямых надежных данных по датированию пород мариинского комплекса вопрос об их возрасте в настоящее время остается открытым. Таким образом, показаны геохимические различия пород офиолитовой ассоциации в восточном и западном обрамлении Ревдинского массива, ранее объединяемых в мариинский комплекс. Вполне возможно, офиолиты из восточного и западного обрамления Ревдинского массива сформировались не только в различных геодинамических обстановках но и в различное время. Подобная геохимическая неоднородность мариинского комплекса описана Г.А. Петровым и В.Н. Пучковым (Петров, Пучков, 1994) для пород обрамления 123 Помурского и Чистопского массива на Северном Урале, где ими были выделены долериты высокотитанистой (на западе) и низкотитанистой (на востоке) серий, разграниченных линией массивов Платиноносного пояса Урала. 124 ГЛАВА 5 ОФИОЛИТЫ В СТРУКТУРЕ РЕВДИНСКОГО МАССИВА В восточной части Ревдинского массива обнажается комплекс параллельных долеритовых даек, прорывающий габбро. Такие обнажения прослеживаются на вершинах горок в узкой (шириной не более 1-2 км) зоне, протянувшейся вдоль восточной границы массива от г. Ельчевишной на севере до г. Балабан на юге (а возможно и южнее). Обнажения этого комплекса были изначально описаны при геологической съемке масштаба 1:50000 (Зенков и др., 1973) как диабазовые дайки сибмеридионального простирания и древние дайки субширотного простирания. В дальнейшем И.В. Семеновым с соавторами эти породы были описаны непосредственно как комплекс параллельных долеритовых даек, прорывающий габбро Ревдинского массива (Семенов и др., 1976, Семенов и др., 1999, Семенов 2000, и др.). 5.1 Геологическое строение блока Во всех изученных обнажениях габбро (и местами диориты) прорываются комплексом параллельных долеритовых даек двух генераций, пересекающихся под углами 40-70°. Между внедрением этих двух генераций происходило внедрение пород жильной диорит тоналитовой серии, слагающих дайки, прожилки и цемент тектонических брекчий. Долеритовые дайки первой генерации сложены повсеместно полнокристаллическими мелкозернистыми, а местами мелко-среднезернистыми долеритами, имеют мощность до 3-6 метров, крутое или субвертикальное падение и северо-восточное простирание (азимут простирания обычно 30-45°). Дайки первой генерации образуют рои и структуры типа «дайка в дайке» с однозакаленными зонами закалки (рисунок 5.1, а, б). Долеритовые дайки первой генерации и габбро прорываются прожилками и дайками пород жильной диорит-тоналитовой серии, которые так же играют роль цемента в тектонических брекчиях (рисунок 5.2). Наиболее поздние в изученных обнажениях долеритовые дайки 2-й генерации, прорывают вышеописанные породы. Они имеют, как правило, 125 Рисунок 5.1 – Обнажения комплекса параллельных долеритовых даек, прорывающих габбро в восточной части Ревдинского массива. а – дайки долеритов 1-й генерации со скринами габбро, г. 442 м (в черте города Дегтярск), б – долеритовые дайки 1-й генерации, образующие структуры типа «дайка в дайке», односторонняя зона закалки в которых смещена по трещинам, заполненным породами жильной серии и дайкой долеритов 2-й генерации, г. 489,3 м. Примечание: красными кружками отмечены места отбора образцов 126 небольшую мощность от 20 см до 1-1,5 м, северное или северо-западное простирание (азимут простирания 320-350°) и крутое падение, хотя изредка встречаются и пологопадающие хаотично расположенные дайки. Сложены скрытокристаллическими, тонкозернистыми и порфировыми долеритами с ясно выраженными зонами закалки (рисунок 5.1, б). В них так же наблюдаются ясно выраженные структуры типа «дайка в дайке». Дайки второй генерации распространены в обнажениях неравномерно, их доля в разрезе обычно не превышает 10-30%, в некоторых местах доходит до 50%. г. Балабан находится в 11 км к югу от города Дегтярск. В северо-восточной части вершины г. Балабан в крутых скальных обнажениях высотой до 7-8 м и в небольших коренных выходах обнажаются долеритовые дайки двух генераций, пересекающие крупнозернистые амфиболизированные габбро. Долеритовые дайки первой генерации сложены серыми мелко- среднезернистыми массивными долеритами. В некоторых дайках встречены порфировидные долериты, содержащие до 10% вкрапленников плагиоклаза размером до 2-4 мм, при среднем размере зерен этого минерала в породе 0,3-0,8 мм. Дайки имеют мощность до 3-5 м, азимут простирания около 20-40° и крутое восточное падение. В дайках наблюдаются слабовыраженные зоны закалки, мощностью 3-10 см, сложенные более тонкозернистой разностью долерита. Так же в обнажении наблюдаются немногочисленные долеритовые дайки второй генерации, мощностью от 10-15 см до 0,5 м, сложенные темно-серым и сероватозеленым скрытокристаллическим или мелкопорфировым долеритом с вкрапленниками плагиоклаза и амфибола. Такие дайки имеют преимущественно субмеридиональное простирание и крутое падение. В них наблюдаются ярковыраженные зоны закалки мощностью 4-8 см. Габбро в обнажении крупнозернистые с массивной, реже слаботакситовой текстурой. Габбро подверглись слабому метаморфическому преобразованию, выразившемуся в амфиболизации пироксена и соссюритизации плагиоклаза. 127 Рисунок 5.2 – Обнажения жильной диорит-тоналитовой серии. а – брекчия из ороговикованных обломков долерита 1-й генерации, сцементированных породами жильной серии, г. Бритая, б – дайка лейкократовых диоритов, пересекающая долериты 1-й генерации и габбро, карьер на г. Груберских, в – долеритовая дайка 2-й генерации пересекает брекчию из обломков долеритов 1-й генерации, сцементированных тоналитом жильной серии, г. Бритая (GPS-координаты 56°43’37,8" c. ш., 60°03’06,0" в. д.), г – обломки среднезернистого габбро и ороговикованных долеритов первой генерации в брекчии, сцементированной тоналитом жильной серии, г. 442 м На восточном отроге г. Балабан, в нескольких метрах севернее квартальной просеки субширотного направления наблюдаются скальные обнажения высотой 3-8 м, протянувшиеся в северо-восточном направлении на 50-60 м. 128 В обнажении представлен пакет типа «дайка в дайке» долеритов первой генерации с ярко-выраженными односторонними зонами закалки. Дайки и полудайки мощностью до 3-5 м имеют здесь выдержанное северо-восточное простирание и крутое юго-восточное или субвертикальное падение. Дайки сложены серыми или зеленовато-серыми мелкозернистыми и тонко- мелкозернистыми долеритами. Зоны закалки имеют мощность около 10-15 см и сложены более тонкозернистыми разностями. Дайки долеритов первой генерации пересекаются единичными дайками зеленовато-серых скрытокристаллических и порфировых долеритов второй генерации с редкими порфировыми вкрапленниками амфибола и плагиоклаза размером до 1-2 мм. Такие дайки имеют северное – северо-западное простирание и крутое падение. Их мощность варьирует от 0,3 до 1 м. В них наблюдаются ярковыраженные зоны закалки мощностью до 8-12 см, в которых происходит постепенное уменьшение вплоть до исчезновения порфировых вкрапленников амфибола и плагиоклаза. В пакете параллельных даек здесь отсутствуют скрины габбро, однако в юго-западной части обнажения в долеритах первой генерации встречаются угловатые ксенолиты средне- и средне-крупнозернистых лейкократовых амфиболизированных габбро. Размер ксенолитов не превышает 10-30 см. г. Груберские. В северной части плоской вершины гор Груберских, находящихся в 6 км к югу от г. Дегтярск, располагается отработанный щебеночный карьер размером 150×100 м и глубиной до 6-8 м. GPS-координаты карьера 56°38,564’ с.ш. 60°05,322’ в.д. В карьере обнажаются параллельные дайки долеритов 2-х генераций, прорывающие габбро, а так же прожилки и дайки лейкократовых диоритов жильной диорит-тоналитовой серии, прорывающие габбро и долериты первой генерации. Дайки долеритов первой генерации мощностью до 5-8 м образуют пакеты тесно сближенных даек и структуры типа «дайка в дайке», с односторонними зонами закалки мощностью до 15 см. Они имеют северо-восточное простирание 129 (азимут простирания около 40°) и крутое падение, хотя зафиксированы так же дайки, падающие на юго-восток под углом 45°. Дайки сложены серыми тонкозернистыми и тонко-мелкозернистыми полнокристаллическими долеритами. Вмещающими породами для долеритов служат крупнозернистые, местами крупно-гигантозернистые нормальные и меланократовые габбро с массивной или слаботакситовой текстурой. В юго-западной части карьера встречаются лейкократовые слабо-полосчатые гигантозернистые разности габбро, содержащие до 50-60% соссюритизированного плагиоклаза. Габбро и долериты первой генерации прорываются дайками и прожилками лейкократовых диоритов жильной диорит-тоналитовой серии (рисунок 5.2, б). Так же встречены редкие тектонические брекчии с обломками диоритов первой генерации, сцементированных данными диоритами. Диориты имеют светло-серый до практически белого цвет, среднезернистую структуру, массивную текстуру, и состоят на 15-20% из амфибола и на 80-85% из соссюритизированного плагиоклаза. Мощность даек и прожилков не превышает 1-1,3 м, однако в южной стенке карьера обнажаются более крупные штокверки этих пород с видимой мощностью до 10-15 м. Габбро, долериты 1-й генерации и породы жильной серии прорываются немногочисленными дайками долеритов второй генерации. Такие дайки имеют северо-западное простирание (азимут около 330°) и крутое северо-восточное падение под углами около 70-80°. Дайки сложены светло-зелеными, зеленоватосерыми афировыми или мелкопорфировыми долеритами, иногда содержащими до 10-15% мелких порфировых вкрапленников амфибола и плагиоклаза. Мощность даек не превышает 1,0 м, однако в развале встречены и глыбы афировых долеритов размером до 2 м. В дайках наблюдаются зоны закалки мощностью до 15-20 см. г. 489,3 м. На вершине г. 488,3 м, расположенной в 1,5 км к юго-западу от г. Дегтярска и в 700 м южнее пруда на р. Вязовка, расположены скальные обнажения высотой до 10 м и протянувшийся в субмеридиональном направлении с перерывами на 250-300 м. 130 В северной части обнажения (GPS-координаты 56°40’42,4" c.ш., 60°4’48,4" в.д.) габбро и немногочисленные дайки долеритов первой генерации пересекаются параллельными долеритовыми дайками второй генерации. Доля последних в разрезе доходит до 60-70%, они образуют рои тесно сближенных даек и структуры типа дайка в дайке. Дайки долеритов второй генерации имеют мощность от 30 см до 1-1,5 м, северо-западное простирание (азимут 330°) и субвертикальное, реже наклонное северо-восточное падение под углами до 6070°. Дайки сложены афировыми, тонкозернистыми и мелкопорфировыми долеритами с порфировыми вкрапленниками плагиоклаза, реже амфибола. В описываемом обнажении состав долеритов второй генерации варьирует от пикритового до андезидацитового (SiO2 44-64%, подробнее в главе 5.3), причем дайки резко различающегося химического состава находятся в одном пакете параллельных даек в нескольких метрах друг от друга. В южной части обнажения (возле ЛЭП) преобладают пакеты параллельных долеритовых даек первой генерации, в которых повсеместно наблюдаются структуры типа «дайка в дайке» с однозакаленными контактами (рисунок 5.1, б). Дайки первой генерации сложены светло-серыми и серыми полнокристаллическими долеритами с тонко- и мелкозернистой структурой и массивной текстурой. Дайки и полудайки первой генерации имеют мощность до 3-5 м, северо-восточное простирание (азимут 30-45°) и крутое падение. Они повсеместно прорываются дайками и прожилками пород жильной диориттоналитовой серии. В некоторых местах наблюдаются брекчии из остроугольных обломков долеритов первой генерации и габбро, сцементированные тоналитами жильной серии. В местах развития таких брекчий по долеритам первой генерации и вмещающим габбро часто развивается сетка тонких метасоматические прожилков (рисунок 5.3), вдоль которых в долеритах появляются округлые зерна кварца (до 5-10%) и происходит замещение плагиоклаза более кислым и менее соссюритизированный. Местами вдоль метасоматических прожилков происходит полное замещение долерита кварц-плагиоклаз-амфиболовой породой, по минеральному составу близкой к жильным тоналитам. Долеритовые дайки второй 131 генерации здесь пересекают как долериты первой генерации, так и породы жильной серии. Как и в северной части, они имеют азимут простирания 320-340° и крутое падение, однако так же встречаются пологопадающие дайки, как например, в обнажении на рисунке 5.1, б. Рисунок 5.3 – Метасоматические преобразования вдоль тонких трещин в долеритовой дайке первой генерации в зоне внедрения пород жильной диориттоналитовой серии, г. 489,3 м Вмещающие габбро присутствуют в виде скринов на всей протяженности обнажения представлены крупногигантозернистыми, часто неравномернозернистой лейкократовыми габбро и диоритами с такситовой или полосчато-такситовой текстурой. 132 г. 442 м. На северо-восточном отроге г. 442 м, находящейся в черте города Дегтярска, наблюдаются многочисленные коренные выходы и скальные обнажения, протянувшихся с небольшими перерывами в субширотном направлении более чем на 250 м. В восточной части обнажений на поверхность выходят метавулканиты офиолитовой ассоциации, обрамляющие с запада Ревдинский массив, тектонического и контакта подробно с рассмотренные метавулканитами в главе обнажаются 3. Западнее параллельные долеритовые дайки, пересекающие габбро Ревдинского массива. Долеритовые дайки первой генерации представлены серыми или зеленовато-серыми тонко- и мелкозернистыми массивными долеритами. Дайки имеют мощность 3-7 м, северо-восточное простирание (азимут 20-40°), субвертикальное или крутое юго-восточное падение (рисунок 5.1, а). Доля даек первой генерации в разрезе составляет 70-80%, в восточной части скального обнажения выходят единичные дайки со скринами габбро, в западной части наблюдаются структуры типа «дайка в дайке», со слабо выраженными односторонними зонами закалки. В дайках первой генерации встречаются остроугольные или слабо окатанные ксенолиты вмещающих габброидов. В скринах между дайками обнажаются крупнозернистые или крупногигантозернистые зернистые амфиболизированные габбро, с отчетливо выраженной габбровой структурой и массивной текстурой. Дайки долеритов первой генерации и габбро пересекаются прожилками тоналитов жильной диорит-тоналитовой серии. Тоналиты окрашены в светлосерый или в светлый кремово-серый цвет, имеют мелкосреднезернистую или мелкозернистую структуру и массивную текстуру. Местами наблюдаются тектонические брекчии, в которых остроугольные осколки габбро и долеритов первой генерации сцементированы тоналитами жильной серии (рисунок 5.2, г). Брекчии прослеживаются в виде линейных зона в субмеридиональном направлении. Поблизости от таких брекчий габбро и долериты подвергаются дроблению и частичной перекристаллизации, в результате чего в породах на микроуровне можно наблюдать обломки зерен плагиоклаза и амфибола, или 133 сростки этих зерен, сцементированные тонкими (порядка 0,1-1,0 мм) прослоями тонкозернистого кварц-плагиоклазового агрегата, с небольшим количеством амфибола и шамозита. Отчасти такое явление напоминает развитие тонких кислых метасоматических микропрожилков, описанных в обнажении на г. 489,3 м. Долеритовые дайки второй генерации пересекают дайки первой генерации под углами 50-75°. Дайки имеют северо-западное (азимут 320-350°) и простирание крутое падение, однако встречаются так же и полого падающие тела. Мощность даек варьирует от 15-20 см до 1,0-1,5 м. Они находятся в резко подчиненном количестве, их доля в разрезе не превышает 5-10%. Дайки сложены тонко-мелкозернистыми, местами афировыми или порфировыми долеритами. В порфировых вкрапленниках присутствует плагиоклаз (до 25% от объема породы), реже амфибол; преобладают мелковкрапленные, реже средневкрапленные разности. г. Сухарная находится в 1,5 км к югу от г. 442 м, вершина расположена в 500 м юго-западнее окраины города Дегтярск. В южной части вершины в 15 м западнее квартальной просеки север-юг более чем на 100 м в субмеридиональном направлении с перерывами прослеживаются небольшие коренные выходы и грядки высотой 1-3 м. В восточной части обнажения наблюдаются долеритовые дайки первой генерации, сложенные полнокристаллическими тонкозернистыми долеритами, по которым образуются магматические брекчии, цементом в которых выступают тоналитами жильной диорит-тоналитовой серии. В целом такие долериты похожи на долериты первой генерации из обнажений на г. 442 м и в ряде других обнажений. Мощность таких даек, их простирание, падение и наличие структур типа «дайка в дайке» невозможно проследить из-за значительной степени брекчирования, а так же за счет пересечения их дайками долеритов второй генерации. Дайки второй генерации имеют мощность 0,5-1,5 м, северо-восточное простирание и крутое падение. Они сложены зеленовато-серыми, темно-серыми и 134 серо-зелеными афировыми, тонкозернистыми и мелкопорфировыми долеритами, содержащими в разных соотношениях мелкие вкрапленники амфибола и плагиоклаза. В долеритовых дайках второй генерации присутствуют зоны закалки мощностью до 10-12 см. Среди долеритов второй генерации на г. Сухарной присутствуют как дайки основного состава, так и дайки, отвечающие по составу андезидацитам, при этом кислые дайки внешне практически ничем не отличаются от даек андезибазальтового и базальтового состава. В редких скринах в пакете параллельных даек обнажаются крупнозернистые массивные габбро, подвергшиеся заметной амфиболизации и соссюритизации. г. Липовая расположена между г. 489,3 м и г. Груберскими в 3,5 км к югу от города Дегтярск. На северо-восточном отроге вершины г. Липовая (GPSкоординаты 56°40,180’ с.ш., 60°05,597’ в.д.) наблюдаются многочисленные скальные обнажения высотой 2-7 м, прослеживающиеся на юго-восток практически непрерывно до вершины горы. Обнажения сложены преимущественно параллельными долеритовыми дайками первой генерации, прорываемыми породами жильной диорит- тоналитовой серии. Скринов габбро в обнажениях не обнаружено. Долериты первой генерации находятся в виде мощных (3-7 м) даек, слагающих структуры типа «дайка в дайке», и имеющих простирание 30° и крутое падение. Дайки сложены полнокристаллическими мелкозернистыми, местами тонкозернистыми серыми долеритами, имеющими массивную текстуру. Долеритовые дайки первой генерации пересекаются породами жильной диорит-тоналитовой серии, выполняющими прожилки и цемент в тектонических брекчиях из остроугольных или слабо закругленных обломков ороговикованных долеритов первой генерации. Такие брекчии обычно слагают тела или зоны брекчирования мощностью около 1 м, простирающиеся в северо-западном направлении (азимут простирания около 310°) при практически вертикальном падении. 135 На вершине г. Липовой (GPS-координаты 56°40,150’ с.ш., 60°05,507’ в.д.) так же наблюдаются многочисленные скальные обнажения высотой до 3-5 м и протянувшиеся преимущественно в северо-восточном направлении. Здесь обнажаются аналогичные параллельные долеритовые дайки первой генерации без скринов габбро, пересекаемые тектоническими брекчиями, сцементированными тоналитами жильной серии, и дайками долеритов второй генерации. Последние имеют мощность от 30 см до 1,5 м, азимут простирания 310-330° при субвертикальном или крутом северо-восточном падении. Такие дайки сложены темно-зелеными или темными зеленовато-серыми афировыми или мелкопорфировыми долеритами с вкрапленниками плагиоклаза размером не более 2-3 мм. В дайках наблюдаются ярко выраженные зоны закалки мощностью до 10-15 см. В целом в обнажении дайки второй генерации носят единичный характер. г. Бритая расположена в 6 км к северо-востоку от г. Дегтярск. Вдоль вершины г. Бритая, протянувшейся в субмеридиональном направлении, расположены многочисленные коренные выходы и грядки высотой до 2-4 м и протяженностью от нескольких метров до нескольких десятков метров. В них повсеместно обнажаются параллельные долеритовые дайки первой генерации, образующие структуры типа «дайка в дайке», прорываемые породами жильной диорит-тоналитовой серии, а так же единичными дайками долеритов второй генерации. При этом так же, как на г. Листвяной и на восточном отроге г. Балабан, здесь в пакетах параллельных даек отсутствуют скрины габбро, однако в отличие от вышеупомянутых обнажений наблюдается увеличение в разрезе процентного содержания пород жильной серии. Параллельные дайки первой генерации сложены серыми полнокристаллическими мелко- или тонкозернистыми долеритами. В небольшом скальном обнажении (GPS-координаты 56°43’26,5" c. ш., 60°03’12,3" в. д.) встречены порфировидные меланократовые разности долеритов, однако проследить их взаимоотношения с равномернозернистыми долеритами ввиду слабой обнаженности и повсеместного внедрения пород жильной серии не 136 удалось. Встреченные единичные односторонние зоны закалки в пакете долеритовых даек первой генерации имеют азимут простирания 350-10° и субвертикальное падение. Породы жильной диорит-тоналитовой серии внедряются повсеместно в виде прожилков и небольших даек, а так же играют роль цемента в тектонических брекчиях из обломков ороговикованных долеритов первой генерации (рисунок 5.2, а). Соотношение обломков долеритов и цемента в таких брекчиях варьирует в широких пределах. В одном обнажении (GPS-координаты 56°43’26,5" c. ш., 60°03’16,3" в. д.) установлено внедрение двух генераций прожилков (рисунок 5.4). Первая генерация представлена кварцевыми диоритами, вторая более лейкократовыми тоналитами. Рисунок 5.4 – Две генерации пород жильной диорит тоналитовой серии, внедрявшихся последовательно, с ксенолитами ороговикованных долеритов 1-й генерации, г. Бритая (GPS-координаты 56°43’26,5" c. ш., 60°03’16,3" в. д.) 137 Диориты первой генерации и тектонические брекчии, сцементированные породами жильной диорит-тоналитовой серии, прорываются единичными дайками долеритов второй генерации, которые имеют мощностью до 50-60 см (рисунок 5.2, в). Такие дайки сложены серыми, темно-серыми и темно-зелеными афировыми или мелкопорфировыми долеритами и имеют зоны закалки мощностью 4-10 см. В небольшом скальном обнажении (GPS-координаты 56°43’37,8" c. ш., 60°03’06,0" в. д. встречен гидротермальный прожилок темно-дымчатого кварца мощностью 10-15 см, приуроченный к линейной зоне тектонического нарушения, прослеживаемой по тонким прослоям хлорит-амфиболовых сланцев со следами брекчирования и будинажа. г. Ельчевишная находится в 9 км к северо-западу от города Дегтярска в 1 км западнее автомобильной дороги Дегтярск-Ревда. На восточном отроге г. Ельчевишная вблизи квартальной просеки, идущей с севера на юг, наблюдаются многочисленные небольшие коренные выходы высотой до 2 м и размером до 7-10 м. В них обнажаются слабо мигматизированные серые кристаллические сланцы, имеющие тонко-зернистую структуру и содержащие около 10% лейкосомы, находящейся в виде волнисто изгибающихся и местами разветвляющихся линзовидных прослоев. Мощность темно-серых прослоев составляет 1,5-2 см, мощность слоев лейкосомы не превышает 3-5 мм. Похожие породы обнажаются и в небольших коренных выходах в 50 м западнее. На вершине г. Ельчевишной находятся обширные скальные обнажения высотой до 15-20 м и размерами до 50-70 м. В них обнажаются бело-серые мелкосреднезернистые кварцевые диориты, пересекающиеся параллельными долеритовыми дайками двух генераций. По данным геологической съемки диориты и кварцевые диориты слагают в районе г. Ельчевишной сложно построенное тело размером 2×4 км, и имеющее более молодой возраст по сравнению с габбро Ревдинского массива (Зенков и др., 1973). Доля даек в обнажении не превышает 30-40%. 138 Долеритовые дайки первой генерации здесь представлены единичными дайками серовато-зеленых порфировых долеритов, содержащих до 30% порфировых вкрапленников плагиоклаза и до 5-8% порфировых вкрапленников амфибола. Размер вкрапленников варьирует от 1-2 до 12 мм. Такие дайки имеют мощность 1-1,5 м и зоны закалки мощностью до 10 см. Их азимут простирания составляет 30-40°, падение крутое. Они прорываются параллельными долеритовыми дайками второй генерации, пересекающими их под углами 50-70°, и имеющими азимут простирания 320-340° при субвертикальном падении. Встречены так же и единичные полого-падающие дайки. Дайки второй генерации сложены черно-зелеными или зеленовато-серыми тонкозернистыми, афировыми или мелкопорфировыми долеритами. Они имеют мощность 0,5-1,2 м, зоны закалки мощностью до 10 см, в них встречаются структуры типа «дайка в дайке» с односторонними зонами закалки. В обнажении установлено смещение даек первой генерации вдоль разломов, по которым внедрялись дайки второй генерации, на расстояние до нескольких метров. Так же, как в обнажениях на г. 489,3 м и на г. Сухарной здесь состав долеритовых даек второй генерации варьирует в широких пределах от базальтов до андезидацитов (подробнее см. главу 5.3). 5.2 Минералого-петрографические особенности пород Габбро, долериты и породы жильной диорит-тоналитовой серии в восточной части Ревдинского массива в различной степени подверглись регрессивному метаморфизму. В них хорошо прослеживаются реликты исходной структуры, при этом исходные магматические минералы замещены более низкотемпературными метаморфическими минералами. Клинопироксен сохранился только в виде реликтовых центральных частей зерен в некоторых образцах габбро и долеритов г. Груберских и на г. 489,3 м, при этом он замещается двумя генерациями амфибола: коричневым высокотитанистым высокотемпературным амфиболом первой генерации и зеленой роговой обманкой второй генерации. При этом в большинстве обнажений 139 высокотемпературный амфибол первой генерации, а так же амфиболы из тоналитов и диоритов жильной серии полностью замещены более низкотемпературными амфиболами (в основном роговой обманкой). Плагиоклаз во всех породах замещается альбитом и соссюритом. В наиболее метаморфизованных разностях по нему развиваются метакристаллы и крупные Рисунок 5.5 – Строение долеритов комплекса параллельных даек и вмещающих габброидов в восточной части Ревдинского массива. а – габбро из ксенолита в долеритовой дайке 1-й генерации, г. Балабан (обр. Д5-1), б – кварцевый диорит из скринов комплекса параллельных даек, г. Ельчевишная (обр. Д13-10), в – слабо метаморфизованный долерит первой генерации из комплекса параллельных даек, г. Груберские (обр. Д18-1), г – долерит из дайки второй генерации, г. 489,3 м (обр. Д6-1) 140 зерна клиноцоизита и кварц, в менее метаморфизованных разностях он представлен полисинтетически сдвойникованным альбитом, на 30-60% замещенным соссюритом. Плагиоклаз в породах жильной диорит-тоналитовой серии и в кварцевых диоритах г. Ельчевишной в большей степени замещается серицитом, чем соссюритом. Из более низкотемпературных минералов в породах встречены клинохлор (в основных породах) и шамозит (в более кислых разностях), а так же кронстедтит. Степень метаморфизованности примерно одинакова как для вмещающих габбро, так и для долеритов параллельных даек и пород жильной диориттоналитовой серии в пределах одного обнажения, а так же незначительно различается в пределах разных обнажений, что свидетельствует о региональном характере этого процесса. За счет метаморфических преобразований так же не представляется возможным установить наличие или отсутствие амфиболовых долеритов и габбро наряду с пироксеновыми разностями. Габбро. В скринах в пакетах параллельных даек в обнажениях на г. Балабан, г. Груберских, г. 489,3 м, г. Сухарной и на г. 442 м встречается крупнозернистое и крупно-гигантозернистое габбро с массивной, реже с шлирово-полосчатой текстурой. Габбро преимущественно сложено амфиболом и полностью соссюритизированным плагиоклазом. В лейкократовых габбро г. 489,3 м присутствует до 2-3% кварца. Структура, как правило, гипидиоморфозернистая габбровая, плагиоклаз более идиоморфный, чем пироксен. Клинопироксен установлен в виде реликтовых зерен в средне- крупнозернистых массивных габбро из обнажений в карьере на г. Груберских и в круно-гигантозернистых шлирово-токситовых габбро на г. 489,3 м, подвергшихся в том обнажении заметной тектонизации и внедрению сетки прожилков тоналитов жильной серии. Клинопироксен слагает центральные части зерен, по периферии он замещается амфиболом. На г. Груберских происходит замещение клинопироксена сначала высокотитанистым коричневым амфиболом (первая генерация), а затем зеленой роговой обманкой (вторая генерация амфибола). В габбро г. 489,3 м такой зональности в амфиболовых каймах не прослеживается. 141 Однако при исследовании амфибола на микрозонде выяснилась его большее сходство по составу и расчётной температуре образования с амфиболом первой генерации г. Груберских (таблица 5.2, подробнее см. ниже). В остальных обнажениях клинопироксен полностью замещен амфиболом, при этом в нем иногда видны реликты пироксеновой спайности и реликты структуры распада клинопироксена и рудного минерала. В более измененных разностях таких реликтов не видно, и клинопироксен замещен большим количеством мелких зерен амфибола, расположенными хаотически. По составу клинопироксен из габбро обоих обнажений соответствует диопсиду (таблица 5.1, ан. 5-11), один анализ попал в поле состава авгита. В диопсиде содержится 45-50% волластонитового минала, отношение Fe2+/(Mg+Fe2+) варьирует от 0,13 до 0,19. Содержание примеси TiO2 варьирует в Таблица 5.1 – Состав клинопироксена из долеритов параллельных даек и вмещающих габбро в восточной части Ревдинского массива Обнажение Порода Образец № ан. SiO2 г. Груберские г. 489,3 м Долериты 1-й генерации Габбро Д18-1 Д18-2 Д18-3 Д18-4 Д18-5 Д19-5 Д3-5 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 50,22 50,38 50,22 51,57 51,84 49,55 51,12 49,82 50,51 53,47 55,00 TiO2 0,87 1,00 0,74 0,61 0,12 0,94 0,84 1,00 0,40 0,21 0,05 Al2O3 2,57 2,66 2,67 1,69 1,21 4,16 2,20 4,67 2,46 0,85 1,44 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O K2O Сумма 2+ Fe /(Mg+Fe2+) 0,13 7,79 0,27 14,13 22,30 0,47 0 98,75 0,16 0,19 8,44 0,25 14,81 20,59 0,40 0 98,72 0,19 W En Fs 49 43 8 45 45 11 0,18 0,14 0,03 0 0,09 7,88 6,57 7,05 7,84 6,88 0,26 0,25 0,22 0,20 0,19 13,98 14,28 14,48 13,85 14,86 22,31 24,17 24,06 21,67 22,96 0,44 0,44 0,22 0,70 0,35 0 0 0 0,01 0 98,68 99,72 99,23 98,92 99,49 0,16 0,13 0,15 0,14 0,14 Пересчет на миналы (%) 49 50 50 49 49 43 43 42 44 44 8 7 8 7 7 0,28 7,32 0,18 14,59 19,88 0,67 0,03 98,44 0,18 0,29 7,02 0,20 14,85 22,33 0,35 0,01 98,42 0,13 0,07 6,34 0,23 15,09 24,57 0,17 0,01 101,01 0,16 0,09 11,01 0,33 16,78 13,12 0,24 0,03 98,09 0,27 45 46 10 49 45 7 50 42 8 29 52 19 142 Рисунок 5.6 – BSE-изображение: а – клинопироксен замещаемый коричневым амфиболом 1-й генерации (Amph 1) и амфиболом 2-й генерации (Amph 2) в долерите из дайки первой генерации, карьер на г. Груберских; б – структуры распада рудного минерала (Mgt) в клинопироксене из скрина габбро, там же Таблица 5.2 – Состав амфибола в габбро из скринов комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Обнажение Образец № анализа SiO2 г. Груберские г. 489,3 м Д18-4 Д18-5 Д19-5 Д3-5 1 2 3 4 5 6 7 43,56 55,58 53,72 45,96 49,59 48,86 43,61 8 44,82 TiO2 1,22 0,24 0,32 1,87 1,20 1,15 1,72 2,36 Al2O3 10,26 0,75 2,14 8,17 5,43 5,29 10,43 10,35 0,10 8,19 0,13 18,73 13,39 0,10 0,01 97,22 0,80 0,19 10,07 0,16 17,14 13,07 0,26 0,02 97,09 0,76 0,02 14,71 0,22 12,42 12,46 1,28 0,41 97,52 0,63 Cr2O3 0,06 FeO* 12,50 MnO 0,13 MgO 13,20 CaO 12,62 Na2O 2,08 K2O 0,05 Сумма 95,68 2+ Mg/(Mg+Fe ) 0,68 Минеральный вид по Эденит (Leake et al., 1997). T (°С) по (Otten, 1984) 708 Тремолит 576 587 0,03 0,04 0,11 0,11 13,26 16,87 16,50 11,35 0,21 0,38 0,32 0,11 14,20 12,18 10,62 13,87 12,60 11,86 12,53 12,79 0,81 0,82 1,21 1,82 0,22 0,25 0,18 0,04 97,55 97,70 97,23 97,62 0,68 0,63 0,58 0,70 Магнезиальная Эденит роговая обманка 792 703 698 778 854 143 широких пределах от 0,12 до 1,00%, что возможно связано с тем, что в клинопироксене присутствуют тонкие структуры распада рудного минерала (рисунок 5.6, б). Так же в клинопироксене присутствуют примеси Cr2O3 до 0,29%, MnO 0,18-0,33%, Na2O 0,17-0,70%. Амфибол первой генерации из габбро на г. Груберских по составу соответствует эдениту (таблица 5.2, ан. 1), содержащему TiO2 1,22% и Na2O 2,08%. Отношение Mg/(Mg+Fe2+) в эдените составляет 0,68. Амфибол второй генерации в габбро из того же обнажения представлен тремолитом (таблица 5.2, ан. 2-3). В нем содержания TiO2 и Na2O значительно меньше и составляют 0,240,32% и 0,10-0,26% соответственно. Так же в нем присутствуют незначительные примеси Cr2O3 0,10-0,19%. В габбро из обнажения на г. 489,3 м амфибол, замещающий клинопироксен, представлен магнезиальной роговой обманкой и эденитом (таблица 5.2, ан. 4-8). В амфиболе наблюдаются значительные вариации примеси TiO2 от 1,15 до 2,36% и Na2O от 0,81 до1,82%. Так же в амфиболе присутствуют примеси MnO 0,110,38%, Cr2O3 0,02-0,11% и K2O до 0,41%. Из вторичных минералов в габбро обычно присутствует титаномагнетит и магнетит, из акцессорных титанит, реже апатит. В габбро из обнажения на г. Груберских и на г. 442 м, а так же в ксенолитах на восточном отроге г. Балабан в габбро присутствует повышенное содержание титаномагнетита (до 3-4%). Диориты г. Ельчевишной. В скринах в пакете параллельных даек в обнажении на г. Ельчевишной встречаются диориты и кварцевые диориты, содержания кварца в породах варьирует от 3 до 10%. Структура пород мелкосреднезернистая, неравномернозернистая, гипидиоморфозернистая с отчетливо выраженным идиоморфизмом плагиоклаза. Породы сложены зеленым амфиболом (20-30%), коричневым шамозитом (5-10%), практически полностью соссюритизированным плагиоклазом (60-70%) и кварцем (3-10%). Среди акцессорных минералов отмечен магнетит и апатит. Некоторые зерна плагиоклаза полисинтетически сдвойникованы. Плагиоклаз замещен альбитом, а так же 144 подвержен сильной соссюритизации и серицитизации. Двойникование наблюдается и во многих зернах амфибола. Шамозит находится в виде расщепленных и изогнутых пластинчатых агрегатов. Кварц находится в виде срастаний волнисто-угасающих зерен. Амфибол в кварцевых диоритах по составу соответствует магнезиальной роговой обманке (таблица 5.3, ан. 1-4). Отношение Mg/(Mg+Fe2+) в амфиболе составляет 0,67-0,78. В амфиболе присутствует примесь TiO2 от 0,54 до 1,04%, а так же примеси MnO 0,67-0,89% и K2O 0,17-0,27%. Таблица 5.3 – Состав амфибола в кварцевом диорите из скринов комплекса параллельных даек и в метадолерите на г. Ельчевишная Обр. (порода) № анализа SiO2 Д13-11 (кварцевый диорит) Д12-1 (метадолерит) 1 2 3 4 5 6 7 8 47,14 46,22 46,15 45,93 46,27 46,43 46,77 46,31 TiO2 1,04 0,54 0,95 0,74 1,03 1,01 1,01 0,81 Al2O3 7,00 8,28 8,03 8,72 8,02 7,97 8,14 7,72 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0 0,01 0,02 16,39 16,04 17,27 16,27 14,57 15,14 15,39 14,52 0,77 0,67 0,89 0,72 0,38 0,49 0,45 0,32 12,07 11,7 11,92 11,69 12,76 13,08 12,94 12,88 10,71 11,39 10,67 11,31 11,91 11,55 11,84 11,96 0,98 1,33 0,87 0,94 0,88 1,00 0,97 0,82 K2O 0,22 0,17 0,27 0,25 0,47 0,46 0,46 0,37 Сумма 96,33 96,35 97,04 96,58 96,30 97,13 97,98 95,73 2+ Mg/(Mg+Fe ) 0,73 0,67 0,78 0,71 0,70 0,75 0,72 0,71 Минеральный вид по Магнезиальная роговая обманка (Leake et al., 1997). T (°С) по (Otten, 1984) 684 617 672 644 683 679 679 653 Состав шамозита приведен в таблице 5.9 (ан. 4-7). Отношение Fe2+/(Mg+Fe2+) в нем 0,51-0,58. В шамозите отмечены примеси TiO2 до 1,20%, MnO 0,38-0,47% и K2O до 0,3%. Долеритовые дайки первой генерации сложены полнокристаллическими тонко- или мелкозернистыми долеритами с гипидиоморфизернистой долеритовой структурой. Долериты сложены амфиболом, развивающимся по зернам 145 клинопироксена, и полностью соссюритизированным плагиоклазом. В некоторых образцах присутствует до 1-3% кварца, находящегося в виде мелких волнисто угасающих зерен. Из метаморфогенных минералов в долеритах так же встречены клинохлор и клиноцоизит (таблица 5.6, ан. 1-2). Из акцессорных минералов присутствует магнетит, рутил и титанит. Реликтовые зерна клинопироксена обнаружены в долеритах первой генерации из пакета параллельных даек в карьере на г. Груберских. Клинопироксен из долеритов, как и клинопироксен в габбро в том же обнажении содержит структуры распада рудного минерала и замещается двумя генерациями амфибола (рисунок 5.6, а): высокотитанистым высокотемпературным коричневым амфиболом первой генерации и зеленым низкотемпературным амфиболом второй генерации с невысокими содержаниями титана. По составу пироксен близок к клинопироксену из вмещающего габбро и соответствует диопсиду (таблица 5.1, ан. 1-4). В нем содержится 45-50% волластонитового минала, отношение Fe2+/(Mg+Fe2+) составляет 0,13-0,19. Содержание примеси TiO2 варьирует от 0,61 до 1,00%. В клинопироксене так же присутствуют примеси Cr2O3 0,13-0,19%, MnO 0,25-0,27%, Na2O 0,40-0,47%. В долеритах первой генерации на г. Груберских амфибол первой генерации по составу соответствует магнезиогастингситу (таблица 5.4, ан. 1-2). В нем отмечены повышенные содержания TiO2 2,20-3,03%, Na2O 2,30-2,51% и K2O 0,240,32%. В амфиболе второй генерации, соответствующем тремолиту (таблица 5.4, ан. 3-4), содержание этих примесей значительно ниже. В долерите 1-й генерации из обнажений на г. 442 м и на г. Ельчевишной амфибол соответствует магнезиальной роговой обманке. Содержания TiO2 в ней варьируют от 0,10 до 0,80, содержание примеси MnO от 0,16-0,44%. Долеритовые дайки второй генерации сложены афировыми, тонкозернистыми и порфировыми долеритами. В порфировых вкрапленниках преобладает плагиоклаз, в меньшем количестве встречается амфибол. Долериты второй генерации полностью замещены метаморфогенными минералами. Среди реликтов исходных структур в породах просматриваются порфировые 146 вкрапленники плагиоклаза, полностью замещенные соссюритом, и вкрапленники клинопироксена, замещенные одним или несколькими зернами амфибола. Реже можно заметить реликты зерен в базисе породы. Минеральный состав долеритов так же заметно зависит от их химического состава. Если в дайках пикродолеритов преобладают амфибол и клинохлор, то в дайках андезидацитового состава присутствует до 10-15% кварца, амфибол, клиноцоизит и шамозит. Таблица 5.4 – Состав амфибола из долеритов комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Обнажение Породы Образец № анализа SiO2 г. Груберские г. 489.3 Долериты 1-й генерации Долериты 2-й генерации Д18-2 Д18-1 Д18-3 Д3-3 Д3-1 Д3-4 Д3-6 1 2 3 4 5 6 9 10 7 8 41,66 43,65 55,03 52,91 43,19 50,72 46,52 58,05 49,86 48,66 TiO2 3,03 2,20 0,26 0,29 1,52 0,35 0,09 0,01 0,35 0,68 Al2O3 11,50 10,72 1,73 2,70 11,31 4,56 8,73 0,21 5,85 5,50 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,17 11,85 0,16 13,06 11,52 2,51 0,03 0,01 0,08 0 0 9,05 15,69 12,76 14,66 2,62 0,17 0,38 0,28 0,35 0,20 17,72 10,89 14,88 12,36 22,60 13,09 11,32 11,93 12,19 13,22 0,48 1,96 0,89 1,25 0,08 K2O Сумма Mg/(Mg+Fe2+) Минеральный вид по (Leake et al., 1997). T (°С) по (Otten, 1984) 0,14 10,93 0,19 14,28 11,73 2,30 0,12 5,96 0,16 20,29 12,67 0,36 0 8,82 0,15 18,55 11,51 0,73 0,01 17,18 0,56 12,02 11,47 0,97 0,32 0,24 0,02 0,02 0,17 0,18 0,33 0,02 0,05 0,23 95,78 96,38 96,60 96,46 96,44 96,63 96,48 97,01 95,87 97,28 0,73 0,78 0,92 0,79 0,64 0,74 0,66 0,95 1,00 0,64 Магнезиогастингсит Тремолит 970 579 836 583 Чермакит 747 Магнезиальная роговая обманка 591 557 546 591 636 В долеритах второй генерации на г. 489,3 м амфибол представлен магнезиальной роговой обманкой и чермакитом. Содержания TiO2 в нем варьируют от 0,01 до 1,52%, содержания Na2O от 0,08 до 1,96%, отношение Mg/(Mg+Fe2+) от 0,64 до 1,0. Так же в амфиболе присутствует незначительная примесь MnO 0,15-0,56%. 147 В дайке долерита второй генерации на г. Ельчевишной амфибол представлен чермакитом (таблица 5.5, ан. 5-6). Отношение Mg/(Mg+Fe2+) в нем составляет 0,50-0,51. Из примесей отмечены TiO2 1,08-1,21%, MnO 0,63-0,66% и K2O 0,75-0,87%. Таблица 5.5 – Состав амфибола из долеритов комплекса параллельных даек первой и второй генерации в восточной части Ревдинского массива Обнажение Порода Образец № анализа SiO2 г. 442 м г. Ельчевишная Долерит 2-й Долерит 1-й генерации генерации Д10-4 Д13-5 Д13-3 1 2 3 4 5 6 50,91 51,66 45,70 49,61 40,02 39,72 TiO2 0,75 0,10 0,80 0,57 1,21 1,08 Al2O3 4,45 4,29 8,46 5,25 12,76 12,51 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,06 10,08 0,21 16,18 12,87 0,61 0,18 10,57 0,16 16,29 12,84 0,60 0 16,48 0,44 11,90 11,58 1,00 0,19 13,37 0,41 14,55 11,84 0,55 0 19,24 0,63 8,00 11,96 1,31 0,01 19,71 0,66 8,07 12,00 1,18 K2O Сумма Mg/(Mg+Fe2+) Минеральный вид по (Leake et al., 1997). T (°С) по (Otten, 1984) 0,27 96,39 0,75 0,18 96,52 0,77 0,75 95,88 0,50 0,87 95,81 0,51 643 0,23 0,33 96,92 96,69 0,76 0,69 Магнезиальная роговая обманка 558 652 Чермакит 620 710 694 Состав клиноцоизита и клинохлора из некоторых образцов долеритов второй генерации приведен в таблице 5.6. Состав шамозита из дайки андезидацитового состава на г. Ельчевишной приведен в таблице 5.9 (ан. 1-3). Породы жильной диорит-тоналитовой серии представлены диоритами, лейкократовыми диоритами, кварцевыми диоритами и тоналитами, иногда граничащими с плагиогранитами. Структура пород мелкосреднезернистая или среднезернистая, неравномернозернистая, гипидиоморфозернистая. Они сложены плагиоклазом, амфиболом и кварцем в переменных соотношениях. Плагиоклаз 148 повсеместно присутствует в виде наиболее идиоморфных зерен, замещаемых альбитом, а затем соссюритом и серицитом. Часто в нем присутствует реликтовая зональность или заметно полисинтетическое двойникование. Амфибол, как правило, окрашен в зеленый цвет и находится в виде одного или нескольких тесно сросшихся зерен. Из метаморфогенных минералов в породах так же отмечены клинохлор, эпидот и шамозит. Из числа акцессорных минералов установлены магнетит и титанит. Таблица 5.6 – Состав клиноцоизита и клинохлора из долеритов комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Обнажение Порода Образец Минерал № анализа SiO2 г. 442 м г. 489,3 м Долерит 1-й генерации Долериты 2-й генерации Д10-4 Д3-1 Д3-3 Д3-4 Клиноцоизит Клинохлор 1 2 3 4 5 6 39,06 37,68 38,13 38,53 26,75 28,92 TiO2 0,01 0,02 0,09 0,24 0,06 0,05 Al2O3 32,90 27,25 26,43 27,51 19,41 18,95 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,04 0,51 0 0,05 24,99 0,04 0 7,00 0,09 0,04 23,99 0,01 0,01 0,03 0,18 0,48 7,85 6,14 22,71 14,74 0,02 0,10 0,41 0,21 0,07 0,02 17,13 23,14 24,11 24,23 0,07 0,03 0 0,02 0,01 0 K2O Сумма 3+ Fe /(Fe3++Al) Fe2+/(Fe2++Mg) 0 97,60 0,01 0 96,08 0,15 0 0,01 0,01 0 96,71 96,83 86,74 86,52 0,17 0,14 0,43 0,26 Амфибол из тоналитов г. 442 м (обр. Д15-4) и г. Липовая (обр. Д21-1) по составу близок между собой и соответствует магнезиальной роговой обманке (таблица 5.7, ан. 1, 3-4), один анализ отличается от остальных и попал в поле тремолита (таблица 5.7, ан. 2). Магнезиальная роговая обманка в обоих образцах характеризуется отношением Mg/(Mg+Fe2+) 0,51-0,58, примесью TiO2 0,92-1,30%, а так же содержанием Na2O 0,94-1,22% и K2O 0,18-0,42%. Тремолит при немного 149 Рисунок 5.7 – Строение пород жильной диорит-тоналитовой серии, пересекающих габбро и долериты первой генерации в пакетах параллельных даек в восточной части Ревдинского массива. а – диорит, г. Бритая (обр. Р31-2), б – тоналит, г. 442 м (обр. Д15-4) 150 более высокой железистости характеризуется значительно пониженным содержанием этих примесей. В тоналите из цемента тектонической брекчии на г. 442 м (обр. Д15-4) при исследовании на электронно-зондовом микроанализаторе установлены зональные зерна плагиоклаза с обратной зональностью (таблица 5.8), центральная и промежуточная часть которых соответствует альбиту (№ 2), а периферия олигоклазу (№ 16). Так же в этом образце установлены более мелкие зерна плагиоклаза, отвечающие олигоклазу (№ 16-20). В остальных исследованных образцах пород жильной серии плагиоклаз полностью замещен альбитом (№ 1-7) и соссюритом. Коричневый хлорит из тоналита г. 442 м (обр. Д15-4) по составу соответствует шамозиту с отношением Fe2+/(Mg+Fe2+) 0,61 (таблица 5.9, ан. 8). В нем отмечена примесь TiO2 1,24%, CaO 0,84% и K2O 0,78%. Таблица 5.7 – Состав амфибола из пород жильной диорит-тоналитовой серии в обнажениях параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Обнажение (образец) Анализ SiO2 г. 442 м (Д15-4) 1ц 1к 46,82 46,90 г. Липовая (Д21-1) 2 3 4 53,09 47,27 47,36 TiO2 1,05 1,02 0,07 1,30 0,92 Al2O3 6,01 5,96 1,34 4,94 5,25 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,02 18,81 0,55 10,41 11,42 1,01 0,01 18,59 0,58 10,47 11,38 0,94 0,02 14,57 0,43 14,46 12,16 0,31 0,02 19,25 0,55 10,52 10,79 1,22 0 19,32 0,43 9,84 11,46 1,11 K2O 0,42 0,38 0,04 0,18 0,34 Сумма 96,52 96,23 96,49 96,04 96,03 2+ Mg/(Mg+Fe ) 0,56 0,57 0,68 0,58 0,51 Минеральный вид по Магнезиальная Тремо- Магнезиальная (Leake et al., 1997). роговая обманка лит роговая обманка T (°С) по (Otten, 1984) 687 683 554 722 670 Примечание: ц – центр зерна, к – край зерна. 151 Таблица 5.8 – Состав плагиоклаза из тоналита жильной серии (обр. Д15-4), выполняющего роль цемента в тектонической брекчии в обнажении параллельных даек на северо-восточном отроге г. 442м, восточная часть Ревдинского массива Анализ SiO2 1 (ц) 66,30 2 (пр.) 65,60 3 (к) 63,85 4 62,99 5 63,97 TiO2 0,01 0,01 0 0,01 0 Al2O3 20,80 21,15 22,10 22,65 22,20 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,02 0,18 0,02 0,08 0,41 10,97 0,01 0,12 0 0,01 1,03 10,59 0 0,12 0 0 3,36 9,83 0,09 0,11 0 0 4,17 9,18 0 0,14 0,03 0,01 3,54 9,87 K2O 0,82 0,63 0,13 0,24 0,19 Сумма 99,61 99,15 99,39 99,44 99,95 № 2 5 16 20 16 Примечание: ц – центр зерна, кр – краевая часть зерна, пр – промежуточная точка между центром и краем. Таблица 5.9 – Состав шамозита из долеритов параллельных даек 2-й генерации, имеющего андезидацитовый состав (обр. Д13-6), из вмещающего его кварцевого диорита (обр. Д13-11) и из тоналита жильной серии (обр. Д15-4) Обнажение г. Ельчевишная г. 442 м Образец Д13-6 Д13-11 Д15-4 № анализа 1 2 3 4 5 6 7 8 SiO2 25,18 25,59 26,13 28,09 25,77 27,07 28,35 27,55 TiO2 0,37 0,56 0,36 0,69 0,09 1,20 0,82 1,24 Al2O3 18,37 18,57 17,52 16,48 17,34 16,23 15,72 16,28 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,05 0,02 0,19 0,01 0,06 0,02 0,10 32,19 32,36 31,74 28,67 30,52 28,92 26,65 0,72 0,76 0,70 0,47 0,38 0,47 0,42 8,54 8,82 8,66 12,50 12,21 12,34 14,42 0,22 0,41 0,18 0,25 0,04 0,67 0,49 0,02 0,01 0,04 0,01 0,01 0,03 0 0,06 29,49 0,36 10,60 0,84 0 K2O 0,21 0,13 0,35 0,43 0 0,30 0,17 Сумма 85,87 87,23 85,87 87,60 86,42 87,25 87,14 Fe/(Mg+Fe) 0,68 0,67 0,67 0,56 0,58 0,57 0,51 0,78 87,20 0,61 152 Таблица 5.10 – Состав акцессорных минералов долеритов второй генерации комплекса параллельных даек в обнажении на г. 489,3 м в восточной части Ревдинского массива Образец Д3-6 Минерал Ильменит Титанит № анализа 1 2 3 SiO2 0,04 27,23 30,05 Д3-1 Фторапатит 4 0,04 TiO2 50,68 41,34 37,49 0,02 Al2O3 0,02 0,84 1,26 0,01 Cr2O3 FeO* MnO MgO CaO Na2O 0,02 46,02 2,30 0,07 0,19 0,01 0,01 4,57 0,26 0,01 25,06 0 0 1,25 0,08 0,01 28,80 0,01 0,01 0,10 0,07 0,01 55,88 0 K2O 0 0 0,01 0 98,96 42,23 0,25 1,92 100,54 P 2 O5 Cl F Сумма 99,35 99,32 Состав хромовой шпинели. Хромовая шпинель в виде единичных акцессорных зерен встречена в пикродолерите из комплекса параллельных даек, прорывающих габбро на вершине г. 489,3 м (обр. Д30-2 и Д3-4), а так же в долерите из пакета параллельных даек на г. Сухарная (обр. Д16-4). Зерна хромовой шпинели имеют размер 50-80 мкм. В обоих образцах они идиоморфные, иногда со скругленными углами. Поверхность зерен немного резорбирована. В зернах хромовой шпинели наблюдаются следы метаморфических преобразований в виде замещения их по периферии хромовым магнетитом с включениями клинохлора. По составу шпинель отвечает хромиту. Отношение Cr/(Cr+Al) варьирует от 0,68 до 0,90, отношение Cr/(Cr+Al+Fe3+) – от 0,55 до 0,88. При этом хромовая шпинель характеризуется ничтожно малым содержанием MgO 0,21-0,88% и, соответственно, высоким отношением Fe2+/(Fe2++Mg) – 0,95-0,99. В хромите 153 отмечены примеси ZnO до 2,85%, MnO 0,96-1,82% и V2O3 до 0,17% (таблица 5.11). Содержания TiO2 составляют 0,20-0,91%. Таблица 5.11 – Состав хромовой шпинели из долеритов комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Обнажение Образец № анализа SiO2 г. Сухарная Д16-4 1 2 0,05 0,01 г. 489,3 м Д30-2 Д3-4 3 4 5 0 0 0 TiO2 0,62 0,91 0,24 0,28 0,20 Al2O3 10,78 9,88 5,17 5,55 4,40 Cr2O3 35,48 31,30 55,23 54,41 59,45 V2O3 FeO* MnO MgO CaO NiO ZnO Сумма 0,17 45,95 1,82 0,21 0,03 0,02 2,85 97,98 0,16 50,49 1,24 0,27 0,05 0,04 2,06 96,41 0,06 31,42 0,96 0,85 0,01 0,05 1,18 95,17 0,07 32,37 1,05 0,88 0 0,04 1,10 95,75 0 33,03 1,02 0,88 0 0 0 98,98 При сопоставлении составов данных хромовых шпинелей с составами шпинелей из базальтов различных геодинамических обстановок наблюдается неоднозначная картина. На тройной диаграмме Al-Cr-Fe3+ (рисунок 5.8, в) хромовая шпинель из долеритов г. Сухарной попадает в поле составов островодужных толеитов, а шпинель из пикродолерита г. 489,3 м попадает в поле составов бонинитов по данным (Barnes, Roeder, 2001). При этом обе группы точек оказываются в стороне от поля, в которое группируется 95% составов хромовых шпинелей из обстановок задугового и океанического спрединга (поле «БЗС+БСОХ» на рисунок 5.8, в). На диаграммах соотношений трех- и двухвалентных катионов (рисунок 5.8, а-б) точки значительно удалены от полей составов бонинитов, островодужных толеитов и базальтов зон задугового и океанического спрединга (по данным (Barnes, Roeder, 2001)) в сторону большего отношения Fe2+/(Fe2++Mg). На диаграмме TiO2-Al2O3 (рисунок 5.8, г) точки 154 Рисунок 5.8 – Состав хромовых шпинелей из параллельных даек в восточной части Ревдинского массива на диаграммах: а-в – с полями составов для хромовой шпинели из толеитов разных геодинамических обстановок по (Barnes, Roeder, 2001), г – с полями составов для хромовой шпинели из вулканитов различных геодинамических обстановок, а так же из перидотитов зон СОХ и из надсубдукционных перидотитов по (Kamenetsky et al., 2001). Белые треугольники – долерит, г. Сухарная (обр. Д16-4), серые треугольники – пикродолерит, г 489,3 м (обр. Д30-2 и Д3-4). Номера образцов соответствуют номерам в таблице 5.11 155 анализов попадают в поле составов хромовой шпинели островодужных толеитов, при этом часть из них попала на границу перекрывающего поля составов хромовой шпинели задугово-спрединговых базальтов, построенных по данным (Kamenetsky et al., 2001). Таким образом, следует отметить, с одной стороны, близость составов хромовых шпинелей к шпинелям, типичных для надсубдукционных обстановок и отчасти для обстановок задугового спрединга. Так же составы рассматриваемых хромовых шпинелей близки к составам хромовых шпинелей из долеритов параллельных даек и базальтов офиолитов восточного обрамления Ревдинского массива, обнажающимся на г. Азов и в затопленном карьере (см. главу 3.3). С другой стороны, рассматриваемые хромовые шпинели характеризуются очень высоким соотношением Fe2+/(Fe2++Mg), что не типично для шпинели из базальтов и долеритов (Barnes, Roeder, 2001). Такое отклонение может быть вызвано метаморфическими преобразованиями вмещающих их долеритов. Так же следует учесть, что при вынесении хромовых шпинелей из долеритов параллельных даек восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и затопленный карьер) на диаграммы (рисунок 3.11, а, б) часть точек так же легла в стороне от полей составов океанических базальтов и базальтов островных дуг. Причем в эту часть попали анализы из краевых метаморфизованных частей нескольких зерен хромовой шпинели. Термобарометрия. Для габбро и долеритов параллельных даек была предпринята попытка оценить температуру и давление их образования по клинопироксену по (Nimis, Taylor, 2000). По большинству анализов для долеритов и габбро г. Груберских были получены значения температуры в широком диапазоне от 780 до 1031 °C, и давления от 10 до 22 кбар. Для нескольких анализов решение системы уравнений не дало корректных значений температуры и давления. По-видимому, такой разброс значений обусловлен наличием в зернах клинопироксена структур распада рудного минерала, свидетельствующий о низкотемпературных преобразованиях в породе (рисунок 5.6, б), в связи с чем 156 полученные данные могут быть использованы только для приблизительной оценки PT-параметров кристаллизации и преобразования пород. Температура изменения долеритов параллельных даек и габбро была оценена по амфиболовому геотермометру (Otten, 1984). В обнажении на г. Груберских для коричневого амфибола 1-й генерации в долеритах была рассчитана температура 836-970 °C, а в габбро 708 °C. Для зеленого амфибола 2-й генерации, как для долеритов, так и для вмещающих их габбро были получены близкие значения температуры в интервале 576-587 °C (таблицы 5.2 и 5.4). Для долеритов параллельных даек на г. 489,3 м была рассчитана температура кристаллизации коричневого амфибола первой генерации (эденита) 747 °C и зеленого амфибола второй генерации 546-636 °C (таблица 5.4). Для высокотитанистого амфибола, замещающего клинопироксен в габбро с того же обнажения рассчитанные температуры образования варьируют в широком диапазоне от 698 до 854 °C (таблица 5.2). Для магнезиальной роговой обманки из долерита первой генерации с г 442 м была рассчитана температура образования 558 и 653 °C (таблица 5.3). Для магнезиальной роговой обманки из дайки долерита первой генерации и вмещающего кварцевого диорита на вершины г. Ельчевишной, а так же для метадолерита с восточного отрога г. Ельчевишной были рассчитаны близкие значения температуры формирования в диапазоне 617-684 °C (таблицы 5.3 и 5.5). Для чермакита из долеритовой дайки второй генерации с вершины г. Ельчевишной были рассчитаны немного большие температуры образования 694 и 710 °C (таблица 5.5). Для амфибола из тоналита жильной серии на г. 442 м были рассчитаны температуры образования 683-687 °C. В образце диорита жильной серии с г. Липовой для амфибола были получены заметно различающиеся температуры образования в диапазоне 554-722 °C (таблица 5.7). Температура преобразования, оцененная по зернам клинохлора в метаморфизованных долеритах второй генерации на г. 489,3 м составила 264-299 157 °C по термометру (Kranidiotis, MacLean, 1987), 281-320 °C по термометру (Jowett,1991) и 283-317 °C по термометру (Cathelineau,1988). 5.3 Геохимические особенности пород Долериты параллельных даек представлены преимущественно низкокалиевыми толеитовыми базальтами и андезибазальтами нормальной щелочности (таблицы 5.12 и 5.13). При этом в долеритах параллельных даек второй генерации наблюдаются более широкие вариации кремнекислотности от пикробазальтового до андезидацитового составов (SiO2 43,1-63,1%) по сравнению с долеритами из даек первой генерации (SiO2 46,9-55,5%). Долеритовые дайки первой и второй генерации характеризуются схожими содержаниями большинства породообразующих элементов и их вариациями в зависимости от кремнекислотности, за счет чего на диаграммах Харкера они образуют единые тренды для Al2O3, FeO(сумм.), CaO, Na2O, K2O (рисунок 5.9, а, в, д-ж). Однако в долеритах первой генерации по сравнению с долеритами второй генерации при Таблица 5.12 – Химический состав долеритов 1-й генерации из комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Образец SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO г. Балабан Д4-2 55,49 0,82 16,04 5,49 2,30 0,10 4,55 8,63 Д5-3 52,09 0,86 14,22 6,81 3,90 0,15 6,69 10,02 г. 483,9 Д6-2 48,51 1,48 14,27 5,15 5,50 0,18 9,15 9,32 г. 442 м Д9-8 50,80 0,95 15,15 4,15 5,30 0,15 6,86 9,34 Д10-4 50,62 0,65 14,68 3,32 3,30 0,13 10,08 11,43 г. Ельчевишная Д13-8 52,48 0,53 16,52 4,89 3,60 0,18 5,85 8,90 г. Липовая Д21-2 47,17 1,83 13,65 5,64 7,80 0,25 7,36 7,23 г. Груберские Д18-1 48,95 0,79 14,39 2,89 4,90 0,14 10,12 12,32 Д20-3 46,90 1,37 14,58 8,58 6,10 0,19 5,57 10,11 Na2O K2O P2O5 п.п.п. Сумма 4,42 0,14 0,18 1,90 100,06 2,24 0,18 0,18 2,80 100,13 3,32 0,72 0,25 2,30 100,15 3,92 0,81 0,19 2,30 2,17 1,05 0,16 2,20 99,92 99,78 3,45 1,05 0,16 2,70 100,31 3,51 1,20 0,30 4,00 99,95 2,70 0,10 0,17 2,50 3,79 0,13 0,28 2,40 99,97 99,99 158 Таблица 5.13 – Химический состав долеритов 2-й генерации из комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Образец SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO г. Балабан Д4-4 46,19 0,72 14,04 7,03 5,90 0,17 9,58 10,60 Д5-2 54,16 0,71 13,7 5,91 4,50 0,12 5,90 9,08 г. Груберские Д20-1 47,66 0,63 19,01 5,09 4,50 0,15 5,40 8,62 г. 483,9 м Д3-1 45,31 0,89 15,08 10,36 4,20 0,19 6,36 11,77 Д3-2 46,98 0,77 17,00 8,05 4,00 0,18 6,10 10,87 Д3-3/1 47,17 0,67 16,79 6,03 5,70 0,19 6,41 11,08 Д3-3/2 47,69 0,79 16,46 8,83 3,90 0,19 6,22 9,95 Д3-4 43,16 0,54 8,73 6,70 6,20 0,20 19,18 9,32 Д30-2 44,17 0,48 9,52 6,07 4,90 0,19 19,19 9,88 Д3-6 62,46 1,41 14,52 6,18 2,30 0,15 1,74 5,12 г. 442 м Д15-1 47,07 2,61 14,03 6,47 7,40 0,20 5,56 9,89 г. Сухарная Д16-5 57,37 1,43 15,77 4,48 4,30 0,17 2,69 5,93 г. Липовая Д22-2 46,14 0,91 17,10 8,17 5,70 0,22 6,03 6,31 г. Ельчевишная Д13-7 49,97 0,61 16,75 6,13 4,10 0,18 5,83 8,91 Д13-6 63,13 0,78 15,01 5,59 2,20 0,16 1,62 4,06 Na2O K2O P2O5 п.п.п. Сумма 2,46 0,18 0,17 2,90 99,94 3,09 0,13 0,16 2,60 100,06 5,17 0,09 0,17 3,50 99,99 3,00 2,80 2,50 3,00 1,00 0,72 4,80 3,10 3,60 3,40 3,20 5,00 4,10 1,40 100,61 100,66 100,45 100,61 100,39 99,80 100,60 3,79 0,27 0,39 2,30 99,98 0,19 0,16 0,42 0,28 0,28 0,43 0,21 0,16 0,15 0,09 0,11 0,08 0,15 0,31 5,15 0,55 0,38 1,90 100,12 3,48 1,75 0,19 4,10 100,08 3,35 0,77 0,16 3,20 99,96 5,10 0,49 0,23 1,95 100,31 близких содержаниях кремнезема наблюдается обогащение такими элементами как Ti, Mg и Ni (рисунок 5.9, б, г, з). Так же долериты второй генерации характеризуются большей железистостью (Fe/(Fe+Mg)(мол.)=0,23-0,72 при среднем значении 0,51) по сравнению с долеритами первой генерации (0,26-0,58 при среднем 0,42) (рисунок 5.17). По сравнению с долеритами параллельных даек и базальтами офиолитов восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения) рассматриваемые долериты имеют близкие содержания большинства главных петрогенных элементов. Среди отличий стоит отметить в первую очередь меньшую кремнекислотность рассматриваемых долеритов по сравнению с офиолитами восточного обрамления (г. Азов), где не были отмечены породы с 159 160 Рисунок 5.9 – Диаграммы Харкера для долеритов параллельных даек, вмещающих их габброидов и пород жильной серии восточной части Ревдинского массива. Условные обозначения: 1 – долериты 1-й генерации, 2 – долериты 2-й генерации, 3 – габбро из скринов, 4 – кварцевые диориты из скринов на горе Ельчевишной, 5 – породы жильной диориттоналитовой серии, 6 – сходные с последними диориты и тоналиты из цемента магматической брекчии в старом карьере к северу от г. Азов (подробнее см. в главе 3). Серо-зеленым показано поле составов долеритов параллельных даек и базальтов в блоке офиолитов восточнее Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения) содержанием SiO2 < 48-49%. Так же рассматриваемые долеритовые дайки характеризуются более широкими вариациями содержания TiO2 и K2O и большей глиноземистостью; среднее содержание в них Al2O3 (14,9%) почти на 2% выше среднего содержания в офиолитах восточного обрамления (13,0%). За счет этого на диаграммах Харкера (рисунок 5.9) и на некоторых других диаграммах наблюдается различное положение или неполное перекрытие полей составов долеритов из даек в структуре Ревдинского массива и из его восточного обрамления. Содержания лантаноидов в долеритах параллельных даек варьируют от 20,4 до 61,4 г/т (Приложение Д, таблица Д.1). Долериты из даек первой генерации на г. 489,3 м, г. 442 м и г. Ельчевишной характеризуются пологим спектром распределения РЗЭ (рисунок 5.10, а), близким к E-MORB (Lan/Ybn=1,44-4,38). В пробе долерита из дайки первой генерации на г. Груберских наблюдается пониженное содержание легких лантаноидов (Lan/Ybn=0,61) и слабая положительная европиевая аномалия (Eu/Eu*=1,46). Долериты из даек второй генерации так же характеризуются пологим спектром распределения РЗЭ (Lan/Ybn=2,16-3,28), близким к долеритам параллельных даек г. Азов (рисунок 5.11, а). На мультиэлементной диаграмме в долеритах из даек 2-й генерации (рисунок 5.11, б) и в большинстве проб долеритов 1-й генерации (рисунок 5.10, б) наблюдаются схожие с долеритами г. Азов спектры распределения элементов с минимумами по высокозарадным элементам (Nb, Ta, Zr, Ti, Th) и максимумами 161 Рисунок 5.10 – Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ (а) и мультиэлементная диаграмма (б) для долеритов 1-й генерации из комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива. Условные обозначения: 1 – г. Груберские (обр. Д18-1), 2 – г. 489,3 м (обр. Д6-2), 3 – г. 442 м (обр. Д10-4), 4 – г. Ельчевишная (обр. Д13-7). Серое поле – долериты комплекса параллельных даек г. Азов. Номера образцов соответствуют номерам в таблице 5.12 и в Приложении Д, таблице Д.1 Рисунок 5.11 – Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ (а) и мультиэлементная диаграмма (б) для долеритов 2-й генерации из комплекса параллельных даек в восточной части Ревдинского массива. Образцы из обнажений на г. 489,3 м (Д3-2, Д30-2), г. 442 м (Д15-2) и г. Ельчевишная (Д13-7). Номера образцов соответствуют номерам в таблице 5.13 и в Приложении Д, таблице Д.1 162 по K, Pb, Sr, Ba. При этом рассматриваемые пробы отличаются от долеритов г. Азов повышенным содержанием Cs, Rb, Ba. В пробе долеритов первой генерации на г. 489,3 м (Д6-2) и на г. Груберских (Д18-1) наблюдается отсутствие ярко выраженной отрицательной Ta-Nb-аномалии. Причем в пробе Д18-1 это вероятнее всего связано с общей формой графика, вызванной дефицитом U и Th, а так же Cs, Rb и Ba, чем эта проба отличается от других анализов долеритов первой генерации. В целом по распределению микроэлементов наиболее близкими к долеритам параллельных даек г. Азов в структуре Ревдинского массива можно считать долеритовые дайки второй генерации, которые с долеритами г. Азов сближает так же схожее петрографическое строение и умеренная мощность даек. На дискриминационной диаграмме AFM (Kuno, 1968) точки составов долеритов попадают на границу полей составов толеитов и известково-щелочных базальтов, при этом заметно перекрываясь с полем составов долеритов параллельных даек г. Азов (рисунок 5.15, а). На диаграмме MnO-P2O5-TiO2 (Mullen, 1983) точки анализов группируются вблизи поля составов толеитов островных дуг и частично попадают в поле известково-щелочных базальтов, так же значительно перекрываясь с полем долеритов г. Азов (рисунок 5.15, б). На тройной диаграмме соотношения высокозарадных некогерентных элементов ThZr/117-Nb/16 (Wood, 1980) точки анализов попадают в поле составов базальтов островных дуг, частично попадая в поле составов нормальных и обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (рисунок 5.15, в). На диаграмме Y-Cr (Pearce, 1982) точки составов образуют большой разброс, в т.ч. выходящий за пределы поля диаграммы, попадая преимущественно в поле составов толеитов островных дуг (рисунок 5.15, г). На диаграмме Nb/Yb–Th/Yb (Pearce, 2008) точки составов находятся в пространстве между океаническими и островодужными базальтами (рисунок 5.16, а), тяготея к полю составов задугово-спрединговых базальтов Марианского трога (BABB) по (Pearce et al., 2005) и частично попадая в поле океанических базальтов между N-MORB и E-MORB. На диаграмме FeO*/(FeO*+MgO) – TiO2 (рисунок 5.16, б) точки составов долеритов обоих генерации образуют достаточно широкий разброс, преимущественно группируясь 163 вдоль тренда линейной зависимости долеритов параллельных даек восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения). Таким образом, долеритовые дайки, прорывающие габбро в восточной части Ревдинского массива по геохимическим особенностям наиболее близко соответствуют комплексу параллельных даек офиолитовой ассоциации сформировавшемуся в обстановке задугового спрединга. Тем самым они весьма близки к офиолитам в восточном обрамлении Ревдинского массива, и в частности к комплексу параллельных даек г. Азов. При этом, как отмечалось выше, рассматриваемые долериты обладают некоторыми отличиями по сравнению с долеритами г. Азов, а именно повышенной глиноземистостью, наличием более основных разностей с SiO2 < 48%, более широкими вариациями содержания TiO2 и K2O, повышенными содержаниями Cs, Rb Ba, отсутствием в некоторых пробах ясно выраженного Ta-Nb-минимума или максимума по Sr. Так же стоит отметить, что между долеритовыми дайками первой и второй генерации помимо геологических различий (мощность даек, их азимут простирания, структура) существуют некоторые различия в распределении микроэлементов и содержаниях некоторых породообразующих окислов, прежде всего SiO2, а так же TiO2, MgO. Эти различия представляются вполне естественными, учитывая то, что, как отмечалось в главе 4.1, между формированием долеритов первой и второй генерации происходило внедрение пород жильной диорит-тоналитовой серии и разворот оси спрединга на 40-70° относительно данного участка океанической коры. Габбро из скринов характеризуется вариациями содержания SiO2 от 4245% в меланократовых разностях до 53-56% в лейкократовых разностях и в кварцевых диоритах г. Ельчевишной (таблица 5.14). Все рассматриваемые габбро относятся к Na2O+K2O низкокалиевой нормальнощелочной 1,3-4,9%). Большая часть проб серии (K2O 0,13-1,03%, характеризуется умеренным содержанием TiO2 0,32-1,06% и невысокой железистостью Fe/(Fe+Mg)(мол.) 0,240,44, в кварцевых диоритах г. Ельчевишной железистость доходит до 0,54-0,56. В некоторых пробах габбро наблюдаются аномально высокие содержания TiO2 2,8- 164 5,9% и так же повышенная железистость f=0,52-0,55. При изучении шлифов в них отмечена повышенная вкрапленность рудного минерала (титаномагнетита) до 78%. На диаграммах Харкера (рисунок 5.9) точки составов габбро и кварцевых диоритов г. Ельчевишной ложатся в поле составов прорывающих их долеритов комплекса параллельных даек. При этом нельзя сказать, что габброиды по химическому составу были более близки к долеритам первой или наоборот второй генерации. Таблица 5.14 – Химический состав габбро и кварцевых диоритов из скринов в пакетах параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Образец SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O Габбро: г. Балабан Д4-1 49,28 0,50 16,64 3,91 2,50 0,11 8,79 13,16 2,51 Д5-1 45,28 2,88 16,23 5,44 7,00 0,17 6,21 10,97 1,99 г. Груберские Д18-4 41,84 3,42 10,68 8,43 9,30 0,17 7,77 13,14 1,14 Д19-5 46,55 0,32 16,48 2,92 4,00 0,12 12,04 11,67 2,50 г. 489,3 м Д2-1 50,82 0,69 14,20 5,67 4,00 0,17 8,00 11,16 3,10 Д2-2 53,00 1,06 14,85 5,79 2,60 0,14 6,19 10,63 3,90 Д3-5 54,85 0,91 13,75 5,02 3,50 0,15 5,83 10,43 3,90 г. 442 м Д9-4 44,57 5,85 13,04 5,54 7,10 0,20 6,29 11,19 3,00 Д15-3 49,0 0,70 17,03 2,49 4,50 0,14 8,07 11,48 2,65 г. Сухарная Д16-7 49,15 0,69 13,71 4,03 5,50 0,20 10,06 11,05 2,74 Кварцевые диориты: г. Ельчевишная Д13-10 55,82 0,65 16,53 5,91 2,70 0,18 3,60 7,40 4,06 Д13-11 56,32 0,57 17,58 4,02 3,40 0,19 3,32 7,33 4,12 K2O P2O5 п.п.п. Сумма 0,13 0,16 2,20 99,89 0,21 0,40 3,30 100,07 0,12 0,45 3,35 99,81 0,19 0,12 3,20 100,11 0,23 0,04 2,40 100,48 0,24 0,18 1,80 100,37 0,29 0,05 1,90 100,58 0,28 0,67 2,10 99,83 1,03 0,16 2,80 100,05 0,31 0,16 2,40 99,99 0,81 0,18 2,40 100,23 0,81 0,17 2,30 100,12 Габброиды характеризуются умеренными содержаниями лантаноидов от 11,9 до 88,6 г/т, пологими или умеренно наклонными спектрами распределения РЗЭ (рисунок 5.12, а) с обогащением в области легких редких земель (Lan/Ybn=0,82-4,93). При этом с уменьшением содержания легких лантаноидов (и уменьшением кремнекислотности) от кварцевого диорита г. Ельчевишной (Д1311) к габбро г. Груберских (Д19-5) наблюдается постепенное увеличение 165 Рисунок 5.12 – Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ (а) и мультиэлементная диаграмма (б) для габбро (1-3) и кварцевых диоритов (4) из скринов в пакетах параллельных даек в восточной части Ревдинского массива. Условные обозначения: 1 – г. Груберские (обр. Д19-5), 2 – г. 442 м (обр. Д9-4), 3 - г. 489,3 м (обр. Д3-5), 4 - диорит, г. Ельчевишная (обр. Д13-11). Номера образцов соответствуют номерам в таблице 5.14 в Приложении Г, таблице Г.1 европиевой аномалии Eu/Eu* от 1,13 до 1,74 (рисунок 5.12, а). На мультиэлементной диаграмме в пробах наблюдаются минимумы по Zr, Th, Rb, Ti, максимумы по K, Pb, Cs (рисунок 5.12, б). В пробе габбро с г. Груберских (Д19-5) и кварцевого диорита с г. Ельчевишной (Д13-11) наблюдается ярко выраженный минимум по Ta и Nb, в двух других пробах он фактически отсутствует. На дискриминационных диаграммах AFM (Kuno, 1968), MnO-P2O5-TiO2 (Mullen, 1983), Y-Cr (Pearce, 1982) и Nb/Yb–Th/Yb (Pearce, 2008) точки составов габбро практически полностью попадают в те же поля составов, что и долериты комплекса параллельных даек (рисунок 5.15, а-б, г, рисунок 5.16, а). На диаграмме Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980) точки составов габбро тяготеют к полю базальтов океанических островов (рисунок 5.15, в). На диаграмме FeO*/(FeO*+MgO) – TiO2 (рисунок 5.16, б) точки составов габбро (кроме «высокотитанистых» разностей, не попавших в поле диаграммы) так же попадают в поле составов прорывающих их 166 долеритовых даек, группируясь при этом в более компактное поле за счет меньшей железистости и меньших вариаций содержания TiO2. Рисунок 5.13 – Диаграмма SiO2 – Sr для габбро из скринов в пакетах параллельных даек в структуре Ревдинского массива (Берзин, Стрелецкая, 2014) Поля составов массивов Платиноносного пояса Урала: ДКГ (дунит-клинопироксенитгаббровая серия), Г (габбровая серия), ГДГ (габбро-диорит-гранитоидная серия) и МАГ (мелкозернистые амфиболовые габбро) по данным (Ферштатер, 2013). Поля составов «ППУ Хорас.» (породы Хорасюрского массива Платиноносного пояса Урала) и «Офиолиты» (породы офиолитовой ассоциации Приполярного Урала) по данным (Шмелев, 2005). Номера точек соответствуют номерам проб в таблице 5.12 и в Приложении Г, таблице Г.1. В пробах габбро наблюдаются низкие содержания Sr (185-263 г/т), только в пробе кварцевого диорита г. Ельчевишной содержание данного элемента доходит до 533 г/т (Приложение Г, таблица Г.1). На диаграмме SiO2-Sr (рисунок 5.13) при сопоставлении с типичными составами габбро массивов Платиноносного пояса и с габбро офиолитовой ассоциации (по данным (Ферштатер, 2013, Шмелев, 2005)) точки составов габбро из скринов в комплексе параллельных даек тяготеют к полю составов офиолитов приполярноуральского сегмента за счет низких содержаний стронция. Так же о принадлежности габбро к офиолитовой 167 ассоциации свидетельствует достаточно высокие содержания MgO 5,8-12,0% (при среднем 7,9%) и низкая железистость (среднее значение 0,34). Таким образом, можно вполне обоснованно говорить о прорывании параллельными долеритовыми дайками габбро офиолитовой ассоциации в ряде обнажений в восточной части Ревдинского массива. Т.е. фактически установлено нахождение в структуре Ревдинского массива блока пород офиолитовой ассоциации, соответствующего корневой зоне комплекса параллельных даек в структуре коры океанического типа. Таблица 5.15 – Состав пород жильной диорит-тоналитовой серии, пересекающих габбро и долериты 1-й генерации в восточной части Ревдинского массива и метадолериты в офиолитах его восточного обрамления Обр. Д19-3 Д20-2 Д6-4 Д9-9 Д16-1 Д21-1 Р31-1 А 25-1 А 25-5 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O В структуре Ревдинского массива: г. Груберские 46,50 0,16 26,90 2,03 0,60 0,06 3,85 12,78 4,30 0,16 47,30 0,36 22,00 1,31 2,70 0,09 7,84 11,94 3,08 0,08 г. 483,9 м 62,70 0,82 15,60 4,44 0,50 0,08 1,52 7,44 5,44 0,18 г. 442 м 62,10 0,87 15,31 3,91 2,70 0,12 2,43 5,37 5,07 0,19 г. Сухарная 61,10 0,68 15,30 2,88 3,10 0,12 3,51 6,61 4,46 0,53 г. Липовая 56,85 1,38 15,58 3,77 4,40 0,17 3,34 5,82 6,39 0,46 г. Бритая 73,06 0,34 12,91 3,43 0,20 0,19 0,04 2,32 6,14 0,30 В восточном обрамлении Ревдинского массива: Старый карьер 69,80 0,59 13,72 1,13 0,40 0,03 2,55 5,45 4,79 0,26 48,63 0,79 12,48 5,04 3,50 0,13 12,37 11,46 2,12 0,17 P2O5 ппп Сумма 0,11 2,80 100,18 0,13 3,20 100,01 0,21 1,20 100,13 0,19 1,90 100,16 0,18 1,70 100,15 0,30 1,60 100,06 0,08 1,05 100,06 0,18 1,20 100,12 0,05 3,20 100,32 Породы жильной серии. Для пород жильной диорит-тоналитовой серии характерны широкие вариации содержания SiO2 от 45,5% в наиболее основных разностях, близких к плагиоклазитам, до 73% в наиболее кислых, классифицируемых как тоналиты или плагиограниты (таблица 5.15). Содержание 168 глинозема в большинстве образцов слабо изменяется в интервале 12,5-15,6% и лишь в наиболее основных разностях с г. Груберских составляет 22-27%. Породы относятся к низкокалиевой нормально-щелочной серии (K2O 0,08-0,53%, Na2O+K2O 3,16-6,85%). Железистость пород закономерно возрастает от 0,22-0,26 в наиболее основных разностях до 0,98 в кислых. На диаграммах Харкера (рисунок 5.9) точки составов пород жильной серии, как правило, продолжают тренды распределения породообразующих окислов, образуемые габбро и долеритовыми дайками обеих генераций. Исключение составляют только точки лейкократовых диоритов с г. Груберских, отличающиеся повышенным содержанием Al2O3 и пониженным FeO(сумм.). Лейкократовые породы из прожилков и цемента магматических брекчий в Старом карьере в 3 км к северу от г. Азов, прорывающие метавулканиты офолитовой ассоциации восточного Рисунок 5.14 – Спайдер-диаграмма распределения РЗЭ (а) и мультиэлементная диаграмма (б) для пород жильной диорит-тоналитовой серии, пересекающей габбро и долериты параллельных даек 1-й генерации в восточной части Ревдинского массива (1-2) и метадолериты офиолитовой ассоциации в восточном обрамлении Ревдинского массива (3). Условные обозначения: 1 - тоналит из цемента брекчии на г. 489,3 м (обр. Д6-4), 2 – лейкократовый диорит из прожилка, г. Груберские (обр. Д19-3), 3 – тоналит из прожилков в старом карьере (обр. А25-1) (подробнее см. главу 3). Номера образцов соответствуют номерам в таблице 5.15 и в Приложении Е, таблице Е.1 169 обрамления Ревдинского массива, по составу полностью аналогичны породам рассматриваемой жильной серии. В породах жильной серии при значительном разбросе содержаний РЗЭ (17,0-113,5 г/т) (Приложение Е, таблица Е.1) наблюдаются наклонный тренд распределения РЗЭ с обогащением в области легких лантаноидов (Lan/Ybn=1,513,55) (рисунок 5.14). В пробе лейкократового диорита (Д19-5) наблюдается Рисунок 5.15 – Положение точек составов долеритов параллельных даек и вмещающих габброидов из восточной части Ревдинского массива на дискриминационных диаграммах: а – AFM (Kuno, 1968), б – MnO-P2O5-TiO2 (Mullen, 1983), в – Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980), г – Y-Cr (Pearce, 1982). Условные обозначения как на рисунке 5.9. Серое поле – долериты параллельных даек г. Азов 170 положительная европиевая аномалия (Eu/Eu* 2,55). В пробе тоналита из заброшенного карьера (А25-1) при близком содержании РЗЭ к тоналиту г. 489,3 м наблюдается слабая отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* 0,74), что, по всей видимости, является следствием фракционирования плагиоклаза. На мультиэлементной диаграмме в трех проанализированных пробах наблюдаются минимумы по Zr, Ti, Rb. В пробе лейкократового диорита наблюдаются так же минимумы по Ta, Nb, Th и максимум по Sr и Pb, в пробе тоналита из старого карьера наблюдается минимум по Nb, в пробе тоналита с г. 489,3 м (Д6-4) ясно выраженного минимума по Ta-Nb не просматривается. Таким образом, в пределах жильной диорит-тоналитовой серии стоит отметить накопление плагиоклаза в более основных ее разностях, сопровождающееся повышенными содержаниями Рисунок 5.16 – Диаграммы для долеритов параллельных даек и габбро из скринов в восточной части Ревдинского массива. а – Nb/Yb–Th/Yb (Pearce, 2008), поле BABB – задуговоспрединговые базальты Марианского трога по (Pearce et al., 2005); б – FeO*/(FeO*+MgO) – TiO2, штрихпунктирными линиями показаны тренды линейной зависимости для офиолитов мариинского комплекса из западного и восточного (г. Азов) обрамления Ревдинского массива. Условные обозначения как на рисунке 5.9 171 Рисунок 5.17 – Диаграмма SiO2 – Fe/(Fe+Mg)(мол.) для вмещающих габброидов, долеритов 1-й генерации, пород жильной серии и долеритов 2-й генерации в восточной части Ревдинского массива. Условные обозначения как на рисунке 5.9. Серо-зелёное поле – составы долеритов параллельных даек и вмещающих базальтов из офиолитов восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения) Sr, Eu, Al за счет фракционирования из более кислых тоналитов, в которых наблюдается отрицательная Eu-аномалия. Анализируя геохимические особенности выше рассмотренных пород с учетом порядка их внедрения, стоит так же отметить, что габброиды, долериты параллельных даек 1-й генерации и породы жильной диорит-тоналитовой серии отличаются от прорывающих их наиболее поздних долеритов 2-й генерации, имеющих повышенную железистость, что особенно наглядно видно на диаграмме SiO2-f – (рисунок 5.17), а так же наиболее ярко выраженный надсубдукционный характер распределения несовместимых элементов в долеритах 2-й генерации. 172 5.4 Проблема возраста Попытки датировать комплекс параллельных даек и вмещающие его габбро в восточной части Ревдинского массива ранее были предприняты И.В. Семеновым и соавторами Sm-Nd методом (Семенов и др., 2003, Семенов, 2007). При этом ими были получены позднесилурийские (венлок-лудлоу) возраста с достаточно значительной погрешностью определения: для долеритов 426±51 млн лет при εNd=+7,1 и MSWD=1,6 (охватывает своим интервалом нижний ордовик – верхний девон), для габбро 429±23 млн лет при εNd=+6,7 и MSWD=1,9 (верхний ордовик – нижний девон) (Семенов, 2007). При этом полученные И.В. Семеновым абсолютные возраста совпали в пределах погрешности с возрастом «габбро из средней части Ревдинского габбро гипербазитового массива» (Семенов, 2007), определенного тем же методом как 431±25 млн лет (при εNd=+7,1 и MSWD=1,6) (Семенов, 2007). Однако, помимо того, что данные возраста приведены без табличных значений содержаний изотопов Sm и Nd и возраст определен со значительной погрешностью, в статьях не указаны обнажения, из которых были отобраны пробы, а так же то, какие именно долериты (первой или второй генерации) и были проанализированы. Учитывая то, что между внедрением долеритов параллельных даек 1-й и 2-й генерации установлено внедрение пород жильной серии, разворот оси растяжения на 40-70º и изменение геохимических характеристик внедряющихся магм, разница в их абсолютном возрасте может быть весьма существенной. В связи с этим, несмотря на то, что приводимые И.В. Семеновым данные о возрасте представляют безусловный интерес, их нельзя считать исчерпывающими, а проблему возраста офиолитов в структуре Ревдинского массива окончательно решенной. Таким образом, в восточной части Ревдинского массива Платиноносного пояса Урала показано наличие блока пород офиолитовой ассоциации, сложенного габбро и долеритами параллельных даек двух генераций, в промежутке между формированием которых происходило внедрение пород жильной диориттоналитовой серии и разворот оси спрединга на 40-70°. Исходя из строения, 173 данный блок офиолитов соответствует уровню корневой зоны комплекса параллельных даек в структуре коры океанического типа. Его формирование происходило преимущественно сопровождалось изменением в надсубдукционной некоторых геохимических обстановке и характеристик внедряющихся расплавов. По геохимическим особенностям породы блока отчасти близки к породам офиолитовой ассоциации из восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов), однако имеют с ними ряд геохимических различий, что не позволяет рассматривать эти два комплекса как разноглубинные части одного офиолитового разреза. Стоит отметить, что в районе обнажений пород офиолитовой ассоциации по результатам проходивших на массиве геологосъемочных работ не установлены тектонические разломы, отделяющие данные офиолиты от пород платиноносной ассоциации. Это ставит под сомнение возможность тектонического сочленения в рамках Ревдинского массива пород платиноносной ассоциации и блока офиолитов и поднимает вопрос об их возможной генетической взаимосвязи. В этой связи стоит отметить, что ранее для ряда других массивов Платиноносного пояса Г.Б. Ферштатером уже были выделены породы жильной серии мелкозернистых амфиболовых габбро (МАГ), резко отличающиеся от других пород платиноносной ассоциации и соответствующие по геохимическим характеристикам базальтоидам надсубдукционных офиолитовых комплексов (Ферштатер и др., 2009, Ферштатер, 2013). Вопрос возраста и длительности формирования офиолитов в пределах Ревдинского массива на данный момент остается открытым. 174 ГЛАВА 6 ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ При изучении офиолитов Южной части Среднего Урала затронут ряд окончательно не разрешенных вопросов формирования офиолитов Уральского складчатого пояса. Так, например, дискуссионным остается вопрос времени формирования пород офиолитовой ассоциации. Традиционно возраст среднеуральских офиолитов принимался как ордовик – ранний силур (Корреляция магматических…, 1991). Между тем полученные в последние десятилетия изотопно-возрастные данные позволяют говорить о нескольких этапах формирования офиолитов на Среднем Урале. Для ряда офиолитовых массивов Среднего Урала получены изотопные возраста, соответствующие венду-кембрию. Как уже отмечалось для СеровскоМаукского пояса офиолитов Г.А. Петровым с соавторами Sm–Nd методом в двух пробах габбро были получены возраста 566±27 млн лет и 540±26 млн лет (Петров и др., 2010). Для габбро Алапаевского массива Г.А. Петровым с соавторами тем же методом получен возраст 579±42 млн лет (Петров и др., 2010), а для вкрапленных хромититов Курмановского месторождения того же массива получен близкий U-Pb (SHRIMP-II) возрастной кластер по трем зернам цирконов 588±16 млн лет (Петров и др., 2010). Для верлитов и клинопироксенитов полосчатого комплекса Ключевского массива В.С. Поповым с соавторами был получен Sm-Nd возраст 499±13 млн лет (Попов и др., 2008). Одновременно В.Н. Смирновым с соавторами для полосчатого комплекса того же массива Sm-Nd методом был определен близкий возраст 514±17 млн лет (Смирнов и др., 2009). Позднепротерозойский возраст так же, по всей видимости, имеют породы офиолитовой ассоциации Сысертско-Ильменогорского выступа, приуроченные к Саитовской серии. А.И. Русиным с соавторами для блока гранат-анортитовых амфиболитов, локализованных в саитовской серии, получен U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов 662 ± 14 млн лет, интерпретируемый как момент эндогенного образования цирконов, и возраст 543,0 ± 7,1 млн лет, интерпретируемый как момент вывода пород на относительно верхние горизонты земной коры (Русин и др., 2012). 175 Стоит отметить, что аналогичный вендский возраст (585±6 млн лет) был получен Г.Н. Савельевой с соавторами при датировании U-Pb методом (SHRIMPII) цирконов из хромититов Войкаро-Сыньинского массива на Полярном Урале (Савельева и др., 2006). На основании полученных позднепротерозойских возрастов Г.А. Петровым с соавторами обосновывается выделение вендского этапа формирования офиолитов на Среднем Урале, связанного с ранним этапом Тиманского орогенеза (Петров и др., 2010). Так же в ряде случаев венд-кембрийские датировки мантийных ультрамафитов могут отражать возраст неких событий в верхней мантии, в то время как верхнеордовикско-силурийские возраста свидетельствуют о времени деплетирования верхней мантии с формированием всех типовых слоев офиолитового разреза (Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2013, и др.). Между тем для ряда офиолитовых массивов Среднего Урала получены ордовикско-силурийские возраста. Так, В.Н. Смирновым и К.С. Ивановым, для габбро в скринах параллельных даек в тектоническом блоке в пределах Рефтинского массива был определен U-Pb возраст цирконов 428,5±3,7 млн лет. (Смирнов, Иванов, 2010). Позднее для этих же габбро Е.В. Лобовой был определен Sm-Nd возраст 446±29 млн лет (Лобова, 2013), перекрывающийся в пределах погрешности с предыдущей цирконовой датировкой. Г.А. Петровым с соавторами для пробы вкрапленных хромититов Алапаевского массива был получен U-Pb (SHRIMP-II) возраст по пяти зернам цирконов 428±8,5 млн лет (Петров и др., 2010). Для полосчатого комплекса Ключевского массива К.С. Ивановым с соавторами был получен U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов из дунитов 441,4±5,0 млн лет и клинопироксенитов 449,0±6,8 млн лет (Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2012, Иванов и др., 2013). Для аподунитовых серпентинитов дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива же массива тем же методом нами был получен аналогичный возраст 446,5±7,1 млн лет (Иванов и др., 2013). И наконец, в долеритах комплекса параллельных даек на г. Азов, включаемых в состав мариинского комплекса нами были получены U-Pb 176 (SHRIMP-II) возраста цирконов из трех проб, соответствующие верхнемусреднему девону (382,3±4,4 млн лет, 387,1±4,1 млн лет и 374,3±6,2 млн лет) (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013). По всей видимости, данный комплекс параллельных даек сформировался в результате задугового спрединга на завершающих этапах существования Тагильской островной дуги (Иванов и др., 2012, Иванов, Берзин, 2013). Т.е. фактически можно говорить о верхнесреднедевонском этапе формирования офиолитов на Среднем Урале. Стоит так же отметить, что в третьей пробе (108) часть зерен цирконов магматического облика сгруппировалась в кластер с возрастом 537,3±9,7 млн лет, близкий к вендкембрийским изотопным датировкам полученным для ряда других массивов (Петров и др., 2010, Смирнов и др., 2009, и др.). Еще более молодой U-Pb (SHRIMP-II) возраст 350±3 млн лет получен Г.Б. Ферштатером с соавторами для мелкозернистого амфиболового габбро (т.н. МАГ-серии) Тагило-Баранчинского массива Платиноносного пояса Урала, близкого по геохимическим характеристикам к задугово-спрединговым базальтам (Ферштатер и др., 2009, Ферштатер, 2013). Говоря о верхне-среднедевонском этапе формирования офиолитов Среднего Урала и в частности комплекса параллельных даек г. Азов, стоит отметить, что близкие по геохимическим характеристикам параллельные долеритовые дайки описаны на Южном Урале в пределах Аккермановско-Кирпичнинского расслоенного массива, имеющего близкий к долеритам горы Азов возраст 390-394 млн лет (Ферштатер, 2004, Ферштатер, 2013, и др.). Возможно, это указывает на связь в формировании параллельных даек г. Азов в южной части Тагильской зоны и расслоенной части офиолитовых массивов в зоне главного надвига Магнитогорской зоны. В главах 3-5 настоящей работы подробно рассмотрены породы офиолитовой ассоциации в восточном и западном обрамлении, а так же в структуре Ревдинского массива, объединяемые в мариинский комплекс. При частичном сходстве данных групп пород выявлены различия, касающиеся, прежде всего, геохимических особенностей долеритов и метадолеритов из 177 восточного и западного обрамления Ревдинского массива (подробнее см. главу 4), а так же различия между долеритами комплекса параллельных даек в восточном обрамлении Ревдинского массива и аналогичными породами, находящимися в структуре массива (подробнее см. главу 5). Геохимическая неоднородность пород верхней части офиолитового разреза, входящих в мариинский комплекс позволяет предполагать возможность их формирования в различное время в несколько различающихся геодинамических обстановках. Например, можно предположить формирование низкотитанистых пород восточного обрамления Ревдинского массива в обстановке задугового спрединга на заключительных стадиях формирования Тагильской островной дуги, а высокотитанистых пород западного обрамления в преддуговом бассейне или на ранних стадиях заложения островной дуги, что достаточно хорошо соотносится с их пространственным положением. Так же стоит отметить, что во фрагментах офиолитов в структуре Ревдинского массива внедрение долеритовых даек первой и второй генерации могло сопровождаться достаточно значительным временным промежутком, в ходе которого произошел разворот оси спрединга на 40-70° относительно данного блока земной коры и изменился состав внедряющихся магм. Геохимические различия пород мариинского комплекса из восточного и западного обрамления, а так же из блоков в структуре Ревдинского массива, отражаются также в составе акцессорных хромовых шпинелей. Особенно наглядно различия в их составе заметны на диаграмме TiO2 – Al2O3 (рисунок 6.1) с полями составов для базальтов из различных геодинамических обстановок по данным (Kamenetsky et al., 2001). На данной диаграмме составы шпинелей из пород мариинского комплекса в восточном обрамлении Ревдинского массива практически полностью попадают в поле составов задугово-спрединговых базальтов, частично перекрывающегося с полями составов БСОХ и низкотитанистых островодужных толеитов по данным (Kamenetsky et al., 2001). Точки составов хромовых шпинелей из долеритов параллельных даек в структуре массива располагаются на данной диаграмме на границе полей составов шпинелей из островодужных толеитов и задугово-спрединговых базальтов. Точки 178 шпинелей из амфиболитов мариинского комплекса в западном обрамлении Ревдинского массива группируются вдоль нижней границы по TiO2 поля составов шпинелей из базальтов СОХ, частично попадая так же в перекрытие полей составов задугово-спрединговых базальтов и островодужных толеитов. Рисунок 6.1 – Диаграмма TiO2-Al2O3 для хромовых шпинелей из вулканитов мариинского комплекса в обрамлении и в структуре Ревдинского массива (Берзин, 2014). Поля составов хромовых шпинелей из базальтов различных геодинамических обстановок по данным (Kamenetsky et al., 2001). Условные обозначения: 1,2 – шпинель из долеритов параллельных даек (1) и вмещающих базальтов (2) в офиолитах из восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения), 3 – из долеритов параллельных даек в структуре Ревдинского массива, 4 – из амфиболитов мариинского комплекса в западном обрамлении Ревдинского массива Дальнейшее исследование офиолитовых комплексов Среднего Урала представляется, безусловно, весьма актуальным и перспективным. В частности остается не до конца решенной проблема возраста офиолитов Среднего Урала и этапов формирования тех или иных массивов, что требует проведения дальнейших комплексных изотопно-геохронологических исследований. 179 Перспективным представляется исследование состава акцессорной хромовой шпинели – минерала с высокой степенью типохимизма, в базальтах и долеритах верхней части офиолитового разреза. На сегодняшний день данный метод использовался крайне ограниченно при изучении уральских офиолитов, в то время как он может оказаться полезным в определении геодинамической обстановки формирования пород офиолитовых комплексов. Так же много вопросов остается в связи с нахождением в пределах массивов Платиноносного пояса Урала в различной степени преобразованных пород офиолитовой ассоциации и достаточно хорошо сохранившихся фрагментов офиолитов. Более детальные исследования таких фрагментов с применением комплекса современных аналитических методов, возможно, помогут лучше понять процессы формирования концентрически-зональных массивов Урало-Аляскинского типа. Дальнейшие более детальные и прецизионные исследования офиолитов в различных структурных зонах, позволят более точно реконструировать процессы формирования Уральского складчатого пояса. 180 ЗАКЛЮЧЕНИЕ В ходе работы произведено комплексное минералого-петрографическое, геохимическое и изотопно-геохронологическое исследование ряда представительных фрагментов офиолитов в различных структурных зонах южной части Среднего Урала. Так, впервые для Среднего Урала был получен U-Pb возраст цирконов (SHRIMP II) из дунит-гарцбургитового комплекса Ключевского массива (446,5±7 млн лет) (Иванов и др., 2013), который совпал с ранее определенными возрастами цирконов из полосчатого комплекса этого массива (441,4–449,0 млн лет) (Иванов и др., 2012). Наличие для этого массива более древних Sm-Nd датировок 499±13 млн лет (Попов и др., 2008) и 514±17 млн лет (Смирнов и др., 2009) позволяет говорить о нескольких этапах формирования ультрамафитов данного массива, среди которых ордовикско-силурийский этап по нашему мнению соответствует моменту деплетирования верхней мантии и непосредственному формированию реститового и полосчатого комплексов. На Среднем Урале впервые U-Pb (SHRIMP II) методом определен средневерхнедевонский возраст задугово-спрединговых офиолитов г. Азов в западной части Тагильской зоны (параллельные дайки со скринами подушечных лав), ранее считавшихся верхнеордовикско-раннесилурийскими. Таким образом, данный фрагмент офиолитов моложе других вулканогенных комплексов Тагильской палеоостроводужной зоны. Показана геохимическая неоднородность пород офиолитовой ассоциации, объединяемых в мариинский комплекс на примере пород восточного и западного обрамления Ревдинского массива Платиноносного пояса Урала. Показано, что в отличие от офиолитов восточного обрамления Ревдинского массива (г. Азов и др. обнажения) офиолиты западного обрамления обладают признаками как океанического, так и надсубдукционного происхождения и отличаются от низкотитанистых офиолитов г. Азов по ряду геохимических признаков. Вполне возможно, офиолиты из восточного и западного обрамления Ревдинского массива 181 сформировались не только в различных геодинамических обстановках но и в различное время. Исследованы фрагменты надсубдукционных офиолитов в структуре Ревдинского массива. Данные фрагменты представляют корневую зону комплекса параллельных даек. Они сложены габбро, долеритовыми дайками первой генерации, породами жильной диорит-тоналитовой серии и прорывающими их параллельными долеритовыми дайками второй генерации, перед внедрением которых произошел разворот оси спрединга на 40-70°, а так же произошло повышение железистости и изменение ряда других геохимических характеристик внедряющейся магмы. Долериты параллельных даек в структуре Ревдинского массива отличаются от долеритов из его восточного обрамления (г. Азов и др. обнажения) по ряду геохимических характеристик, что указывает на то, что они не относятся к разным глубинным уровням одного офиолитового разреза. Полученные в ходе данной работы результаты могут быть использованы при составлении геологических карт Среднего Урала различного масштаба и при проведении ископаемых. поисково-разведочных работ на месторождения полезных 182 СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ И УСЛОВНЫХ ОБОЗНАЧЕНИЙ ан. – анализ, БЗС – задугово-спрединговые базальты, БСОХ – базальты срединно-океанических хребтов, БОО – базальты океанических островов, БОД – базальты островных дуг, ВПБ – внутриплитные базальты, ИЩБ – известково-щелочные базальты, м-рал – минерал, обр. – образец, ОБ – океанические базальты, РЗЭ – редкоземельные элементы, СОХ – срединно-океанические хребты, т.н. – точка наблюдения, ТОД – толеиты островных дуг, ТОО – толеиты океанических островов, ф.е. – формульные единицы, ЩОО – щелочные базальты океанических островов, Обозначения минералов: Amph – амфибол, Chl – хлорит, Chm – клинохлор, Cpx – клинопироксен, Crsp – хромовая шпинель, Czo – клиноцоизит, En – энстатитовый минал, Ep – эпидот, Fs – ферросилитовый минал, Mgt – магнетит, Pl – плагиоклаз, 183 Q – кварц, Rt – рутил, Ttn – титанит, W – волластонитовый минал. 184 СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ I Опубликованная литература Антонов, А.А. Минералогия родингитов Баженовского гипербазитового массива: монография / А.А. Антонов – СПб.: Наука, 2003. – 128 с. Баженовское месторождение хризотил-асбеста: сборник статей / под ред. К.К. Золоева, Б.А. Попова – М.: Недра, 1985. – 271 с. Бажин, Е.А. Габбро-гипербазитовые комплексы зоны сочленения Южного и Среднего Урала: строение и условия формирования: автореф. дисс. … канд. геол.мин. наук: 25.00.01 / Евгений Александрович Бажин – М, 2010. – 24 с. Батанова, В.Г. Использование Re-Os изотопной системы для датирования мантийных процессов на примере офиолитовых комплексов / В.Г. Батанова, Г.Е. Брюгманн, Г.Н. Савельева, А.В. Соболев // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. – Екатеринбург, 2009. – Т. 1. – С. 77–79. Берзин, С.В. Акцессорная хромовая шпинель из долеритов параллельных даек и базальтов мариинского комплекса в обрамлении Ревдинского массива (Средний Урал) / С.В. Берзин // Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит: материалы второй всероссийской конференции с международным участием, Владивосток, 17–20 сентября 2014 г. – Владивосток: Дальнаука, 2014. – С. 151-153. Берзин, С.В. Взаимодействия комплекса параллельных долеритовых даек и габбро в восточном обрамлении Ревдинского массива (Средний Урал) / С.В. Берзин // Геодинамика, рудные месторождения и глубинное строение литосферы (XV Чтения памяти академика А.Н. Заварицкого). – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2012. – С. 18-21. Берзин, С.В. Комплекс параллельных даек в восточном обрамлении Ревдинского массива, Средний Урал / С.В. Берзин // Геология Забайкалья: Материалы II всероссийской молодежной научной конференции. – Улан-Удэ: Изд-во ФГБУН Бурятский научный центр, 2012. – С. 22–24. 185 Берзин, С.В. Минералогия долеритов комплекса параллельных даек в восточном обрамлении Ревдинского массива (Средний Урал) / С.В. Берзин // VIII Всероссийская научная конференция «Уральская минералогическая школа-2012» посвященная благородным металлам (Au, Ag, Pt, Ir, Os, Pd, Rh, Ru). Сборник статей студентов, аспирантов, научных сотрудников академических институтов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2012. – С. 34-38. Берзин, С.В. Минералого-петрографическая характеристика комплекса параллельных долеритовых даек г. Азов (Средний Урал) / С.В. Берзин // XVII Всероссийская научная конференция «Уральская минералогическая школа-2011» посвященная 300-летию М.В. Ломоносова. Сборник статей студентов, аспирантов, научных сотрудников академических институтов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2011. – С. 44-46. Берзин, С.В. Минералого-петрографические особенности пород Мариинской свиты в восточном обрамлении Ревдинского массива (Средний Урал) / С.В. Берзин // XIХ Всероссийская научная конференция «Уральская минералогическая школа – 2013»: сборник статей студентов, аспирантов, научных сотрудников академических институтов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. – Екатеринбург, 2013. – С. 23-27. Берзин, С.В. Породы офиолитовых комплексов в обрамлении и в структуре Ревдинского массива Платиноносного пояса Урала / С.В. Берзин // XI Международная школа наук о Земле имени Л.Л. Перчука: тезисы докладов Международной школы наук о Земле имени Л.Л. Перчука, ОНУ имени И.И. Мечникова, г. Одесса, 2-9 сентября 2013. – Одесса, 2013. – С. 17-22. Берзин, С.В. Хромистая шпинель из долеритов параллельных даек и базальтов Полевского сегмента Тагильской зоны (Средний Урал): морфология, состав, интерпретация геодинамических условий образования вулканитов / С.В. Берзин // Ежегодник-2012, Труды ИГГ УрО РАН. – Вып. 160. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2013. – С. 88–92. 186 Берзин, С.В. Хромовая шпинель из долеритов параллельных даек и базальтов в восточном обрамлении Ревдинского массива (Средний Урал) / С.В. Берзин // Материалы V Всероссийской молодежной научной конференции "Минералы: строение, свойства, методы исследования", посвященной 100-летию со дня рождения Л.Н. Овчинникова. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2013. – С. 30-32. Берзин, С.В. Петролого-геохимические характеристики параллельных долеритовых даек Полевского сегмента Тагило-Магнитогорской зоны Среднего Урала / С.В. Берзин, К.С. Иванов // Современные проблемы геохимии: материалы всероссийской молодежной научной конференции. – Иркутск: ИМ СО РАН, 2011. – С. 34-36. Берзин, С.В. Фрагменты задугово-спрединговых офиолитовых комплексов в структуре Урала / С.В. Берзин, К.Ю. Кудрин // Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит: материалы второй всероссийской конференции с международным участием, Владивосток, 17–20 сентября 2014 г. – Владивосток: Дальнаука, 2014. – С. 154-156. Берзин, С.В. Изотопные отношения Pb в габбро и жильных тоналитах из восточной части Ревдинского массива (Средний Урал): результаты изучения на MC-ICP-MS Neptune Plus / С.В. Берзин, М.В. Стрелецкая // Ежегодник-2013, Тр. ИГГ УрО РАН. – Вып. 161. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2014. – С. 173-178. Берзин, С.В. Изотопные отношения свинца в габбро и жильных тоналитах из блока офиолитов в структуре Ревдинского массива (Средний Урал) / С.В. Берзин, М.В. Стрелецкая // XХ Всероссийская научная конференция «Уральская минералогическая школа – 2014»: сборник статей студентов, аспирантов, научных сотрудников академических институтов и преподавателей ВУЗов геологического профиля. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2014. – С. 15-18. Бороздина, Г.Н. Стратиграфия вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений Салатимской и Тагильской зон Урала: монография / Г.Н. Бороздина, К.С. Иванов, В.М. Богоявленская – Екатеринбург: УрО РАН, 2010. – 152 с. 187 Булыкин, Л.Д. Рудно-формационные типы хромитовых месторождений и связанных с ними платиноидов / Л.Д. Булыкин, К.К. Золоев, А.Н. Мардиросьян // Актуальные вопросы магматической геологии, петрологии и рудообразования. – Екатеринбург, 1995. – С. 68-78. Вализер, П.М. Гранат эклогитов высокобарических комплексов Урала / П.М. Вализер // Литосфера. – 2011. – № 5. – С. 53–69. Вализер, П.М. Клинопироксен комплексов UHP и HP Урала: минеральные виды / П.М. Вализер // Известия Челябинского научного центра. – 2002. – Вып. 4 (17). – С. 94-98. Варлаков, А.С. Рифтогенные доэвгеосинклинальные офиолиты в допалеозойской истории Урала / А.С. Варлаков // Эволюция офиолитовых комплексов. Вулканизм, метаморфизм. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981. – С. 34–48. Варлаков, А.С. Гипербазиты Вишневогорско-Ильменогорского метаморфического комплекса / А.С. Варлаков, Г.П. Кузнецов, Г.Г. Кораблев, В.П. Муркин – Миасс: ИМин УрО РАН, 1998. – 195 с. Вахрушева, Н.В. Несерпентинизированные гарцбургиты и вебстериты Войкаро-Сыньинского массива: минералогия, геохимия, Sm-Nd возраст / Н.В. Вахрушева // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей. – Иркутск, 2007. – С. 293–296. Волченко, Ю.А. Структурно-вещественная Платиноносного пояса Урала при эволюция формировании комплексов хромит-платиновых месторождений уральского типа (ч.1) / Ю.А. Волченко, К.С. Иванов, В.А. Коротеев, Т. Оже //Литосфера. – 2007. – №3. – С. 3-31. Геология рудных месторождений СССР. Под ред. Акад. В.И. Смирнова. – Т. 1. – М.: Недра, 1978. – 352 с. Гурская, Л.И. Платиноиды хромитоносных массивов Полярного Урала / Л.И. Гурская, Л.В. Смелова, Л.Р. Колбанцев и др. – СПб.: ВСЕГЕИ, 2004. – 305 с. Десятниченко, Л.И. Позднеордовикско-силурийские вулканические комплексы Тагильской зоны (восточный склон Среднего Урала): вещественный 188 состав, возраст, уточненная схема расчленения / Л.И. Десятниченко, И.Ф. Фадеичева, В.Н. Смирнов, Т.Ю. Медведева, Г.Н. Бороздина // Литосфера. – 2005. – № 2. – С. 68-96. Ерохин, Ю.В. Минералогия Баженовского офиолитового комплекса: автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук: 25.00.05 / Юрий Викторович Ерохин – Екатеринбург, 2006. – 29 с. Ерохин, Ю.В. Хромитовое оруденение Баженовского офиолитового комплекса (Средний Урал) / Ю.В. Ерохин // Литосфера. – 2006 – № 3. – С. 160165. Ефимов, А.А. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов / А.А. Ефимов – М.: Наука, 1984. – 232 с. Ефимов, А.А. Итоги столетнего изучения Платиноносного пояса Урала / А.А. Ефимов // Литосфера. – 2010. – № 5. – С. 134–153. Ефимов, А.А. О результатах тектонических экскурсий по Уралу летом 1972 г. / А.А. Ефимов, С.Н. Иванов, Г.А. Кейльман, Г.А. Смирнов // Ежегодник-1972. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1973. – С.194-198. Ефимов, А.А. О происхождении офиолитовой ассоциации / А.А. Ефимов, В.Н. Пучков – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. – 63 с. Золоев, К.К. Тектоника и металлогения Урала на примере территории проектируемого транспортного коридора «Урал промышленный – Урал полярный» / К.К. Золоев, Д.А. Додин, В.А. Коротеев, Н.В. Межеловский, А.Ф. Морозов, Н.М. Чернышов, В.А. Душин, В.Я. Левин, Г.А. Петров, Г.Н. Савельева // Литосфера. – 2007. – № 1. – С. 3-31. Золоев, К. К. Баженовское месторождение хризотил-асбеста / К.К. Золоев, Б.А. Попов – М.: Недра, 1985. – 271 с. Иванов, К.С. Первые данные о U-Pb возрасте цирконов из долеритов реликтовой зоны задугового спрединга горы Азов (Средний Урал) / К.С. Иванов, С.В. Берзин // Литосфера. – 2013. – № 2. – С. 92-104. Иванов, К.С. Параллельные долеритовые дайки Полевского района Среднего Урала / К.С. Иванов, С.В. Берзин, Ю.В. Ерохин // Вулканизм и 189 геодинамика: материалы V всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2011. – С. 209-211. Иванов, К.С. Параллельные долеритовые дайки окрестностей г. Полевской (Средний Урал) / К.С. Иванов, С.В. Берзин, Ю.В. Ерохин // Тектоника, рудные месторождения и глубинное строение земной коры: IV Чтения памяти С.Н. Иванова. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2011. – С. 99-101. Иванов, К.С. Первые данные об U-Pb возрасте цирконов из реликтовых зон спрединга на Среднем Урале / К.С. Иванов, С.В. Берзин, Ю.В. Ерохин // Доклады Академии наук. – 2012. – Т. 443. – № 1. – С. 78–83. Иванов, К.С. Офиолитовые комплексы Среднего Урала: путеводитель геологической экскурсии Всероссийской научной конференции с международным участием “Геодинамика, рудные месторождения и глубинное строение литосферы” (XV Чтения памяти академика А.Н. Заварицкого) / К.С. Иванов, С.В. Берзин, Ю.В. Ерохин, В.Н. Смирнов – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2012. – 39 с. Иванов, К.С. Возраст палеограницы Мохоровичича на Среднем Урале: U-Pb (SHRIMP II) геохронология цирконов Ключевского габбро-ультрабазитового массива / К.С. Иванов, С.В. Берзин, А.А. Краснобаев, В.Н. Смирнов // Геологическая история, возможные механизмы и проблемы формирования впадин с субокеанической и аномально тонкой корой в провинциях с континентальной литосферой: материалы XLV тектонического совещания. – М.: ГЕОС, 2013. – С. 79-82. Иванов, К.С. Новые данные о строении фундамента Западно-Сибирской плиты / К.С. Иванов, Ю.В. Ерохин, В.Б. Писецкий, В.С. Пономарев, О.Э. Погромская // Литосфера. – 2012. – №4. – С. 91–106. Иванов, К.С. Рифтогенез на Среднем Урале (комплексы и структуры растяжения в истории развития Среднего Урала) / К.С. Иванов, Ю.В. Ерохин, В.Н. Смирнов, Е.А. Слободчиков – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. – 91 с. Иванов, К.С. Строение зоны сочленения Приполярного Урала и ЗападноСибирского нефтегазоносного бассейна / К.С. Иванов, В.А. Коротеев, Ю.Н. Федоров, В.Н. Кошевой, В.В. Кормильцев, М.Ф. Печеркин, Ю.В. Ерохин, О.Э. 190 Погромская, Ю.Л. Ронкин, Б.А. Калеганов, О.В. Сурина, И.В. Князева // Литосфера. – 2004. – № 2. – С. 108-124. Иванов, К.С. Цирконовая геохронология мантийных ультрамафитов Ключевского массива Урала / К.С. Иванов, А.А. Краснобаев, В.Н. Смирнов, С.В. Берзин // Доклады Академии наук. – 2013. – Т. 452. – № 4. – С. 419-423. Иванов, К.С. Цирконовая геохронология Ключевского габбро- ультрабазитового массива и проблема возраста палеограницы Мохоровичича на Среднем Урале / К.С. Иванов, А.А. Краснобаев, В.Н. Смирнов // Доклады Академии наук. – 2012. – Т. 442. – № 4. – С. 516–520. Иванов, К.С. Тектоника и магматизм коллизионной стадии (на примере Среднего Урала) / К.С. Иванов, В.Н. Смирнов, Ю.В. Ерохин – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2000. – 133 с. Иванов, К.С. О возрасте и составе офиолитов фундамента ЗападноСибирского нефтегазоносного мегабассейна / К.С. Иванов, Ю.Н. Федоров, Э.О. Амон, Ю.В. Ерохин, Г.Н. Бороздина // Доклады Академии наук. – 2007. – Т. 413. – № 4. – С. 535-540. Иванов, К.С. Строение и природа области сочленения Урала и Западной Сибири / К.С. Иванов, Ю.Н. Федоров, В.А. Коротеев, М.Ф. Печеркин, В.В. Кормильцев, О.Э. Погромская, Ю.Л. Ронкин, Ю.В. Ерохин // Доклады Академии наук. – 2003. – Т. 393. – № 5. – С. 647-651. Иванов, О.К. Концентрически-зональные пироксенит-дунитовые массивы Урала: (минералогия, петрология, генезис) / О.К. Иванов – Екатеринбург: Изд-во Уральского университета, 1997. – 488 с. Иванов, С.Н. Офиолиты на сиалической коре / С.Н. Иванов // Эволюция офиолитовых комплексов. Вып. II. Вулканизм, метаморфизм. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981. – С. 72–78. Иванов, С.Н. К происхождению офиолитов Урала / С.Н. Иванов, А.А. Ефимов, Ю.Е. Молдаванцев // Тезисы докладов международного симпозиума "Офиолиты в земной коре”. – Москва, 1973. – С. 47-49. 191 Иванов, С.Н. Реликты рифтовой океанической долины на Урале / С.Н. Иванов, В.Г. Кориневский, Г.П. Белянина // Доклады АН СССР. – 1973. – Т. 211. – № 4. – С. 939-942. Иванов, С.Н. Формирование земной коры Урала / С.Н. Иванов, В.Н. Пучков, К.С. Иванов и др. – М.: Наука, 1986. – 248 с. История развития Уральского палеоокеана: сборник статей – М.: ИО АН СССР, 1984. – 164 с. Каретин, Ю.С. Геология и вулканические формации района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 / Ю.С. Каретин – Екатеринбург: УрО РАН, 2000. – 277 с. Карстен, Л.А. Новые данные о возрасте польинского и лагортинского комплексов на Приполярном Урале / Л.А. Карстен, В.Н. Пучков // Ежегодник1986. Тр. ИГГ УНЦ АН СССР. – Свердловск, 1987. – С. 3-4. Колман, Р.Г. Офиолиты / Р.Г. Колман – М.: Мир, 1979. – 262 с. Коротеев, В.А. Среднепалеозойский вулканизм восточной зоны Урала / В.А. Коротеев, Т.В. Дианова, Л.Я. Кабанова – М.: Наука, 1979. – 130 с. Коротеев, В.А. Офиолиты Южного Урала / В.А. Коротеев, Л.П. Зоненшайн, В.П. Парначев и др. – Свердловск, 1985. – 80 с. Коротеев, В.А. Влияние конвекционно-спрединговых и мантийно- плюмовых процессов в формировании химического состава базальтов и плутонических пород рифта палеоуральского океана / В.А. Коротеев, И.В. Семенов // Литосфера. – 2008. – № 5. – С. 54-83. Корреляция магматических комплексов Среднего Урала. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1991. – 75 с. Краснобаев, А.А. Цирконология лерцолитов (массив Узянский Крака, Южный Урал) / А.А. Краснобаев, А.И. Русин, И.А. Русин // Доклады Академии наук. – 2009. – Т. 425. – № 5. – С. 656–659. Лобова, Е.В. Аверинский диорит-трондьемитовый комплекс восточной зоны Среднего Урала / Е.В. Лобова, В.Н. Смирнов, Т.Б. Баянова // Литосфера. – 2012. – № 3. – С. 49–64. 192 Лобова, Е.В. Силурийский интрузивный магматизм Восточной зоны Среднего Урала: автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук: 25.00.04 / Екатерина Вячеславовна Лобова – СПб, 2013. – 20 с. Лобова, Е.В. Медьсодержащий кронстедтит из параллельных долеритовых даек Среднего Урала / Е.В. Лобова, С.В. Берзин // Вестник Уральского отделения Российского минералогического общества. – Екатеринбург, 2011. – С. 68-71. Малахов, И.А. Геодинамика формирования офиолитовых ультраосновных массивов Урала и связанного с ними хромитового оруденения / И.А. Малахов // Известия Уральского государственного горного университета, 2007. – № 22. – С. 30-41. Мурзин, В.В. Стабильные изотопы (С, О, D, S) и генетические аспекты формирования золотого оруденения в метагипербазитах Сысертско- Ильменогорского метаморфического комплекса (Урал) / В.В. Мурзин, Д.А. Варламов // Литосфера. – 2013. – № 4. – С. 154–162. Мурзин, В.В. Золотое оруденение в родингитах массивов альпинотипных гипербазитов / В.В. Мурзин, В.Н. Сазонов, Д.А. Варламов, С.Н. Шанина // Литосфера. – 2006. – №1. – С. 113-134. Перевозчиков, Б.В. Тектоническая позиция хромитоносных базит- ультрабазитовых комплексов Урала / Б.В. Перевозчиков // Литосфера. – 2011. – № 4. – С. 93–109. Перевозчиков, Б.В. Реестр хромитопроявлений в альпинотипных ультрабазитах Урала / Б.В. Перевозчиков, Л.Д. Булыкин, И.И. Попов и др. – Пермь: КамНИИКИГС, 2000. – 474 с. Петров, Г.А. Главный уральский разлом на Северном Урале / Г.А. Петров, В.Н. Пучков // Геотектоника. – 1994. – № 1. – С. 25-37. Петров, Г.А. Геология и минерагения зоны Главного Уральского разлома на Среднем Урале / Г.А. Петров – Екатеринбург: государственного горного университета, 2006. – 195 с. Изд-во Уральского 193 Петров, Г.А. Условия формирования комплексов зоны Главного Уральского разлома на Северном Урале / Г.А. Петров – Екатеринбург: Изд-во Уральского государственного горного университета, 2007. – 181 с. Петров, Г.А. Особенности стратиграфии и строения Салатимской структурной зоны (зоны Главного Уральского разлома) / Г.А. Петров, Л.И. Десятниченко // Проблемы стратиграфии и палеонтологии Урала. – Екатеринбург: ОАО УГСЭ, 1999. – С. 165-170. Петров, Г.А. Предостроводужные палеоспрединговые комплексы Тагильской мегазоны (Средний и Северный Урал) / Г.А. Петров, А.В. Маслов, Ю.Л. Ронкин, А.В. Рыбалка // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. – 2008. – № 3. – С. 35-42. Петров, Г.А. Новые данные о составе и возрасте комплексов основания Тагильской палеоостроводужной системы / Г.А. Петров, Ю.Л. Ронкин, В.И. Маегов, Н.И. Тристан, А.В. Маслов, Е.В. Пушкарев, О.П. Лепихина // Доклады Академии наук. – 2010. – Т. 432. – № 4. – С. 499–505. Петров, Г.А. Допалеозойские комплексы основания Тагильской палеоостроводужной системы / Г.А. Петров, Ю.Л. Ронкин, А.В. Маслов, О.П. Лепихина // Материалы III Международной Конференции «Ультрабазитбазитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения». – Качканар, 2009. – С. 107-109. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород: учебное пособие / под ред. B.C. Попова и О.А. Богатикова. – М.: «Логос», 2001. – 768 с. Попов, В.С. Доордовикский Sm-Nd изотопный возраст ультрамафических пород в офиолитовых поясах Урала (уточненные данные) / В.С. Попов, А.А. Кременецкий, Б.В. Беляцкий //Структурно-вещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фанерозойских орогенов. – Екатеринбург, 2008. – С. 100– 104. 194 Путеводитель геологических экскурсий Всесоюзной школы-семинара «Тектоника, геодинамика и металлогения Урало-Тяньшанской складчатой системы». – Свердловск: Уро РАН, 1989. – 95 с. Пучков, В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала / В.Н. Пучков – Уфа: Даурия, 2000. – 146 с. Пучков, В.Н. Палеоокеанические структуры Урала / В.Н. Пучков // Геотектоника, 1993. – № 3. – С. 18–33. Пучков, В.Н. Тектоника Урала. Современные представления / В.Н. Пучков // Геотектоника, 1997. – № 4. – С. 42–61. Пучков, В.Н. Контаминация вулканитов силура Тагильской синформы докембрийскими цирконами / В.Н. Пучков, О.М. Розен, Д.З. Журавлев, Е.В. Бибикова // Доклады Академии наук. – 2006. – Т. 411. – № 6. – С. 794-797. Пушкарев, Е.В. Ключевской офиолитовый массив на Среднем Урале / Е.В. Пушкарев // Офиолиты: геология, петрология металлогения и геодинамика. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. – С. 334–346. Пушкарев, метаморфических Е.В., Изотопная комплексов геохронология Хабарнинского магматических и мафит-ультрамафитового аллохтона на Южном Урале и история его становления / Е.В. Пушкарев, А.В. Травин, Н.М. Кудряшов и др. // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. – Екатеринбург, 2009. – Т. 2. – С. 125–132. Рудные месторождения СССР. – Т. 1. – М.: Недра, 1978. – 352 с. Русин, А.И. Природа гранат-анортит-клинопироксен-амфиболовых пород ильменогорского комплекса (Южный Урал) / А.И. Русин, П.М. Вализер, А.А. Краснобаев, Н.Н. Банева, Е.В. Медведева, Е.В. Дубинина // Литосфера. – 2012. – № 1. – С. 91–109. Савельев, Д.Е. Состав акцессорных хромшпинелидов из ультрабазитов Южного Урала как отражение геодинамической обстановки формирования массивов / Д.Е. Савельев // Вестник Пермского университета, 2013. – № 1 (18). – С. 17-25. 195 Савельева, Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре / Г.Н. Савельева. – М.: Наука, 1987. – 230 с. Савельева, Г.Н. Возраст циркона из хромитов реститовых комплексов офиолитов как отражение событий в верхней мантии / Г.Н. Савельева, П.В. Суслов, А.Н. Ларионов, Н.Г. Бережная // Доклады Академии наук. – 2006. – Т. 411. – № 3. – С. 384-389. Семенов, И.В. Влияние мантийных плюмов на сегментарность, химический состав базальтов и плутонитов рифта Уральского палеоокеана / И.В. Семенов // Геология Урала и сопредельных территорий. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. – С. 75-97. Семенов, И.В. Палеоокеанический спрединговый вулканизм Урала и реконструкция параметров Уральского палеозойского океана / И.В. Семенов – Екатеринбург: УрО РАН, 2000. – 362 с. Семенов, И.В. Палеоокеанический спрединговый вулканизм Урала в свете новых изотопных и хронометрических данных / И.В. Семенов, Ю.Л. Ронкин, О.П. Лепихина // Вулканизм и геодинамика. Мат-лы II Всероссийской конференции по вулканизму и палеовулканизму – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. – С. 140145. Семенов, И.В. О структурных и возрастных соотношениях рифтогенного комплекса параллельных базальтовых даек с габбро-гипербазитовыми массивами Платиноносного пояса Урала / И.В. Семенов, В.А. Шилов, А.М. Верховский // Доклады АН СССР. – 1978, – Т. 243. – № 1. – С. 187-190. Семенов, И.В. Структурные и относительно-возрастные соотношения комплекса параллельных долеритовых даек с породами Ревдинского габбрового массива (Средний Урал) / И.В. Семенов, В.А. Шилов, Ю.Л. Ронкин //Ежегодник1998. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1999. – С. 132-139. Симонов, В.А. Физико-химические параметры расплавов, принимавших участие в формировании хромитовых руд Ключевского ультраосновного массива 196 (Средний Урал, Россия) / В.А. Симонов, К.С. Иванов, В.Н. Смирнов, С.В. Ковязин // Геология рудных месторождений. – 2009. – Т. 51. – № 2. – С. 125-139. Симонов, В.А. Мантийные ультрамафитовые комплексы фундамента Западно-Сибирского нефтегазоносного осадочного мегабассейна / В.А. Симонов, К.С. Иванов, С.И. Ступаков, Ю.В. Ерохин, Н.Ф. Каячев // Литосфера. – 2012. – № 3. – С. 31-48. Симонов, В.А. Расплавные включения в хромшпинелидах расслоенной части Ключевского габбро-гипербазитового массива / В.А. Симонов, В.Н. Смирнов, К.С. Иванов, С.В. Ковязин // Литосфера. – 2008. – № 2. – С. 101-115. Смирнов, В.Н. Офиолиты восточной зоны Среднего Урала / В.Н. Смирнов // Офиолиты: геология, петрология, металлогения и геодинамика (XII Чтения А.Н. Заварицкого) – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. – С. 164-167. Смирнов, В.Н. Первая силурийская U–Pb-датировка (SHRIMP-II) офиолитов на Урале / В.Н. Смирнов, К.С. Иванов // Доклады Академии наук. – 2010. – Т. 430. – № 2. – С. 218–221. Смирнов, В.Н. О возрасте и генезисе платиносодержащего хромитового оруденения расслоенной части Ключевского массива (восточный склон Среднего Урала) / В.Н. Смирнов, К.С. Иванов, В.А. Симонов, Ю.Л. Ронкин, О.П. Лепихина // Петрогенезис и рудообразование (XIV Чтения памяти А.Н.Заварицкого). – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2009. – С. 291-293. Смирнов, В.Н. Геохимические особенности вулканитов Тагильской зоны Урала как показатель геодинамических условий их образования / В.Н. Смирнов, И.Ф. Фадеичева, К.С. Иванов // Доклады Академии наук. – 2008. – Т. 422. – № 6. – С. 807-810. Смирнов, В.Н. Схема тектономагматического районирования территории восточного склона Среднего Урала/ В.Н. Смирнов, Г.Б. Ферштатер, К.С. Иванов //Литосфера. – 2003. – №2. – С. 40-56. Ферштатер, Г.Б. О природе силурийско-раннедевонских мафит- ультрамафитовых интрузивов, ассоциированных с офиолитами Южного Урала / Г.Б. Ферштатер // Литосфера. – 2004. – № 4. – С. 3-29. 197 Ферштатер, Г.Б. Палеозойский интрузивный магматизм Среднего и Южного Урала / Г.Б. Ферштатер. – Екатеринбург: РИО УрО РАН, 2013. – 368 с. Ферштатер, Г.Б. Уральского Интрузивный эпиокеанического магматизм ранних орогена: U-Pb стадий геохронология развития (LA-ICPMS, NORDSIM, SHRIMP-II), геохимия, закономерности эволюции / Г.Б. Ферштатер, А.А. Краснобаев, Ф. Беа, П. Монтеро, Н.С. Бородина // Геохимия. – 2009. – № 2. – С. 150-170. Фоминых, В.Г. Ревдинский массив и его титаномагнетитовые руды / В.Г. Фоминых, И.К. Латыш, В.А. Шилов // Минералогия и геохимия железорудных месторождений Урала. – Свердловск, 1974. – С. 43-80. Чащухин, И.С. О взаимоотношениях высокохромистых и глиноземистых хромитовых руд в месторождениях Среднего Урала / И.С. Чащухин, С.Л. Вотяков // Ежегодник-2009, Тр. ИГГ УрО РАН. – Вып. 157. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2010. – С. 255-259. Чащухин, И.С. Ультрамафиты Алапаевского массива (Средний Урал): петрология, геохимия, хромитоносность / И.С. Чащухин, С.Л. Вотяков // Литосфера. – 2012. – № 4. – С. 140-157. Чащухин, И.С. Закономерности состава акцессорного и рудообразующего хромшпинелида в ультрамафитах Алапаевского массива / И.С. Чащухин, А.В. Сурганов, Л.Д. Булыкин и др. // Ежегодник-2001. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. – С. 281–289. Шмелев, В.Р. Магматические комплексы зоны Главного уральского глубинного разлома (Приполярный сектор) в свете новых геохимических данных / В.Р. Шмелев // Литосфера. – 2005. – № 2. – С. 41-59. Штейнберг, Д.С. Серпентинизация ультрабазитов / Д.С. Штейнберг, И.С. Чащухин. – М.: Наука, 1977. – 309 с. Щербаков, С.А. Пластические деформации ультрабазитов офиолитовой ассоциации Урала / С.А. Щербаков. – М.: Наука, 1990. – 120 с. Язева, Р.Г. Силурийская островная дуга Урала: структура, развитие, геодинамика / Р.Г. Язева, В.В. Бочкарев // Геотектоника, 1995. – № 6. – С. 32–44. 198 Armbruster, T. Recommended nomenclature of epidote-group minerals / T. Armbruster, P. Bonazzi, M. Akasaka, V. Bermanec, C. Chopin, R. Giere, S. HeussAssbichler, A. Liebscher, S. Menchetti, Y. Pan, M. Pasero // European journal of mineralogy. – 2006. – V. 18. – P. 551-567. Barnes, S.J. The range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks / S.J. Barnes, P.L. Roeder // Journal of petrology. – 2001. – V. 42. – P. 22792302. Garuti, G. Chromites of the Urals (part 1): overview of chromite mineral chemistry and geotectonic settings / G. Garuti, E.V. Pushkarev, O.A.R. Thalhammer, F. Zaccarini // Ofioliti. – 2012. – V. 37. – № 1. – P. 27-53. International Stratigraphy, 2014 Chronostratigraphic [Электронный Chart. ресурс]. International – 2014. – Commission Режим on доступа: http://www.stratigraphy.org/ICSchart/ChronostratChart2014-02.pdf Ivanov, K.S. Tectonics of the Urals and adjacent part of the West-Siberian platform basement: main features of geology and development / K.S. Ivanov, V.N. Puchkov, Yu.N. Fyodorov, Yu.V. Erokhin, O.E. Pogromskaya // Journal of Asian Earth sciences. – 2013 – V. 72. – P. 12-24. Kamenetsky, V.S. Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks / V.S. Kamenetsky, A.J. Crawford, S. Meffre // Journal of petrology. – 2001. – V. 42. – P. 655-671. Kuno, H. Differentiation of basalt magmas / H. Kuno // Basalts: the poldervaart treatise on rocks of basaltic composition. V. 2. Interscience. – N.Y., 1968. – P. 623-688. Leake, B.E. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on amphiboles of the International mineralogical association, Commission on new minerals and mineral names / B.E. Leake, A.R. Woolley, Ch.E.S. Arps, W.D. Birch, M.Ch. Gilbert et al. // The Canadian mineralogist. – 1997. – V. 35. – P. 219-246. Morimoto, N. Nomenclature of pyroxenes / N. Morimoto // The Canadian mineralogist. – 1989. – V. 27. – P. 143-156. 199 Mullen, E.D. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis / E.D. Mullen // Earth and planetary science letters. – 1983. – V. 62. – P. 53-62. Nicolas, A. Structures of ophiolites and dynamics of oceanic lithosphere / A. Nicolas. – L.: Kluwer, 1989. – 367 p. Nimis, P. Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer / P. Nimis, W.R. Taylor // Contributions to mineralogy and petrology. – 2000. – V. 139. – № 5. – P. 541-554. Otten, M.T. The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites / M.T. Otten // Contribution to mineralogy and petrology. – 1984. – V. 86. – P. 189-199. Pearce, J.A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for archean oceanic crust / J.A. Pearce // Lithos. – 2008. – V. 100. – P. 14–48. Pearce, J.A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate margins / J.A. Pearce // In andesites: orogenic andesites and related rocks. – 1982. – P. 525-548. Pearce, J.A. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses / J.A. Pearce, J.R. Cann // Earth and planetary science letters. – 1973. – V. 19. – P. 290-300. Roeder, P.L. Growth forms and composition of chromian spinel in MORB magma: diffusion-controlled cristallization of chromian spinel / P.L. Roeder, A. Poustovetov, N. Oskarsson // The Canadian mineralogist. – 2001. – V. 39. – P. 397-416. Roeder, P.L. Chromite: from the fiery rain of chondrules to the Kilauea Iki lava lake / P.L. Roeder // The Canadian mineralogist. – 1994. – V. 32. – P. 729-746. Shervais, J.W. Ti–V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas / J.W. Shervais // Earth and planetary science letters. – 1982. – V. 59. – P. 101-118. Sun, S. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / S. Sun, W.F. McDonough // Geological Society, Special Publications. – 1989. – V. 42. – P. 313-345. 200 Tessalina, S.G. Complex Proterozoic to Paleozoic history of the upper mantle recorded in the Urals lherzolite massifs by Re–Os and Sm–Nd systematics / S.G. Tessalina, B. Bourdon, G. Abdalmouhcine et al. // Chemical geology. – 2007. – V. 240. – P. 61–84. Williams, I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe / I.S. Williams // Reviews in economic geology. – 1998. – V. 7. – P. 1-35. Wood, D.A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province / D.A. Wood // Earth and planetary science letters. – 1980. – V. 50 (1). – P. 11-30. Zaccarini, F. Platinum-group element mineralogy and geochemistry of chromitite of the Kluchevskoy ophiolite complex, central Urals (Russia) / F. Zaccarini, E.V. Pushkarev, G. Garuti // Ore geology reviews. – 2008. – V. 33. – P. 20–30. II Фондовая литература Булыкин, Л.Д. Оценка и геолого-экономический анализ прогнозных ресурсов категорий Р3, Р2, Р1 основных твёрдых полезных ископаемых по состоянию на 1.01.98 г. по территории деятельности Уралгеолкома. Кн. 3. Хромиты / Л.Д. Булыкин – Екатеринбург. – 1997. Варганов, В.Г. Геологическая карта Урала масштаба 1:50 000. Планшеты О40-120-Б и Г.: геологический отчет о результатах работ Верхне-Сергинской партии за 1962-63гг / В.Г. Варганов, В.Г. Устюжанинов, В.А. Шилов, Н.С. Морозов – Свердловск, 1964. Гилева, Н.П. Геологическая карта Урала м-ба 1:200000, листы О-40-XXIII, O-40-XXX, O-40-XXXVI: отчет о геологическом доизучении м-ба 1:200000, проведенного Серебрянским отрядом Партии региональной геологии в 19731976гг / Н.П. Гилева, Р.П. Белковская, М.Н. Анненкова – Свердловск. – 1976. Гилева, Н.П. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:20000. Серия среднеуральская. Лист О-40-XXX: Объяснительная записка / Н.П. Гилева, И.Д. Соболев, Н.П. Фомина, Н.В. Жданова – Свердловск. – 1989. – 169 с. 201 Гилева, Н.П. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:20000. Серия среднеуральская. Лист О-40-XXXVI: Объяснительная записка / Н.П. Гилева, И.Д. Соболев, Н.П. Фомина, Н.В. Жданова – Свердловск. – 1989. – 132 с. Зенков, И.И. Геологическая карта Урала масштаба 1:50000 Листы О-40-120Б (восточная половина), О-40-120-Г (восточная половина), О-40-132-Б (восточная половина), О-40-132-Г (восточная половина), О-41-109-В, О-41-121-А. О-41-121В, О-41-133-А (северо-западная четверть): отчет Ревдинского отряда по геологической съемке и доизучению, проведенных в 1968-1973 гг. / И.И. Зенков, В.А. Шилов, И.А. Рублева, С.Г. Пестрецов и др. – Свердловск. – 1973. Олерский, В.П. Общие поиски хромитов в пределах Ключевского ультрабазитового массива в Свердловской области / В.П. Олерский и др. – Свердловск. – 1984. Пейве, А.В. Тектоника Урала: Объяснительная записка к тектонической карте Урала масштаба 1:1000 000 / А.В. Пейве, С.Н. Иванов, В.М. Нечеухин и др. – М. – 1977. – 120 с. Петров, Г.А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист О-41 – Екатеринбург: Объяснительная записка / Г.А. Петров, А.А. Жиганов, В.В. Стефановский, В.В. Шалагинов, Т.А. Петрова, Р.А. Овчинников, Т.А. Гертман – СПб. – 2011. – 492 с. Соболев, И.Д. Тектоническая карта Урала масштаба 1:1000000: объяснительная записка / И.Д. Соболев, С.В. Автонеев, Р.П. Белковская и др. – Свердловск. – 1986. – 168 с. Шилов, В.А. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия среднеуральская. Лист О-40-XXIV: объяснительная записка / В.А. Шилов, М.Н. Анненкова, И.Т. Нелюбина, С.А. Заворская, Т.М. Новак, В.Н. Соляник, Л.М. Минкин – Свердловск. – 1989. – 193 с. 202 ПРИЛОЖЕНИЕ А Таблица А.1 – Каталог точек наблюдения на Ключевском массиве Т.н. К1 Координаты Описание Пересечение по железной дороге Екатеринбург – Каменск-Уральский. 56°39’32,2" c. ш. Старый карьер в 350 м к ЮВ от ответвления дроги на 61°9’49,6" в. д. Двуреченск от автодороги Екатеринбург – Каменск-Уральский, возле западной обочины дороги. Карьер имеет диаметр 80 м при глубине до 3-5 м. В карьере обнажаются темно-зеленые массивные аподунитовые серпентиниты, местами содержащие повышенную вкрапленность акцессорной хромовой шпинели. Местами породы пересекаются тонкими свело-зелеными прожилками хризотилового, лизардитового, реже хлоритового состава. В карьере отобрана крупнообъемная проба для датирования породы по акцессорным цирконам (КЛ11-1). К3 56°38’50,3" c. ш. 61°9’10,6" в. д. В 1,5 км южнее карьера, возле железной дороги в 900 м на СЗ от ее пересечения с автодорогой встречены небольшие выходы слабо выветрелых апогарцбургитовых серпентинитов К4 56°38’50,8" c. ш. 61°9’9,5" в. д. Далее в 25 м на СЗ возле железной дороги встречены аналогичны небольшие выходы грязно-зеленых апогарцбургитовых серпентинитов К5 56°38’56,5" c. ш. 61°9’1,6" в. д. Далее в 230 м на СЗ обнаружены коренные выходы апогарцбургитовых антигоритовых серпентинитов. В серпентинитах прослеживается реликтовая среднезернистая структура гарцбургитов. К6 56°38’56,7" c. ш. 61°9’1,2" в. д. 56°38’59,0" c. ш. 61°8’58,0" в. д. В 30 м на СЗ наблюдаются аналогичные выходы К8 56°39’47,1" c. ш. 61°7’46,4" в. д. Далее в 2 км на СЗ за болотом возле остановочного пункта 40-й км встречены небольшие коренные выходы темно-зеленых аподунитовых серпентинитов. К9 56°39’47,9" c. ш. 61°7’43,8" в. д. 56°39’51,0" c. ш. 61°7’33,7" в. д. Далее в 50 м на СЗ отмечены аналогичные коренные выходы. К11 56°39’53,4" c. ш. 61°7’10,6" в. д. Далее в 400 м на запад находятся небольшие обнажения светлозеленых аподунитовых серпентинитов. К12 56°39’53,5" c. ш. 61°7’8,6" в. д. Далее в 35 м на запад встречено обнажение с аналогичными породами. К7 К10 Далее в 70 м на СЗ в встречены небольшие коренные выходы темно-зеленых сильно серпентинизированных среднезернистых дунитов. Далее в 200 м на СЗ встречены коренные выходы с темнозелеными аподунитовыми серпентинитами. 203 Таблица А.1 (продолжение) Т.н. К13 Координаты 56°39’51,0" c. ш. 61°6’37,5" в. д. Описание Далее в 550 м на запад вдоль железной дороги противопожарной бороздой вскрыт эллювиальный развал, в котором встречены не окатанные обломки темно-зеленых среднезернистых серпентинизированных гарцбургитов. Степень серпентинизации породы составляет 60-70%. К14 56°39’50,1" c. ш. 61°6’19,1" в. д. Далее в 320 м на запад встречены коренные выходы в северном борту выемки железнодорожных путей. Здесь обнажаются темно-зеленые практически полностью серпентинизированные гарцбургиты, в которых прослеживаются реликты среднезернистой структуры. К15 56°39’49,8" c. ш. 61°6’12,0" в. д. Далее в 120 м на запад встречены коренные выходы темнозеленых апогарцбургитовых серпентинитов. К17 56°40’8,3" c. ш. 61°5’19,1" в. д. Далее в 1,2 км на СЗ находится старый карьер диаметром 60 м при глубине 6-7 м, поросший молодыми соснами и кустарником. В карьере обнажаются в различной степени выветрелые темно-зеленые массивные аподунитовые серпентиниты. В наименее измененных разностях прослеживаются реликты средне-зернистой структуры. Далее на восток за счет выполаживания местности представительные обнажения пород Ключевского массива не встречены. К20 56°36’22,5" c. ш. 61°5’21,9" в. д. К21 56°36’24,6" c. ш. 61°5’8,1" в. д. Пересечения по р. Сысерть. В 100 м к западу от окраины п. Двуреченск на крутом северном берегу пруда на р. Сысерть находятся коренные выходы высотой до 3 м. В восточной части обнажения выходят светлозеленые полностью серпентинизированные дуниты. В западной части обнажения наблюдается контакт между оливковозелеными серпентинизированными дунитами и темнозелеными оливиновыми клинопироксенитами. В последних оливин так же практически полностью замещен серпентином. Породы заметно выветрелые и разрушенные, что не позволяет точно проследить направление и характер контакта. Подобные дуниты обнажаются и далее на запад на протяжении нескольких десятков метров в разрозненных небольших коренных выходах. Далее в 250 м на запад вдоль берега р. Сысерть в небольших коренных выходах обнажаются темно-зеленые серпентинизированные дуниты. Далее в нескольких метрах западнее в разрозненных коренных выходах обнажаются темно-зеленые крупнозернистые верлиты, которые далее в нескольких метрах западнее сменяются темно-зелеными аподунитовыми серпентинитами. 204 Таблица А.1 (продолжение) Т.н. К22 Координаты 56°36’25,9" c. ш. 61°5’1,0" в. д. Описание Далее в 130 м на запад в небольших разрозненных коренных выходах перемежаются темно-зеленые среднекрупнозернистые оливиновые клинопироксениты и темнозеленые крупнозернистые верлиты. К23 56°36’26,9" c. ш. 61°5’1,6" в. д. В 35 м севернее в 50 м от реки наблюдаются небольшие коренные выходы темно-зеленых средне-крупнозернистых серпентинизированных верлитов. К27 56°36’28,2" c. ш. 61°4’56,6" в. д. Далее в 100 м на запад в 50 м севернее р. Сысерть встречена старая яма размером 2,5×3×1,5 м, в которой вскрыты темнозеленые средне-крупнозернистые клинопироксениты. К25 56°36’33,7" c. ш. 61°5’7,5" в. д. Далее в 260 м на северо-восток на гребне пригорка между р. Сысерть и автомобильной дорогой п. Двуреченск – п. Фомино небольшими старыми выработками вскрыт эллювиальный развал темно-зеленых средне-зернистых клинопироксенитов. К24 56°36’34,3" c. ш. 61°5’7,5" в. д. Далее 20 м на север в аналогичных ямах наблюдается эллювиальный развал темно-зеленых крупнозернистых клинопироксенитов. К26 56°36’34,6" c. ш. 61°5’2,6" в. д. Далее по гребню в 90 м на запад встречены старые заросшие ямы размером до 3-5 м при глубине 0,5-2 м. В их бортах обнажаются серовато-зеленые крупно-гигантозернистые массивные клинопироксениты. Аналогичные клинопироксениты встречаются и далее на юго-запад по водораздельному гребню. К30 56°36’14,9" c. ш. 61°5’58,9" в. д. Пересечение по р. Исеть. Пересечение начинается непрерывным скальным обнажением высотой от 3 до 8 м, протянувшимся вдоль берега реки от автомобильного моста на несколько десятков метров на север. В нем на протяжении 30 м наблюдаются сильно выветрившиеся дуниты, имеющие коричневый цвет. Местами обнажаются грязно-зеленые аподунитовые серпентиниты, пронизанные тонкими прожилками хризотила, местами содержащие арагонит и ряд других гипергенных минералов. Далее в 60 м севернее моста и далее на север на продолжении этих скальных обнажений, достигающих здесь высоты 12-15 м, наблюдаются светло-зеленые серпентинизированные дуниты. В дунитах местами наблюдается повышенная вкрапленность хромовой шпинели, которая часто образует полосчатые и шлирово-полосчатые обособления мощностью от нескольких миллиметров до первых десятков сантиметров. В одном месте в дуните встречен гидротермальный прожилок, мощностью 1-3 см, вдоль которого наблюдается зона осветления мощностью 10-15 см в каждую сторону от прожилка, по-видимому, связанная с околожильными метасоматическими преобразованиями. 205 Таблица А.1 (продолжение) Т.н. К32 Координаты 56°36’17,2" c. ш. 61°6’6,4" в. д. Описание Далее в 150 м на СВ от т.н. К30 в 90 м к востоку от берега реки находится старый карьер размером 100×50 м при глубине до 7 м. Здесь в стенках карьера обнажаются светло-зеленые серпентинизированные дуниты. В дунитах местами наблюдается повышенная вкрапленность хромовой шпинели до 3-5%. Степень серпентинизации дунитов широко варьирует от 40 до 95%. К33 56°36’20,6" c. ш. 61°6’0,2" в. д. в 150 м на СЗ от т.н. К32, в небольшом коренном выходе на крутом берегу долины реки Исеть в 15 м выше уреза воды наблюдается тектонический контакт темно-зеленых серпентинизированных дунитов и зеленовато-черных крупнозернистых верлитов, имеющий северо-восточное простирание и крутое падение. К34 56°36’21,9" c. ш. 61°6’3,7" в. д. Далее на протяжении нескольких десятков метров на СЗ вдоль берега реки в небольших разрозненных коренных выходах обнажаются дуниты и верлиты. В т.н. К34 в 80 м к западу от реки находится старая оплывшая и заросшая травой геологоразведочная канава, простирающаяся в субмеридиональном направлении примерно на 100м. Глубина канавы не более 1 м, ширина около 1,2 м. В северном борту канавы обнажаются светло-зеленые дуниты с повышенной вкрапленностью хромовой шпинели. Местами в дунитах наблюдаются полосы мощностью до нескольких десятков сантиметров убого-вкрапленного хромитита, содержащего до 10-15% мелкозернистой хромовой шпинели. К35 56°36’23,7" c. ш. 61°5’58,8" в. д. Далее в 100 м на СЗ в небольших разрозненных коренных выходах прослеживается тектонический контакт темнозеленых среднезернистых верлитов (с северо-запада) и оливково-зеленых серпентинизированных дунитов (с юговостока). Простирание контакта северо-восточное. Далее в редких небольших обнажениях на крутом берегу реки дуниты перемежаются с верлитами. К36 56°36’24,2" c. ш. 61°5’58,9" в. д. Далее в 18 м на север в небольшом коренном выходе обнажаются темно-зеленые аподунитовые антигоритовые серпентиниты. К37 56°36’25,2" c. ш. 61°5’58,5" в. д. Далее в 40 м на СЗ на крутом склоне речной долины в 12-18 метрах выше уреза воды наблюдаются несколько старых ям диаметром до 5-7 метров и глубиной до 3-4 м. В отвесных бортах этих ям обнажаются зеленовато-черные крупнозернистые оливиновые клинопироксениты. 206 Таблица А.1 (продолжение) Т.н. К38 Координаты 56°36’28,3" c. ш. 61°5’55,4" в. д. Описание Далее в 100 м на север в небольшом коренном выходе обнажаются темно-зеленые гигантозернистые оливиновые клинопироксениты. Аналогичные клинопироксениты обнажаются и далее вдоль берега реки в редких коренных выходах на протяжении нескольких десятков метров. Далее в 25 м на север, в устье небольшого оврага обнажаются темно-зеленые тонкозернистые кварц-амфибол-хлоритовые сланцы. В сланцах наблюдается слоистость, имеющая северовосточное простирание и крутое северо-западное падение. Повидимому, сланцы локализованы в зоне тектонического разлома, поскольку в десятке метров северо-западнее них опять начинают встречаться обнажения амфиболизированных клинопироксенитов. Далее в 120 м на СЗ в небольших коренных выходах на крутом склоне долины реки выходят темно-зеленые крупногигантозернистые клинопироксениты. Далее в 30 м на СЗ в небольших коренных выходах обнажаются аналогичные клинопироксениты. Похожие клинопироксениты обнажаются и далее вдоль берега в небольших коренных выходах на протяжении нескольких десятков метров. Далее в 80 м на СЗ на крутом склоне долины р. Исеть наблюдаются коренные выходы темно-зеленых гигантозернистых незначительно амфиболизированных клинопироксенитов. Далее в 220 м на СЗ наблюдаются небольшие коренные выходы в крутом борту реки в 3 м над урезом воды. Здесь обнажаются темно-зеленые крупнозернистые неравномернозернистые оливиновые пироксениты. К39 56°36’29,0" c. ш. 61°5’54,5" в. д. К40 56°36’32,3" c. ш. 61°5’51,5" в. д. К41 56°36’32,9" c. ш. 61°5’50,1" в. д. К42 56°36’35,2" c. ш. 61°5’47,8" в. д. К43 56°36’40,7" c. ш. 61°5’39,6" в. д. К44 56°36’43,0" c. ш. 61°5’35,7" в. д. Далее в 100 м на СЗ в небольших коренных выходах наблюдаются аналогичные темно-зеленые крупнозернистые клинопироксениты. К45 56°36’43,6" c. ш. 61°5’33,6" в. д. Далее в 40 м на СЗ в небольшом коренном выходе обнажаются темно-зеленые серпентинизированные дуниты, практически полностью замещенные антигоритом. К46 56°36’49,3" c. ш. 61°5’18,9" в. д. К47 56°36’50,3" c. ш. 61°4’59,0" в. д. Далее в 310 м на СЗ наблюдается делювиальный развал в крутом борту долины реки. Здесь встречены слабо окатанные мелко-сломовые обломки темно-зеленых сильно серпентинизированных дунитов, на 80-90% замещенных антигоритом. Далее в 350 м на запад встречены небольшие коренные выходы средне-крупнозернистого габбро. Текстура габбро массивная. Клинопироксен частично замещен амфиболом, плагиоклаз полностью соссюритизирован. Далее на запад вдоль р. Исеть представительных обнажений полосчатого комплекса не встречено. 207 ПРИЛОЖЕНИЕ Б Таблица Б.1 – Микроэлементный состав (г/т) долеритов комплекса параллельных даек и вмещающих их подушечных лав из обнажения на г. Азов Порода Образец Li Be Sc Ti V Cr Mn Co Ni Cu Zn Ga Ge Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag Cd Sn Sb Te Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Долериты параллельных даек 106/1 106/4 107/1 108/2 0,5898 0,6600 0,7315 0,9446 0,3672 0,1828 0,2637 0,2591 30,9791 33,1098 37,6021 29,8085 4001,76 3162,63 4352,72 3195,33 248,265 249,311 206,280 245,390 279,417 189,391 287,818 457,059 949,097 997,905 1099,06 968,308 57,6229 54,0668 43,9937 59,5211 104,238 93,7853 80,2185 178,447 8,4306 27,7456 27,0914 71,3441 38,9579 45,5366 53,3951 43,5696 15,2526 14,2466 12,6616 13,8373 1,3925 1,0079 0,9222 1,0436 0,6232 1,1973 2,4312 1,9308 357,857 249,300 219,461 325,573 13,6433 10,0063 14,3889 9,8767 40,7100 22,9511 31,1246 39,8924 0,9766 0,3410 1,1578 0,4743 0 0 0,0486 0 0,0280 0,1960 0,0463 0,0597 0,0246 0,0273 0,0330 0,0646 0,3435 0,1454 0,3476 0,1533 0,1221 0,1044 0,0948 0,0500 0,0284 0,0262 0,0203 0,0445 0,0142 0,0248 0,0397 0,0523 24,8976 43,0935 64,5555 43,4412 3,5116 2,6139 2,0921 5,3961 10,8571 7,9982 6,9093 15,9293 1,6434 1,2089 1,0941 2,2040 8,3683 6,2942 5,7883 10,7565 2,3393 1,7614 1,8238 2,6010 0,8169 0,6438 0,7034 0,8369 2,5846 1,9027 2,2821 2,4241 Базальты подушечных лав A20-6 106/3 A20-2 A20-5 0,2046 0,4039 0,4204 0,3333 0,2002 0,2851 0,1375 0,1351 8,6390 31,6277 16,4970 14,1037 2759,83 3302,36 1972,88 2004,45 85,708 193,066 129,146 121,199 1,098 260,934 185,469 119,793 161,173 1199,02 559,203 343,789 51,1171 71,0417 61,1636 33,0641 4,7484 93,6956 69,9177 51,0515 16,5102 7,1775 6,3957 29,1323 11,1943 50,0712 25,9454 25,3810 11,3357 6,2698 8,7496 10,0132 1,1408 0,7195 0,9448 0,8459 0,1562 0,3777 1,0190 0,1964 346,405 160,666 210,825 214,556 14,7554 6,7942 6,3778 6,3398 36,8676 32,2336 18,3345 16,8734 1,1985 0,4849 0,3608 0,2857 0,0412 0 0,3369 0,1105 0,0736 0,0799 0,0313 0,1812 0,0437 0,0177 0,0092 0,0277 0,7474 0,2977 0,4507 0,5301 0,0978 0,0957 0,0492 0,0535 0,0319 0,0166 0,0480 0,0072 0,0209 0,0123 0,0550 0,0166 4,7464 17,7876 55,6115 17,9903 8,2847 1,0594 0,5361 1,4741 23,5236 3,6923 1,6666 4,4582 3,5146 0,5945 0,3196 0,6931 17,4402 3,2239 1,7058 3,5741 4,3750 0,9832 0,7255 0,9581 1,0985 0,1865 0,2366 0,3189 4,6370 1,1068 1,2125 1,2325 208 Таблица Б.1 (продолжение) Порода Долериты параллельных даек Базальты подушечных лав Образец 106/1 106/4 107/1 108/2 A20-6 106/3 A20-2 A20-5 Tb 0,3941 0,3041 0,4044 0,3313 0,6290 0,1943 0,2401 0,2115 Dy 2,6148 1,9952 2,8029 2,1232 4,0878 1,3613 1,6668 1,5153 Ho 0,5485 0,4117 0,5880 0,4038 0,8180 0,2707 0,3792 0,3636 Er 1,5664 1,1410 1,6986 1,1281 2,3428 0,8115 1,1410 1,0703 Tm 0,2239 0,1639 0,2461 0,1528 0,3428 0,1236 0,1650 0,1514 Yb 1,4706 1,1064 1,6109 1,0401 2,0801 0,7976 1,1026 1,0186 Lu 0,2152 0,1575 0,2276 0,1566 0,2686 0,1173 0,1274 0,1302 Hf 1,2547 0,7938 0,9542 1,2144 1,7842 1,0837 0,9246 0,9328 Ta 0,0798 0,0369 0,0801 0,0358 0 0,0436 0 0 Tl 0,0308 0,0477 0,0408 0,0707 0,0783 0,0282 0,0957 0,0399 Pb 2,2233 0,4352 4,3018 0,6477 0,8254 0,3581 0,2341 0,3340 Bi 0,0140 0,0381 0,0172 0,0227 0 0,0241 0 0 Th 0,3284 0,2487 0,1287 0,5305 0,7600 0,2773 0,1647 0,2516 U 0,1257 0,1080 0,0566 0,1606 0,2390 0,0744 0,0798 0,0537 Примечание: здесь и далее анализы выполнены на ICP MS анализаторе ELAN 9000 в Центре коллективного пользования «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН им. А.Н. Заварицкого, аналитики Н.Н. Адамович и Д.В. Киселева. 209 ПРИЛОЖЕНИЕ В Таблица В.1 – Микроэлементный состав (г/т) пород Мариинского комплекса в западном обрамлении Ревдинского массива Обнажение Порода Образец Li Be Sc Ti V Cr Mn Co Ni Cu Zn Ga Ge Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag Cd Sn Sb Te Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd г. Лысая р. Ревда г. Токариха Будина Амфиболитовый сланец метагаббро Р8-2 Р8-3 Р1-1 Р18-2 Р19-1 1,2274 1,6030 1,1714 1,3989 0,8016 0,2352 0,1189 0,1304 0,2568 0,2652 17,7114 19,2902 12,2809 15,4917 17,2433 4920,94 1096,57 2752,02 4006,15 5389,00 152,205 92,920 100,640 119,660 148,474 60,934 290,075 172,345 132,126 30,522 423,437 491,059 429,802 587,793 419,993 33,1403 34,1787 32,4885 48,3906 37,1079 25,9297 93,2887 66,3067 45,6131 22,3941 29,5787 10,2846 56,5381 56,1091 39,5571 52,7991 28,1924 33,3318 54,7216 53,2071 10,9900 7,3592 9,0671 10,3161 10,4900 1,1213 1,2186 1,0263 0,9512 1,0492 2,1146 1,0386 1,4306 1,3578 1,9153 178,460 151,083 159,293 164,879 127,779 15,8450 4,9673 10,6955 14,3203 19,9859 14,6733 5,7256 8,8561 9,0877 13,4970 3,0606 0,1833 0,8598 2,3804 3,3723 0,2565 0,0857 0,0736 0,1941 0,2178 0,2124 0,0413 0,0336 0,0913 0,1287 0,2731 0,0792 0,0784 0,1293 0,1788 0,9373 0,4253 0,6318 0,8679 1,1204 0,0642 0,1482 0,0341 0,0688 0,0751 0,0115 0,0687 0,0320 0,0190 0,0104 0,0517 0,0347 0,0320 0,0468 0,0477 34,5944 47,4159 26,6030 27,5158 32,5625 4,2617 0,8277 1,7004 4,1186 5,2525 12,4390 2,2004 5,2234 11,9685 15,5410 1,9551 0,3483 0,9074 1,9125 2,4957 10,2859 2,0192 4,9525 10,0894 13,5292 3,0817 0,7409 1,6601 2,8883 4,0145 1,1457 0,3964 0,7695 1,1141 1,5129 3,6579 1,0147 2,2404 3,7412 5,2001 Карьер* Метабазальт Р40-2 9,9164 0,3772 24,3576 4851,86 233,325 87,0369 535,576 35,8135 37,4897 122,499 121,225 14,8681 0,9552 3,8742 300,595 18,5922 15,2929 1,9026 0,2348 0,1762 0,3064 0,7815 0,1039 0,0132 0,0798 19,4823 6,6651 19,0814 2,9667 14,8804 4,2365 1,3898 4,0126 210 Таблица В.1 (продолжение) Обнажение г. Лысая р. Ревда г. Токариха Будина Порода Амфиболитовый сланец метагаббро Образец Р8-2 Р8-3 Р1-1 Р18-2 Обр. Tb 0,5677 0,1826 0,3483 0,5863 0,8146 Dy 3,6045 1,2042 2,3469 3,7658 5,1611 Ho 0,7346 0,2581 0,5189 0,7894 1,0999 Er 2,1731 0,7152 1,4531 2,3096 3,1429 Tm 0,3044 0,1019 0,2082 0,3323 0,4429 Yb 1,9845 0,7035 1,2872 2,0825 2,7019 Lu 0,2644 0,0869 0,1809 0,2969 0,3702 Hf 0,6986 0,2917 0,4006 0,5491 0,7380 Ta 0,0963 0 0 0 0,0818 W 98,404 96,080 91,070 195,564 123,440 Tl 0,0498 0,1528 0,0252 0,0139 0,0496 Pb 5,0760 0,7350 0,3360 0,7670 1,2007 Bi 0,0099 0 0 0 0 Th 0,2150 0,0363 0,0700 0,1881 0,2231 U 0,1063 0,0345 0,0312 0,0784 0,0819 Примечание: Карьер* – карьер возле п. Мариинск. Карьер* Метабазальт Р8-2 0,6111 3,7506 0,7855 2,2087 0,3044 1,6636 0,1958 0,5422 0,1210 28,5823 0,4165 4,2261 0,0330 0,3633 0,1160 211 ПРИЛОЖЕНИЕ Г Таблица Г.1 – Микроэлементный состав (г/т) габбро (обр. Д19-5, Д3-5, Д9-4) и кварцевых диоритов (обр. Д13-11) из скринов в пакетах параллельных даек в восточной части Ревдинского массива Обнажение Образец Li Be Sc Ti V Cr Mn Co Ni Cu Zn Ga Ge Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag Cd Sn Sb Te Cs Ba La Ce Pr Nd Sm г. Груберские Д19-5 3,3991 0,1377 23,892 1851,4 89,12 217,28 688,71 49,078 117,23 25,597 28,074 10,469 0,9992 1,5549 185,30 6,0947 8,1553 н/о 0,0955 0,0160 0,0409 0,1987 0,1247 0,0002 0,0772 13,819 0,7668 2,5258 0,4559 2,2336 0,8501 г. 489,3 м г. 442 м Д3-5 1,8136 0,6030 29,413 3437,5 188,62 108,60 555,65 40,262 31,026 35,637 41,093 14,237 1,3376 2,6147 204,47 16,601 16,945 2,7276 0,1288 0,0957 0,0885 0,9601 0,0289 0,0000 0,0556 49,393 5,1138 13,863 2,0223 9,6599 2,6488 Д9-4 1,5776 0,5006 33,880 11846 300,54 0,6980 892,24 50,738 12,258 74,888 39,887 12,121 1,1840 3,2355 263,07 11,071 15,921 3,8760 0,2378 0,4594 0,0791 1,2548 0,0629 0,0005 0,0651 27,057 2,2904 6,3299 0,9878 5,0322 1,6264 г. Ельчевишная Д13-11 6,5688 0,9962 17,386 3709,8 148,90 5,2953 1016,85 53,894 5,7453 38,851 69,741 18,247 1,5121 9,3257 532,56 16,320 8,5503 3,9238 0,5160 0,1368 0,0794 0,6105 0,0382 0,0067 0,2245 144,82 14,133 34,312 4,5319 18,049 3,9388 212 Таблица Г.1 (продолжение) Обнажение Образец Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta W Tl Pb Bi Th U г. Груберские Д19-5 0,5495 1,0853 0,1898 1,3919 0,2749 0,7161 0,1016 0,6447 0,0976 0,3803 н/о 104,35 0,0099 0,4735 0,0066 н/о н/о г. 489,3 м г. 442 м Д3-5 1,0672 2,8029 0,4668 3,1240 0,6694 2,0827 0,2783 1,8827 0,2642 0,7777 0,2261 106,90 0,5208 0,9390 н/о 0,2659 0,0827 Д9-4 0,9326 2,1665 0,3585 2,4715 0,5117 1,4835 0,1967 1,2774 0,1823 0,8247 0,3373 119,62 1,6074 0,9610 0,0139 0,1044 0,0597 г. Ельчевишная Д13-11 1,3773 3,4996 0,5126 3,1671 0,6622 1,8737 0,2921 1,9887 0,3040 0,5165 0,2473 232,05 0,0228 2,6280 0,0109 1,0376 0,3724 213 ПРИЛОЖЕНИЕ Д Таблица Д.1 – Микроэлементный состав (г/т) долеритов комплекса параллельных даек 1-й и 2-й генерации в восточной части Ревдинского массива Обнажение Генерация Образец Li Be Sc Ti V Cr Mn Co Ni Cu Zn Ga Ge Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag Cd Sn Sb Te Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu г. Груг. 442 м берские 1-я 2-я 1-я 2-я Д6-2 Д3-2 Д30-2 Д18-1 Д10-4 Д15-2 3,7286 5,2138 14,582 2,5169 2,4474 4,4934 0,5909 0,2653 0,3648 0,2369 0,2886 0,3203 32,417 26,148 51,695 42,729 34,065 26,188 5536,6 2756,7 3866,4 5215,2 2708,8 2821,6 215,32 268,47 271,01 223,81 161,28 268,91 316,67 20,421 1307,6 350,49 269,86 4,6012 708,39 623,94 1242,2 790,27 518,63 598,91 44,013 37,977 80,114 64,738 46,023 28,620 108,91 17,809 426,79 83,434 70,605 5,2662 47,036 93,421 45,989 66,747 12,280 276,10 62,785 50,938 84,006 45,109 34,722 186,99 13,535 15,051 12,595 13,757 12,032 15,377 1,2129 1,1460 1,7647 1,4810 1,1881 1,1849 10,4950 2,0067 5,2832 0,2925 15,505 4,4162 148,40 418,89 92,048 225,58 263,40 337,62 23,811 9,5471 8,5825 11,448 11,550 12,651 28,008 11,645 23,647 15,658 26,251 22,674 3,8015 1,0526 0,9546 0,4841 1,3029 1,1475 0,1418 0,0458 0,3855 0,0937 0,0844 0,8167 0,0909 5,8880 0,0432 0,0612 0,3151 0,5065 0,0668 0,1494 0,0762 0,0704 0,0324 0,7734 0,9539 0,3489 0,4270 0,2381 0,6969 0,6460 0,0918 0,0956 0,0646 0,7872 0,0753 0,1514 0,0096 0,0021 0,0099 0,0370 0,0000 0,1121 0,1393 0,0626 0,1524 0,0281 0,2749 0,0878 76,472 31,120 76,163 7,510 99,917 39,061 5,2688 3,1444 4,3105 1,0842 3,1017 5,9432 15,684 8,1492 11,3459 3,8051 8,7982 15,251 2,5588 1,2451 1,6128 0,7113 1,3656 2,3422 12,905 6,0172 7,3037 3,7812 6,9244 11,605 3,9983 1,7738 1,9994 1,6563 2,0210 2,8907 1,3189 0,7722 0,7365 0,8989 0,6753 1,0274 г. 489,3 м г. Ельчевишная 1-я Д13-8 6,0053 0,6955 22,722 3419,6 186,83 53,783 962,13 48,869 26,390 69,517 72,711 17,232 1,5757 13,907 371,79 12,134 31,565 2,0089 0,5091 0,1321 0,1111 0,5586 0,2962 0,0293 0,2710 179,77 9,3821 22,846 3,1018 12,786 2,9359 1,0748 2-я Д13-7 8,6461 0,3992 26,517 3869,9 248,69 3,2543 967,52 49,400 7,3509 101,46 61,305 17,227 1,4372 9,9962 559,18 11,756 17,047 1,0246 0,5616 0,0797 0,0957 0,3780 0,3190 0,0829 0,2402 133,22 6,8285 16,162 2,3246 9,9410 2,5128 0,9529 214 Таблица Д.1 (продолжение) Обнажение Генерация Образец Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta W Tl Pb Bi Th U г. 489,3 м 1-я Д6-2 4,3784 0,7003 4,7325 0,9661 2,9403 0,3761 2,5453 0,3448 1,2833 0,2426 55,588 0,2490 0,4124 0,0105 0,3118 0,0798 2-я Д3-2 Д30-2 1,7713 1,9007 0,2846 0,3002 1,9471 1,8133 0,4221 0,3524 1,2032 1,0366 0,1540 0,1488 1,0077 0,9936 0,1412 0,1366 0,4324 0,7183 0,0698 0,0340 96,059 37,028 1,1536 0,0974 1,1134 1,0705 0,0051 0,0211 0,1811 0,2330 0,1060 0,1507 г. Груг. 442 м берские 1-я 2-я Д18-1 Д10-4 Д15-2 2,1255 2,1441 2,5927 0,3573 0,3322 0,3905 2,4728 2,2602 2,5185 0,5094 0,4637 0,5129 1,3819 1,3505 1,4814 0,1932 0,1886 0,1978 1,2284 1,2152 1,2566 0,1669 0,1726 0,1850 0,6303 0,9844 0,7423 0,0462 0,1037 0,0509 165,58 117,17 55,108 0,0146 1,1583 0,2954 0,2615 0,6322 9,4456 0,0047 0,0022 0,0655 0,0231 0,2793 0,6171 0,0132 0,0846 0,2290 г. Ельчевишная 1-я Д13-8 2,5613 0,3904 2,4561 0,4947 1,4049 0,2208 1,4872 0,2304 0,9318 0,1214 154,25 0,0408 4,3828 0,0309 1,0922 0,3169 2-я Д13-7 2,4396 0,3822 2,3890 0,4820 1,5175 0,2175 1,4815 0,2311 0,5593 0,0700 126,14 0,0338 1,7156 0,0189 0,4189 0,1189 215 ПРИЛОЖЕНИЕ Е Таблица Е.1 – Микроэлементный состав (г/т) пород жильной диорит-тоналитовой серии, прорывающей параллельные долеритовые дайки 1-й генерации и габбро в восточной части Ревдинского массива (обр. Д19-3 и Д6-4), а так же метаморфизованные долериты офиолитовой ассоциации в восточном обрамлении Ревдинского массива в заброшенном карьере (обр. А25-1) Обнажение Образец Li Be Sc Ti V Cr Mn Co Ni Cu Zn Ga Ge Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag Cd Sn Sb Te Cs Ba La Ce Pr г. Груберские Д19-3 3,3324 0,3724 9,4911 1736,8 52,99 30,956 417,88 76,670 32,596 29,952 18,203 18,141 1,1882 1,7382 631,56 4,1119 12,480 0,8154 1,0987 0,0863 0,0428 0,3145 6,8979 0,0207 0,0864 35,367 2,4347 5,9408 0,7994 г. 489,3 м Д6-4 0,8217 0,3803 16,732 3373,4 29,402 2,2165 286,55 48,172 9,3954 38,455 19,197 18,288 1,2546 0,3400 228,53 43,505 15,780 5,8852 0,1811 0,1377 0,0549 1,0773 0,1971 0,0000 0,0491 12,607 8,9105 28,2485 4,9758 Карьер* А25-1 0,647 0,573 13,746 3666,64 65,892 6,921 201,230 132,850 15,405 7,116 10,535 12,948 0,890 2,340 327,653 21,131 29,719 1,589 0,122 0,483 0,060 0,816 0,012 0,014 0,046 44,646 7,709 22,633 3,486 216 Таблица Е.1 (продолжение) Обнажение г. Груберские г. 489,3 м Карьер* Образец Д19-3 Д6-4 А25-1 Nd 3,3148 27,772 16,481 Sm 0,8128 8,6492 4,241 Eu 0,6806 2,9340 1,052 Gd 0,8125 9,0202 4,350 Tb 0,1340 1,3921 0,655 Dy 0,8196 9,2361 4,146 Ho 0,1628 1,8341 0,877 Er 0,4800 5,2143 2,539 Tm 0,0767 0,6696 0,361 Yb 0,4752 4,0899 2,266 Lu 0,0673 0,5265 0,322 Hf 0,3947 0,5134 1,509 Ta 0,0689 0,2463 0,213 W 399,27 248,39 519,848 Tl 0,0419 0,1624 6,487 Pb 0,7749 0,8197 0,551 Bi 0,0046 0,0000 н/о Th 0,1372 0,2801 1,693 U 0,0505 0,0986 0,350 Примечание: *- Заброшенный карьер в 3 км к северу от г. Азов (см. главу 3).
