Уральская полевая геологическая практика

1.2.2. Сыростанский массив

Данный интрузив расположен юго-западнее Тургоякского и отделен от него узким (1-2 км) перешейком вмещающих пород (рис.1.16). В плане Сыростанский плутон немного вытянут в северо-восточном направлении (размеры 11х12 км, площадь 120 км²). Большая часть массива обнажена плохо. Студентами изучаются два ключевых участка: карьер у пос. Хребет в юго-западной части плутона и зона восточного контакта в районе пос. Сыростан. Известны также протяженные выходы гранитоидов в железнодорожных выемках, но изучать их затруднительно. Породы массива охватывают широкий спектр составов, от габброидов до лейкогранитов.

Рис. 1.26. Взаимоотношения пород Сыростанского массива в карьере Хребет

Вмещающие породы в окрестностях карьера Хребет представлены массивными кварцитами, а в районе с. Сыростан - субвертикально залегающими кварц-хлорит-серицитовыми сланцами и мраморами рифейской уреньгинской свиты. На фоне регионального метаморфизма фации зеленых сланцев (температурный диапазон 350-550^oС) экзоконтактовые изменения почти не заметны. Морфология западного контакта не установлена. Для восточного контакта типичны многочисленные апофизы мелко-среднезернистых биотитовых гранитов мощностью от 10 см до 5 м и протяженностью в десятки метров. В гранитах присутствуют маломощные (до 5 см) пегматоидные жилы, а на участках непосредственного контакта с вмещающими мраморами развиваются известковые скарноиды, подвергшиеся среднетемпературным эпидот-хлоритовым изменениям. Мощность зон скарнирования достигает 20 см. В 100-200 м вглубь массива в элювио-делювиальных развалах мелкозернистые граниты резко, без постепенного перехода сменяются крупнозернистыми - вероятно, мелкозернистые граниты слагают фазовое тело, приуроченное к контактовой зоне.

В карьере Хребет интрузивные породы весьма разнообразны по структуре и составу. Взаимоотношения различных пород, наблюдаемые в стенках карьера и в крупных обломках (рис. 1.26), позволяют выделить следующие фазы:

1. Амфиболизированные габброиды - от мелкозернистых с диабазовой структурой до крупно- и гигантозернистых. Нередко удается наблюдать существенное изменение размера кристаллов на интервале 5-10 см. Текстура пород разнообразная - массивная, такситовая, гнейсовидная. Темноцветные минералы представлены роговой обманкой и биотитом в переменных соотношениях; вместе они занимают от 40 до 65% объема породы. Характерно повышенное содержание акцессорного сфена, видимого невооруженным глазом.

Габброиды слагают серию тел размером до нескольких десятков метров, рассеченных многочисленными дайками и жилами более поздних фаз (рис.1.26а). В карьере не обнаружены активные интрузивные контакты базитов, за исключением контактов даек микродолеритов и диорит-порфиритов жильной серии. Вместе с тем, наряду с угловатыми ксенолитами габброидов в гранитоидном матриксе (рис. 1.26б,в) нередко встречаются включения округлые, округло-уплощенные, с извилистыми контактами - свидетельство смешения двух расплавов (рис. 1.26г).

Крупно- и гигантозернистые габброиды ("габбро-пегматиты") обычно слагают жилы и тела неправильной формы (до 80 см) в более мелкозернистых габброидах; контакты тел нерезкие. Почти всегда крупнозернистые породы более лейкократовые, чем вмещающие их породы, и по составу соответствуют диоритам и габбро-диоритам. Обычны псевдоморфозы биотита по амфиболу. Вероятно, эти образования являются продуктом перекристаллизации габброидов под воздействием гранитных флюидов.

2. Гранодиориты и биотитовые граниты - серые среднезернистые породы массивной, такситовой, полосчатой и гнейсовидной текстуры. Содержат многочисленные включения габброидов первой фазы, содержание которых участками достигает 30-35% общего объема. Ориентировка включений и полосчатости указывает на субвертикальное движение расплава (и, соответственно, на субвертикальное положение контакта массива). Нередко встречаются следы ассимиляции базитового вещества гранитоидным расплавом: вариации содержания темноцветных минералов, нечеткие границы включений, "теневые" ксенолиты. Происхождение гнейсовидности и полосчатости гранодиоритов, очевидно, связано с процессами смешения магм контрастного состава при их совместном движении (рис. 1.26д).

Рис. 1.27. Микрофотография амфиболизированного и биотитизированного субщелочного габбродолерита первой фазы Сыростанского массива

Породы двух первых разновидностей слагают не менее 95% объема вскрытой карьером юго-западной части Сыростанского массива.

3. Дайки различного состава - от ультракислого (аплиты) до средне-основного (диорит-порфириты) и основного (микродолериты), мощностью от первых сантиметров до первых метров. Выделяется несколько генераций даек (рис. 1.26е). Наиболее ранние отличаются невыдержанной мощностью, неровными контактами и отсутствием зон закалки, что, по-видимому, объясняется внедрением расплава в вязкий, не полностью раскристаллизованный субстрат. Более поздние тела имеют резкие ровные контакты и, по-видимому, заполняют контракционные прототектонические трещины (преимущественно диагональные и субгоризонтальные, D- и Q-систем). Нередко эти дайки ветвятся, одновременно следуя нескольким системам трещин. Наиболее молодые дайки микродолеритов и диорит-порфиритов характеризуются максимальной выдержанностью мощности и простирания и четко выраженными зонами эндоконтактовой закалки. В отличие от остальных жильных образований, они секут пегматоидные тела, что указывает на существенный отрыв во времени от образования большей части массива.

Амфиболизированные габброиды (рис. 1.27) сложены плагиоклазом (20-60%) и роговой обманкой (40-80%). Нередко породы содержат биотит (до 20%); акцессорные минералы представлены обильным (до 3%) сфеном, апатитом и цирконом.

Плагиоклаз (гипидиоморфные кристаллы от десятых долей миллиметра до 3-4 мм) зональный, от андезин-лабрадора An51 в центральных частях зерен до олигоклаза An_20-24 по краям. По данным зондового микроанализа, состав зерен может изменяться весьма нерегулярно (рис.1.28), что свидетельствует об интенсивном постмагматическом изменении пород. Очевидно, частичная деанортизация плагиоклаза, полная

Рис. 1.28. Фотография в отраженных электронах габброидов первой фазы Сыростанского массива

Рис. 1.29. Микрофотографии среднезернистых гранодиоритов второй фазы Сыростанского массива

амфиболизация пироксенов и широкое распространение биотита связаны с воздействием флюидов, выделявшихся из гранитоидных расплавов. Амфибол образует гипидиоморфные призматические кристаллы, синевато-зеленые по Ng. По данным микроанализа (Попов и др., 2001), он принадлежит ряду паргасит-роговая обманка, а его железистость [f = 100Fe/(Fe+Mg)] варьирует от 35 до 54. Биотит представлен ксеноморфными выделениями, красновато-бурыми по Ng. Его железистость (42-64) несколько выше, чем у амфибола.

Гранодиориты (рис.1.29) - равнозернистые и слабо порфировидные породы, включают плагиоклаз (50-60%), кварц (20-25%), биотит и роговую обманку (в переменных соотношениях, вместе от 8 до 30%), калий-натровый полевой шпат (5-10%), акцессорные сфен, циркон, ортит и магматический эпидот. Плагиоклаз представлен гипидиоморфными кристаллами (до 4 мм) олигоклаза An_28-15 со слабо проявленной осцилляционной зональностью. В меланократовых разностях - кварцевых диоритах центральные части зерен плагиоклаза более кальциевые, до An45, и имеют более отчетливую зональность. Амфибол и биотит по составу практически не отличаются от минералов, входящих в состав габброидов. Магматическая природа некоторых выделений эпидота подтверждается его структурными взаимоотношениями с кристаллами высокотемпературных минералов, а также находками графических агрегатов кварца, плагиоклаза и эпидота (рис.1.30), свидетельствующими об их совместной эвтектической кристаллизации.

Рис. 1.30. Фотография графических срастаний кварца, эпидота и плагиоклаза в гранодиоритах второй фазы Сыростанского массива.

Жильные граниты (рис.1.31) - как правило, мелкозернистые, сложены кварцем (25-35%), кислым плагиоклазом (30-40%), микроклином и микроклин-пертитом (15-25%), биотитом (1-5%). Акцессорные минералы те же, что в гранодиоритах, но присутствуют в меньших количествах. Калий-натровый полевой шпат иногда образует порфировидные выделения (порфиробласты?) до 1 см, с мелкими включениями остальных минералов.

Рис. 1.31. Микрофотография биотитовых гранитов третьей фазы Сыростанского массива

Во всех кислых породах нередко встречаются мирмекиты (рис.1.32) - тонкие срастания кварца с альбитом, формирующиеся на глубинах свыше 1 км на заключительных стадиях магматической кристаллизации (Попов, 2000).

Эпигенетические изменения пород вполне обычны для габброидов и гранитоидов: соссюритизация и серицитизация плагиоклаза, хлоритизация железо-магнезиальных минералов, лейкоксенизация сфена, развитие вторичного альбита, мусковита, кварца и эпидота. Обычно новообразованные минералы занимают не более 10% породы, но встречаются прожилки мощностью до 1 см, полностью выполненные минералами гидротермальной ассоциации, чаще всего кварцем, хлоритом, эпидотом и пиритом.

Рис. 1.32. Микрофотография мирмекитовых срастаний кварца и альбита в биотитовых гранитах третьей фазы Сыростанского массива

Вопрос о механизме становления Сыростанского массива в настоящее время продолжает дискутироваться. По мнению Е.Н. Граменицкого (1990), массив является результатом метамагматического замещения толщи амфиболитов. В.С. Попов с соавторами (2001) указывают на существенно кварцитовый состав вмещающих пород и на реликты первично-магматических структур "амфиболитов". Если принять во внимание несомненно интрузивный характер восточного контакта плутона, вторая точка зрения выглядит намного предпочтительнее.

В.С.Попов с соавторами (2001) выделяют пять интрузивных ритмов, каждый из которых включает близодновременно внедрившиеся основные и кислые образования, а также продукты их смешения. Различия в составе пород различных ритмов незначительны (рис.1.33), и для некоторых ритмов роль ведущего диагностического признака отводится текстурным особенностям пород (гнейсовидности). Вместе с тем, нельзя исключить, что в синхронно формирующейся группе фазовых тел в зависимости от локальных условий могут проявляться разные текстуры. Кроме того, внедрение гранитоидной магмы непосредственно вслед за становлением габбрового интрузива (до окончания кристаллизации последнего) должно привести к тому, что в кислом матриксе будут присутствовать как угловатые обломки габброидов, так и застывшая эмульсия базитового расплава, и этот факт можно ошибочно интерпретировать как результат двухфазного внедрения габброидов (до гранитоидов и синхронно с ними). Отсутствие секущих контактов габброидов по отношению к гранитоидам (за исключением самых поздних даек) дает основания для построения альтернативной модели формирования массива, предполагающей последовательное, но близкое во времени внедрение двух главных фаз - габброидов и гранодиоритов (с широкими проявлениями гибридизма), за которыми последовало становление жильной серии, включающей: (1) дайки и жилы биотитовых гранитов и лейкогранитов, (2) дайки и жилы аплитов и пегматитов, (3) дайки диорит-порфиритов и микродолеритов.

Рис. 1.33. Петрохимические диаграммы для пород Сыростанского и Тургоякского массивов

Геохимическая характеристика пород и возможные источники магм

На петрохимических диаграммах (рис. 1.33) точки пород сыростанского комплекса образуют отчетливо выраженный тренд. Характеристики пород Тургоякского и Сыростанского массивов весьма близки, что подтверждает предположение об их генетическом родстве. Породы среднего и основного состава соответствуют субщелочному ряду (субщелочные габбро - монцониты - кварцевые монцониты), точки кислых пород группируются вблизи границы полей нормальной и повышенной щелочности (рис. 1.33а). Коэффициент глиноземистости
Al/(K+Na+2Ca) в гранитоидах в подавляющем большинстве случаев ниже 1.05 (рис. 1.33е), что считается типичным для I-гранитов, образующихся за счет плавления метабазитового субстрата (White, Chappel, 1974).

Исходя из вариаций состава габброидов, особенно контрастно разделяющихся по содержаниям фосфора, титана и щелочей (рис. 1.33а-в), можно предположить, что мантийный источник не был однородным по составу. Первичными коровыми выплавками, вероятно, были магмы гранодиоритового состава, выделяющиеся крайне низким калий-натровым отношением (рис. 1.33г). Именно эти расплавы активно взаимодействовали с габброидными магмами, что привело к появлению тренда с необычной отрицательной корреляцией кремнекислотности и калий-натрового отношения - явление аномальное для процессов кристаллизационной дифференциации, но вполне закономерное в случае взаимодействия разных расплавов. Очевидно, смешение кислых и базитовых магм в основном происходило не в конечной камере, а в относительно глубинных промежуточных очагах: от ранних фаз к поздним доля пород среднего состава увеличивается, а текстурные признаки смешения становятся все менее заметными.

Спектры распределения содержаний элементов-примесей (рис. 1.34) оказались близкими для всех выявленных петрохимических групп. На всех диаграммах присутствуют типичные для островодужных комплексов отрицательные аномалии содержаний Ta, Nb и Ti. На дискриминационных диаграммах точки пород Сыростанского и Тургоякского массивов образуют компактную группу в поле гранитоидов активных континентальных окраин (рис.1.13). Спектры редкоземельных элементов в габброидах (рис.1.34г) также близки таковым известково-щелочных и субщелочных серий энсиалических островных дуг (умеренный положительный наклон графиков, отсутствие европиевой аномалии). От габброидов к гранитам содержания всех несовместимых элементов заметно снижаются. Наиболее быстро убывают содержания средних редкоземельных элементов (рис.1.34г-е), что указывает на фракционирование минералов группы амфибола.

Поскольку гранитоиды в составе Сыростанского массива занимают больший объем, чем габброиды, исключена возможность образования кислых расплавов за счет фракционной кристаллизации базальтовой магмы. Остается предположить, что гранодиоритовые магмы являются продуктом частичного плавления материала более древних в сравнении с массивом (силурийско-девонских?) островодужных комплексов, имеющих общий источник с габброидами Сыростанского плутона.

Рис. 1.34. Нормализационные графики содержаний элементов-примесей и редкоземельных элементов

Состав биотитов гранитоидов также подтверждает предположение о генетическом родстве Сыростанского и Тургоякского интрузивов. На диаграмме железистость-глиноземистость (Путинцев и Григорьев, 1993) точки биотитов обоих массивов расположены в полях I-гранитоидов (рис.1.15). Невысокая в сравнении с биотитами Чашковского массива железистость (0.5-0.6) указывает на кристаллизацию в относительно окислительной обстановке (Wones, Eugster, 1965, Czamanske, 1981, Путинцев, Григорьев, 1993), что согласуется с данными о присутствии в гранитоидах сыростанского комплекса значительных количеств акцессорного магнетита.

Глубина становления

В работе В.С.Попова и др. (2001) приведены оценки давления при кристаллизации интрузивов сыростанского комплекса, выполненные с использованием методов минеральной термобарометрии:

Оценки давления соответствут глубинам от 5 до18 км и снижаются от ранних ритмов к поздним, что послужило основой для предположения о быстрой денудации кровли массивов в ходе их становления (Попов и др., 2001). Следует отметить, что большинство амфиболовых барометров разработано для кварцевых парагенезов, и надежность данных, полученных по габброидам, не бесспорна. Из изученных образцов лишь породы Тургоякского массива содержат кварц и амфибол, находящиеся в равновесии; оценки давления соответствуют глубинам в 11-14 км. О значительной глубине кристаллизации пород свидетельствует магматический эпидот, присутствующий в породах четырех первых ритмов из пяти, выделенных В.С.Поповым. Таким образом, глубина становления массивов сыростанского комплекса с высокой долей вероятности оценивается в 10-15 км, а предположение о трехкратном сокращении мощности кровли за период формирования интрузивов нуждается в подтверждении другими методами.

Возраст

Отсутствие ясно выраженной гнейсовидности в гранитоидах Тургоякского массива и ее ограниченное распространение в породах Сыростанского плутона указывают на то, что массивы данного комплекса кристаллизовались после завершения активных тектонических процессов. Поскольку массивы расположены непосредственно в зоне Главного Уральского разлома (рис. 1.1, 1.16), возраст гранитоидов принимается за верхнее ограничение периода интенсивных движений в данной зоне.

Возраст пород Тургоякского интрузива, определенный K-Ar методом (Турбанов и др., 1984), для гранитов центральной части составляет 31418 млн лет, для гранодиоритов и граносиенитов - 33518 млн лет, что соответствует ранне- и среднекаменноугольной эпохам. Радиоизотопный возраст пегматоидных образований составляет 29513 млн лет (поздний карбон - ранняя пермь) и, вероятно, является результатом нарушения изотопной системы.

Новейшие сведения о возрасте Сыростанского массива, полученные путем определения отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb в цирконах (Монтеро и др., 1998), следующие: "деформированные" габброиды и ассоциирующие с ними гранодиориты - 3345 млн лет, прорывающие их массивные граниты - 3274 млн лет, что соответствует серпуховскому веку. Ядра некоторых цирконов из массивных гранитов имеют протерозойский возраст - 181627 млн лет, что свидетельствует об участии в магмогенерации вещества древней континентальной коры.

Таким образом, основные движения на южноуральском отрезке зоны Главного Уральского разлома прекратились еще до начала среднего карбона, и не возобновлялись даже в период мощной континентальной коллизии.