Уральская полевая геологическая практика

1.3 Ильменогорский массив миаскитов и сиенитов

Рис. 1.35. Схема геологического строения массивов ильмено-вишневогорского щелочного комплекса

Ильменогорский массив принадлежит к Ильменогорско-Вишневогорской щелочной провинции, пространственно приуроченной к центральной части Сысертско-Ильменогорского антиклинория Восточноуральской мегазоны. Плутонические образования данной провинции располагаются симметрично (рис.1.35); Ильменогорский массив представляет их южную часть, Вишневогорский - северную, а вдоль осевой зоны прослеживается пояс щелочных метасоматитов и даек сиенитов и карбонатитов - "Центральная щелочная полоса" (Левин, 1974). Образования ильмено-вишневогорского комплекса приурочены к широтной полосе, включающей разновозрастные (от раннего рифея до позднего палеозоя) щелочные магматические и метасоматические комплексы - Уфимско-Челябинской структуре (Левин, Роненсон, 1997).

Рис.1.36. Схема строения Ильменогорского миаскитового массива

В современном рельефе Ильменогорскому плутону соответствует Ильменский хребет, ориентированный субмеридионально, вдоль восточной окраины г. Миасс. В плане массив имеет форму капли, расширяющейся к югу (длина - 18 км, максимальная ширина - 4.5 км, площадь - 50 км₂). В объеме плутон представляет собой согласную факолитообразную залежь в замке Ильменогорской антиформы, опрокинутой на запад (рис.1.35). Вместе с шарниром антиформы южный контакт тела миаскитов полого (10-30^o) погружается к югу. За северной границей района практики массив расщепляется на три ветви и далее на север сменяется метасоматитами и дайками Центральной щелочной полосы. Как и в случае с Чашковским массивом автохтонных гранитов (раздел 1.1), анализ структуры вмещающих метаморфитов и плутонических пород показывает, что глубина эрозионного среза массива быстро увеличивается к северу, и северный контакт (с кристаллическими сланцами и гнейсами архейско-раннепротерозойской селянкинской серии) представляет подошву массива, а южный (с гнейсами и амфиболитами ильменогорской серии) - его кровлю.

Контакты массива в большинстве случаев нерезкие и согласные с залеганием вмещающих толщ. Тем не менее, с массивом соприкасаются породы различных стратиграфические подразделений, что указывает на кососекущий интрузивный характер контактов (Левин, Роненсон, 1997). Восточный контакт падает от массива под углами 30-40^o на юге и 60-80^o в северной части плутона, западный круто (60-80^o) погружается под массив. В зоне западного контакта в районе пос. Строителей наблюдаются мелкие складки волочения, указывающие на вязкопластическое течение вещества (рис.1.37).

Рис. 1.37. Складки полосчатости в западной контактовой зоне Ильменогорского массива миаскитов

Переход от вмещающих пород (преимущественно гнейсов) к щелочным плутонитам осуществляется на интервале от первых метров до нескольких сотен метров и выражается в постепенном исчезновении кварца, появлении щелочных амфиболов и пироксенов и затем - нефелина. Ориентировка текстур при этом сохраняется. Породы промежуточного состава, лишенные и кварца, и нефелина (сложенные полевыми шпатами и железо-магнезиальными минералами - биотитом, эгирином, щелочными амфиболами - рис.1.38, 1.39), имеют метасоматическую природу и относятся к фенитовой формации (Петрография и петрология..., 2001). Мощность фенитовых зон тем больше, чем положе залегает контакт массива (это касается не только видимой, но и истинной мощности метасоматитов, поскольку над пологим контактом интенсивность флюидного воздействия на вмещающую толщу существенно возрастает).
В.Я.Левин и Б.М.Роненсон (1997) отмечают специфический характер северного контакта массива, для которого характерно чередование маломощных зон фенитов, миаскитов и биотитовых сиенитов, а также несколько иной минеральный состав фенитов: здесь преобладают биотитовые и биотит-амфиболовые разности, а в остальных контактовых зонах - пироксеновые и пироксен-амфиболовые.

Рис. 1.38. Выходы фенитов южной контактовой зоны Ильменогорского массива миаскитов

Схема внутреннего строения Ильменогорского плутона приведена на рис.1.36. Около 40% его площади (на современном уровне эрозионного среза) сложено миаскитами - двуполевошпатовыми биотитовыми нефелиновыми сиенитами. По 20% приходится на амфиболовые миаскиты и участки чередования миаскитов и сиенитов, по 10% - на биотитовые сиениты и зоны чередования амфиболовых миаскитов и плагиосиенитов.

Рис. 1.39. Микроклин-эгириновая жила в фенитах южной контактовой зоны Ильменогорского массива

Контакты между всеми разновидностями плутонитов постепенные. Миаскиты слагают центральную и южную части массива. Остальные фации пространственно тяготеют к зонам эндоконтакта, где выявлены протяженные участки, сложенные относительно меланократовыми породами (гранат-амфиболовыми фенитами - сандыитами и гранат-амфиболовыми миаскитами - фирситами) и ориентированные согласно стратификации вмещающих пород и гнейсовидности миаскитов. Эти участки интерпретируются как скиалиты - реликты прослоев амфиболитов и диопсид-скаполитовых сланцев при замещении щелочными породами метаморфитов ильменогорской серии.

Для большей части пород массива типичны крупно- или среднезернистая структура и гнейсовидная текстура, а также полосчатость, параллельная гнейсовидности. Текстуры обусловлены чередованием участков с различным содержанием биотита и/или амфибола, иногда - линзовидными сегрегациями нефелина. Нередко темноцветные минералы формируют пологие линейно вытянутые скопления, субпараллельные шарниру Ильменогорской антиформы.

Рис. 1.40. Микрофотографии миаскитов Ильменогорского массива

Миаскиты (рис.1.40) - светло-серые неравнозернистые породы, на выветрелых сколах покрытые характерными ямками, образующимися при гипергенном выщелачивании нефелина. Сложены микроклином (10-30%), плагиоклазом (30-60%), нефелином (15-40%), биотитом (5-12%). Акцессорные минералы очень разнообразны (что типично для пород щелочного ряда); из них наиболее распространены сфен, циркон, апатит, ильменит и пирохлор.

Микроклин слагает крупные (до 1-2 см) ксеноморфные зерна и более мелкие (0.5-2 мм), также ксеноморфные выделения. Плагиоклаз представлен гипидиоморфными кристаллами олигоклаза An_27-30 (0.5-8 мм) и альбита (десятые доли мм). Биотит образует удлиненные ксеноморфные выделения (0.5-3 мм), ориентировкой которых обусловлена гнейсовидность пород.

Рис. 1.41. Микрофотографии амфиболовых миаскитов

Биотит-амфиболовые разновидности миаскитов (рис.1.41) отличаются от биотитовых более высоким цветовым индексом (10-20%), немного более кальциевым составом плагиоклаза (до An₃₄) и присутствием щелочных амфиболов (гастингсита, катафорита).

Сиениты распространены главным образом в северной части массива. Сложены микроклином, плагиоклазом, биотитом и амфиболом (в переменных соотношениях); в качестве второстепенного минерала иногда присутствует нефелин. Помимо акцессорных минералов, свойственных миаскитам, в сиенитах Ильменогорского массива присутствует корунд (как магматический, так и пегматитовый).

Рис. 1.42. Микрофотография эгириновых фенитов южной контактовой зоны Ильменогорского массива

Фениты (рис.1.42) - светло-серые мелко- и среднезернистые породы, сложенные микроклином, плагиоклазом и эгирином. Нередко содержат также нефелин, биотит и щелочные амфиболы. Акцессорные и вторичные минералы те же, что в миаскитах.

Породы массива нередко катаклазированы и милонитизированы; как и в Чашковском массиве, в них встречаются маломощные зонки-"прожилки" черных бластомилонитов (рис.1.43). Гидротермальные изменения пород выражены в новообразованиях канкринита и содалита по нефелину, альбитизации плагиоклаза, хлоритизации биотита и амфибола, лейкоксенизации сфена.

Рис. 1.43. Зоны бластомилонитов в миаскитах Ильменогорского массива

Жильные породы Ильменогорского плутона представлены сиенитами, сиенитовыми аплитами и разнообразными пегматитами миаскитового и сиенитового состава. Большая часть тел миаскитовых пегматитов расположена в пределах плутона, а сиенитовых - в надинтрузивной зоне у южного и восточного контактов (ширина зоны - до 3 км). Здесь же расположены многочисленные тела гранитных пегматитов, среди которых выделены "домиаскитовые" и "послемиаскитовые" (Попова и др., 1996). Трещины, контролирующие размещение наиболее поздних амазонитовых гранитных пегматитов, имеют субширотное простирание, круто падают на север и перпендикулярны шарниру свода массива. Существуют две гипотезы, объясняющие их происхождение: (1) Q-система трещин (по Г.Клоосу) "общего свода остывания" массива и его рамы; (2) трещины отрыва - следствие интенсивного субширотного сжатия на коллизионной стадии. Данные гипотезы не являются взаимоисключающими.

На классификационной диаграмме SiO₂ - K₂O+Na₂O (рис.1.44) точки миаскитов Ильменогорского массива группируются в полях фельдшпатоидных сиенитов и их меланократовых разновидностей. Сандыиты соответствуют фельдшпатоидным габброидам и, очевидно, не имеют генетической связи с щелочными плутонитами. Фениты занимают промежуточное положение между сиенитами и вмещающими гнейсами, соответствующими кислым породам нормальной щелочности (рис.1.12). Точки сиенитов образуют самостоятельную группу. Железистость этих пород меняется в широких пределах (0.47-0.82 - рис.1.44б), в отличие от относительно однородных по составу миаскитов (0.71-0.78). Присутствие магматического корунда в сиенитах согласуется с высокими значениями коэффициента глиноземистости (рис.1.44г). Возможная причина обогащения сиенитов Al₂O₃ - различная подвижность алюминия и щелочей в гидротермальном процессе: калий и натрий уходят во вмещающие породы (рис.1.44а), а относительно инертный алюминий остается. Уровень содержаний Al₂O₃ в сиенитах примерно тот же, что и в миаскитах (рис.1.44в), но степень насыщения глиноземом, определяемая отношением Al/(K+Na+2Ca), может существенно увеличиться.

Рис. 1.44. Петрохимические диаграммы для пород Ильменогорского массива.

Проблема происхождения Ильменогорского массива включает ряд нерешенных вопросов. С одной стороны, очевидны признаки метасоматического (или метамагматического) замещения вмещающих пород миаскитами: нерезкие контакты, общая ориентировка текстур в плутонических и вмещающих породах, присутствие в массиве скиалитов - реликтов амфиболитовых прослоев. Форма массива аналогична форме Чашковского плутона и прочих позднепалеозойских гранитогнейсовых куполов Южного Урала. С другой стороны, есть указания на секущий характер контактов плутона (Левин, Роненсон, 1997), а миаскиты главной фации имеют весьма однородный состав и мантийные изотопные характеристики (Кононова, 1983). Пересыщение сиенитов глиноземом наиболее логично объясняется в рамках модели, предполагающей существование самостоятельного миаскитового расплава, взаимодействовавшего с вмещающими породами. Указанные противоречия привели к появлению нескольких гипотез о происхождении Ильменогорского плутона. По мнению В.Я. Левина и Б.М.Роненсона (1997), образования Центральной щелочной полосы являются автохтонными, а сам массив - аллохтонным, подобным артеритовым мобилизатам автохтонных гранитоидов Чашковских гор. Альтернативная точка зрения развивается, в частности, А.Г. Баженовым (1997), который предполагает, что изначально массив сформировался в раннем ордовике, в период квазиплатформенной стабилизации, а в условиях позднепалеозойской коллизии при активном воздействии водного флюида подвергся плавлению, утратил резкие контакты и первичную форму; тогда же в результате интенсивного взаимодействия расплава с вмещающими толщами сформировались фенитовые ореолы и плутониты эндоконтактовой фации.

Радиогеохронологические методы дают для Ильменогорского массива широкий интервал возрастов: Rb-Sr метод (Турбанов и др., 1984) - 440 млн лет, -Pb метод по цирконам (Дунаев, Краснобаев, 1971) - 340-460 млн лет (миаскиты) и 295 млн лет (миаскитовые пегматиты); это свидетельствует в пользу гипотезы о полихронной природе плутона.