Строение и условия формирования ранне-среднедевонских структурно-вещественных комплексов западной части Магнитогорской мегазоны и краевых аллохтонов Южного Урала

Глава 5. Силурийско-девонские метаморфические комплексы.

В пределах западных зон Южного Урала выделяют следующие типы среднепалеозойских метаморфитов: (1) эклогит-глаукофан-сланцевый максютовский комплекс (зона Уралтау); (2) гранатовые ультрамафиты, слагающие блоки в меланже Присакмаро-Вознесенской зоны и структурно ассоциирующие с лерцолитовыми массивами; (3) амфиболиты и гранатовые амфиболиты с реликтами гранулитов, приуроченные к подошве офиолитовых массивов гарцбургитового типа (Присакмаро-Вознесенская и Сакмарская зоны).

Эклогит-глаукофан-сланцевый максютовский комплекс представлен серией полиметаморфических тектонических пластин, содержащих как протерозойские, так и палеозойские породы океанических и континентальных формаций [Lennyh et al 1995; Пучков, 2000, 2010; и др.]. Преимущественно это аркозы, вулканогенно-осадочные породы, углеродистые сланцы, габбро, ультрабазиты, метаморфизованными в эклогитовой и глаукофан-сланцевой фациях метаморфизма. В породах комплекса выявлены микроалмазы, и условия их формирования оцениваются как 3,2 GPa при 650^оС [Bostick et al., 2003]. Условия для ранних стадий ретроградного метаморфизма оцениваются как 610-680^оС, 1,7-2,6 GPa [Пучков 2010]. Широко распространены метаморфиты, для которых установлены параметры метаморфизма с давлением от 15 до 25 кбар при температуре 550-700^оС. [Карстен и др., 1994; Schulte and Blumel,1999; Lennykh and Valiser, 1999]. Прогрессивный метаморфизм максютовского комплекса оценивается широким диапазоном значений, и по всей видимости происходил в интервале 411-375 млн. лет [Лепезин и др., 2006; Glodny et al., 2002; Leech, Willingshofer, 2004]. Оценки возраста ретроградного метаморфизма, по различным данным, попадают в интервал 387-357 млн. лет [Matte et al., 1993; Bean, Connelly, 2000]. Данные о возрасте метаморфизма максютовского комплекса позволяют связывать его формирование с коллизией Магнитогорской дуги и пассивной окраиной Балтики.

Высокобарические гранатовые мафит-ультрамафитовые породы слагают блоки в серпентинитовом меланже, прилегающем к лерцолитовым массивам Присакмаро-Вознесенской и Кракинской зон. Матрикс блоков представлен брекчиями, состоящими из обломков серпентинизированных и родингитизированных ультраосновных пород песчано-гравийной размерности с цементом, выполненным серпентинитом или родингитовым агрегатом. Брекчии с гранатовыми породами и лерцолитовые массивы интрудируются раннедевонскими дайками диабазов и дайками и штоками амфиболовых габбро-диоритов, обладающих надсубдукционной геохимической спецификой и имеющих возраст 400 млн. лет [Смирнов, 1999; Ферштатер и др., 2007]. В работе дается описание нескольких выявленных участков распространения гранатовых ультрамафитов в районе Миндякского, Тетламбетовского и Нуралинского лерцолитовых массивов Присакмаро-Вознесенской зоны. По особенностям химического и минерального состава гранатовые мафит-ультрамафиты разделены на три группы: 1) пироповые вебстериты и пироп-оливин-шпинелевые вебстериты, 2) гранатовые клинопироксениты и амфибол-рутиловые гранатиты, 3) амфибол-пироксен-ильменит-гранатовые базиты. Совместное нахождение всех трех типов пород было установлено только в районе Миндякского лерцолитового массива. На остальных участках были встречены гранатовые клинопироксениты (тип 2) и амфибол-пироксен-ильменит-гранатовые базиты (тип 3) [Пушкарев и др. 2010]. В работе дается детальное описание вещественного состава всех групп пород. Важно отметить, что гранатовые пироксениты II группы практически идентичны гранатовым породам, образующим слои в лерцолитах массивов Ронда и Бени-Бусера, тогда как породы I и III групп в этих массивах не описаны. Сравнение составов пород Миндякского массива, включающих перидотиты и породы полосчатого комплекса свидетельствует о том, что ни одна из пород, входящих в структуру Миндякского лерцолитового массива, не может рассматриваться как потенциальный субстрат для формирования гранатовых пород. Вопрос о генетической связи между тремя выделенными типами высокобарических пород остается нерешенным. Однако гранатовые породы не являются аналогами пироксенитов или габброидов Миндякского массива, либо офиолитовых комплексов Урала. Анализ условий формирования гранатовых мафит-ультрамафитов показал, что пироповые вебстериты формировались при давлении 14-16 кбар и температуре 800-1000^оС. Давление при образовании амфибол-пироксен-ильменит-гранатовых базитов, было, вероятно ниже, около 10-12 кбар [Пушкарев и др., 2010]. Проведенные изотопные геохронологические исследования свидетельствуют о том, что образование гранатовых пород происходило в интервале 417-400 млн. лет. Этот возраст синхронен времени проявления субщелочного магматизма на Южном Урале (415-399 млн лет). Вопрос о генезисе гранатовых ультрамафитов дискуссионен. В работе эти образования рассматриваются в качестве продуктов высокобарического преобразования плагиоклазовых габброидов или ультрамафитов, в том числе и офиолитовых (океанических), на стадии их погружения в зонах субдукции, либо как продукты глубинной кристаллизации расплавов, выплавившихся из первично низкобарических, коровых пород, включая пелагические осадки.

Метаморфические комплексы в основании офиолитовых массивов гарцбургитового типа представлены орто- и параамфиболитами. Считается, что их формирование связано с обдуцированием офиолитовых масс. Автором показано, что возраст коровых частей офиолитовых массивов моложе или близок возрасту пород метаморфического основания, что ставит под сомнение обдукционную модель формирования последних. Наиболее крупные и хорошо изученные тела метаморфитов, с четкой структурной приуроченностью, присутствуют в Сакмарской зоне в основании Хабарнинского и Кемпирсайского массивов. Автором породы данного типа впервые описаны в основании Чингизовского офиолитового массива и в виде блоков в структуре серпентинитовых меланжей Присакмаро-Вознесенской и Сакмарской зон. Степень метаморфизма изменяется от зеленосланцевой до фации гранатовых амфиболитов с реликтами гранулитовой [Пушкарев и др., 2009; и ссылки в этой работе]. По выводу, сделанному Е.В. Пушкаревым, при изучении пород метаморфической подошвы Хабарнинского массива регрессивная ветвь метаморфизма выражатся в смене гранулитовой фации метаморфизма (Т=850-750^оС, Р=7-5 кбар) на амфиболитовую фацию (Т=750-650^оС, Р=5-6 кбар) и, наконец, на эпидот амфиболитовую фацию метаморфизма (Т=650-450^оС, Р=3-4 кбар). Возраст гранулитового метаморфизма оценивается различными авторами как 423-410 млн. лет, а амфиболитового интервалом 400-387 млн. лет [Пушкарев и др., 2009; и ссылки в этой работе]. В подошве Чингизовского офиолитового массива из апограувакковых амфиболитов по цирконам U-Pb методом SHRIMP получен конкордантный возраст 408,9±3 млн. лет. Из лейкосомы гранитного состава в блоке гранатовых амфиболитов из серпентинитового меланжа Присакмаро-Вознесенской зоны получены значения возраста 395±5,8 млн. лет (U-Pb, SHRIMP). Из гранат-кордиерит-фенгитовых сланцев, слагающих блок в меланже Сакмарской зоны по рутилу получен возраст 394±2 млн. лет (U-Pb, TIMS).