Рис.I. Петрохимические диаграммы для пород Сыростанского и Тургоякского массивов (данные из работ: Попов и др., 2001; Аршинов, 1936). 1-5 – Сыростанский массив (номера знаков соответствуют номеру интрузивного ритма по В.С. Попову и др., 2001), 6 – Тургоякский массив

На петрохимических диаграммах (рис.I) точки пород сыростанского комплекса образуют отчетливо выраженный тренд. Характеристики пород Тургоякского (зн. 6) и Сыростанского массивов (зн. 1 - 5) 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 (см. рис.I, а). Коэффициент глиноземистости Al/(K+Na+2Ca) в гранитоидах в подавляющем большинстве случаев ниже 1.05 (см. рис.I, б), 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 (см. рис.I, а; в; г), можно предположить, что мантийный источник не был однородным по составу. Первичными коровыми выплавками, вероятно, были магмы гранодиоритового состава, выделяющиеся крайне низким калий-натровым отношением (см. рис.I, д). 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.

Рис.II. Дискриминационные диаграммы Дж. Пирса (1984) для гранитоидов Чашковского (а), Тургоякского и Сыростанского (б) массивов 1-2 – Чашковский массив (1 – 1-я фаза, 2 – 2-я фаза); 3 – Сыростанский массив; 4 – Тургоякский массив

На дискриминационных диаграммах точки пород Сыростанского и Тургоякского массивов образуют компактную группу в поле гранитоидов активных континентальных окраин (см. рис.II).

Спектры распределения содержаний элементов-примесей (рис.III) оказались близкими для всех выявленных петрохимических групп. На всех диаграммах присутствуют типичные для островодужных комплексов отрицательные аномалии содержаний Ta, Nb и Ti. Спектры редкоземельных элементов в габброидах (см. рис.III, г) также близки таковым известково-щелочных и субщелочных серий энсиалических островных дуг (умеренный положительный наклон графиков, отсутствие европиевой аномалии). От габброидов к гранитам содержания

Рис.III. Нормализационные графики содержаний некогерентных литофильных (а, в, д) и редкоземельных (б, г, е) элементов в породах Сыростанского и Тургоякского массивов: а-б – в габброидах, в-г – в гранодиоритах и кварцевых диоритах, д-е – в гранитах и лейкогранитах

всех несовместимых элементов заметно снижаются. Наиболее быстро убывают содержания средних редкоземельных элементов (см. рис.III, г-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.

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 (см. рис.IV). 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:

	Порода	Давление, кбар					Температура, °C
		1	2	3	4	5	6
Сыростанский массив
I ритм	Габбро	5.2	5.4	4.2	5.4	5.0	755
II ритм	Монцогаббро	3.1	3.2	2.5	3.5	3.8	689
III ритм	Монцодиорит	4.0	4.2	3.2	4.4	4.0	687
IV ритм	Монцогаббро	1.8	1.7	1.4	2.2	2.0	650
Тургоякский массив
	Адамеллит	3.6	3.7	2.9	3.9	4.0	708
Примечание. 1-6 – различные варианты геобарометров и геотермометров (Попов и др., 2001).

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, 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 314?18 млн лет, для гранодиоритов и грано-сиенитов – 335?18 млн лет, что соответствует ранне- и среднекаменноугольной эпохам. Радио-изотопный возраст пегматоидных образований составляет 295?13 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 – 334±5 млн лет, прорывающие их массивные граниты – 327±4 млн лет, что соответствует серпуховскому веку. Ядра некоторых цирконов из массивных гранитов имеют протерозойский возраст – 1816±27 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.

Перейти к описанию Тургоякского массива

Перейти к описанию Сыростанского массива

Перейти к карте объектов