Новые данные о составе и возрасте козлиногорского комплекса габбро и щелочных гранитов (западный склон Южного Урала)

УДК 552.331.1:551.733.1

Ал.В. Тевелев1, И.А. Кошелева2, А.О. Хотылев3, И.А. Прудников4, Арк.В. Тевелев5

НОВЫЕ ДАННЫЕ О СОСТАВЕ И ВОЗРАСТЕ КОЗЛИНОГОРСКОГО КОМПЛЕКСА ГАББРО И ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОВ

Описаны массивы габбро и гранитоидов козлиногорского плутонического комплекса раннего ордовика, дана петрографическая и геохимическая характеристика пород. Приведены новые данные об изотопном возрасте пород, определенном U—Pb-методом (SRIMP) по цирконам, — 476—470 млн лет (ранний ордовик). Выделены две группы плутонитов, одна из которых соответствует породам нормального ряда, а другая — породам повышенной щелочности. Первая группа слагает массивы в западном ареале распространения комплекса, а вторая — массивы восточного ареала. В гранитоидах обоих ареалов присутствуют щелочные амфиболы, а среди пород восточного ареала имеются нефелиновые сиениты. Предполагается, что козлиногорский комплекс представляет собой сложно построенную мультиплетную серию.

Ключевые слова: Южный Урал, щелочные гранитоиды, изотопный возраст, редкоземельные элементы, мультиплетная серия.

This article describes gabbro and granitoid massifs of plutonic Early Ordovician Ko-zlinogorsky complex. Petrographic and geochemical characteristics of the rocks are also given. We represent new data on the isotopic age of the rocks defined by zircon U-Pb method (SRIMP) — 476—470 Ma (Early Ordovician). Two groups of plutonites are distinguished; one of them corresponds to the normal-alkaline rocks and the other to the high-alkaline rocks. The first group composes massifs located in the western area of the complex, and the second in the eastern area. In both areas, there are alkaline granitoids and amphiboles, and among the rocks of the eastern area, there are nepheline syenites. It is assumed that Kozlinogorsky complex is a multiplet succession of complicated structure.

Key words: Southern Urals, alkaline granitoids, isotopic age, rare earth elements, multiplet succession.

Введение. Козлиногорский плутонический комплекс выделен геологами ОАО «Челябинскгео-съемка» Н.С. Кузнецовым и В.И. Петровым с коллегами в 2008 г. при проведении геологического доизучения в масштабе 1:200 000 листа N-41-1 вблизи крупного Мерзелинского сдвиго-надвига, по которому в этой части восточного склона Урала сочленяются Уфалейская и Башкирская структурно-фациальные зоны (рис. 1). По представлениям упомянутых исследователей, изучавших массивы восточного ареала распространения комплекса, он включает субщелочные и щелочные породы основного, среднего и кислого состава двух фаз внедрения: 1-я фаза — субщелочные габбро (до габбро); 2-я фаза — граносиениты (до гранодиори-тов), сиениты, нефелиновые сиениты и щелочные лейкограниты. Ассоциация щелочных гранитов и нефелиновых сиенитов раннепалеозойского воз-

раста в этой части западного склона Урала описана в 1971 г. А.И. Белковским и И.Н. Локтиной при проведении поисковых работ на редкие металлы. Основная задача проведенных нами исследований состояла в том, чтобы определить состав и возраст пород, относимых к козлиногорскому комплексу в западном ареале его распространения, на территории листа N-40-^. Выяснилось, что состав комплекса здесь несколько иной. Породы оказались менее щелочными, хотя среди них также присутствуют щелочные разности — рибекитовые и арфведсонитовые. Нефелиновых сиенитов в западном ареале нет.

Аналитические работы, результаты которых использованы в статье, выполнены в специализированных лабораториях: 1) в лаборатории ИМ УрО РАН, (г. Миасс) — силикатный анализ методом «мокрой» химии; 2) в Центре изотопных

1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, профессор, доктор геол.-минерал. н.; e-mail: atevelev@rambler.ru

2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, вед. инженер, канд. геол.-минерал. н.; e-mail: foxalbit@rambler.ru

3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, магистрант; e-mail: akhotylev@gmail.com

4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, магистрант; e-mail: prydnukov@gmail.com

5 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра региональной геологии и истории Земли, профессор, доктор геол.-минерал. н.; e-mail: arctevelev@rambler.ru

исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) — определение изотопного возраста цирконов на приборе «SHRIMP-II» по стандартной методике; 3) в лаборатории ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург) — анализ на рассеянные и редкоземельные элементы (масс-спектрометрия методом индуктивно связанной плазмы на масс-спектрометре «Elan 9000»); 4) в лаборатории тонких методов исследования вещества геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова — микрозондовый анализ минералов («CamScan Link», аналитик В.О. Япаскурт); 5) в геохимической лаборатории геологического факультета МГУ — анализ на рассеянные и редкоземельные элементы (масс-спектрометрия методом индуктивно связанной плазмы на масс-спектрометре «Elan 9000», аналитик А.Ю. Бычков); 6) в лаборатории ИГиМ СО РАН — 40Лг/39Лг-датирование методом ступенчатого прогрева (аналитик А.В. Травин).

Общая геологическая характеристика региона. Козлиногорский комплекс в западном ареале распространения представлен несколькими линейными массивами, вытянутыми в северосеверо-западном направлении и имеющими линзообразную форму. Длина массивов ~2—4 км при наибольшей ширине около 600 м. Массивы часто окружены зонами инъекционных мигматитов. Трудность выделения пород козлиногорского комплекса в западном ареале, кроме того, состоит в том, что они расположены среди гнейсов и мигматитов кувашской свиты рифея и слюдяно-горской свиты нижнего протерозоя и, в отличие от аналогичных пород восточного ареала, интенсивно гнейсированы и рассланцованы. Ксенолиты гранитоидов козлиногорского комплекса отмечены в гранитах ранне-среднекаменноугольного уфалей-кинского комплекса.

Первая фаза представлена небольшими телами габброидов, расположенными в экзо-контактах тел гранитоидов среди вмещающих серицит-хлоритовых сланцев кувашской свиты. Макроскопически это зеленовато-серые, крупнокристаллические, пятнистые породы, сложенные приблизительно на 50% черными изометричными зернами пироксена размером до 10 мм. Зерна полностью эпидотизированного серовато-зеленого плагиоклаза размером до 12 мм составляют 45—50%. В породе присутствуют многочисленные кристаллы пирита (до 2—5%) размером до 5 мм. Встречаются биотитовые метаморфизованные габбро с крупными (до 5 мм) кристаллами биотита (до 15%), скорее всего, развивающегося по пироксену. В этих габбро обнаружены и отдельные кристаллы граната. Порфировидные темно-серые микрогаббро (эндоконтактовые зоны тел габбро) имеют тонкозернистую серовато-зеленую основную массу и 10—12% фенокристаллов пироксена размером до 3—4 мм.

Рис. 1. Схема расположения участка работ: 1 — массивы гранитов уфалейкинского комплекса; 2—5 — массивы козлиногор-ского комплекса: 2, 3 — массивы восточного ареала (2 — 2-й фазы, 3 — 1-й фазы), 4, 5 — массивы западного ареала (4 — 2-й фазы, 5 — 1-й фазы); 6 — Мерзелинский разлом; 7 — разрывные нарушения; 8 — места взятия проб и их номера (см. в тексте). Буквами на схеме обозначены структурно-фациальные зоны: УЗ — Уфалейская, БЗ — Башкирская

Вторая фаза — граниты, граносиениты, щелочные граниты, щелочные лейкограниты обнажены в береговых обрывах р. Уфалейка, во врезах шоссе Уфалейка — Нижний Уфалей, а также на улицах пос. Нижний Уфалей. Граниты и лейкограниты имеют розовато-белую окраску и крупнокристаллическую структуру, они в разной степени гнейсированы. Зерна кварца размером до 5—7 мм составляют ~25%, часто вытянуты по гнейсоватости. Основная масса сахаровидная, массивная, сливная, представлена плагиоклазом и щелочным полевым шпатом. Среди основной массы присутствуют единичные зерна биотита, щелочных амфиболов и редкие кристаллы магнетита.

Отдельные мелкие тела сложены мелко-, сред-незернистыми желтовато-серыми разгнейсованны-ми биотитовыми гранитами. Количество биотита

не превышает 10%, размер листочков до 2—3 мм. Гнейсовидность обусловлена полосчатым распределением биотита и кварца. В целом минеральный состав следующий (%): калиево-натриевый полевой шпат 30—40, кварц 30, плагиоклаз 20, биотит и рудный минерал 1—3. Кроме того, присутствуют гнезда размером 3—4 мм, сложенные мелкозернистым рибекитом или арфведсонитом, размер отдельных кристаллов <1 мм.

Петрографическая характеристика пород комплекса. Выделены четыре главных разновидности габбро 1-й фазы внедрения и семь — кислых пород 2-й фазы.

Габбро пироксен-плагиоклазовые с габбровой структурой, массивной текстурой состоят из крупных (до 0,5 см) зерен пироксенов, а также из лейст плагиоклаза, тесно сближенных, катаклазирован-ных и пересеченных прожилками и неопределенными мелкозернистыми массами эпидота, кварца, хлорита (размер зерен до 0,1—0,5 мм). Плагиоклаз представлен тонкосдвойникованными широкими соссюритизированными табличками с большим количеством включений эпидота, лучиков серицита и мусковита, пироксен — широкотаблитчатыми кристаллами, он часто дает гломеропорфировые сростки, сильно изъеденные вторичными минералами — эпидотом, серицитом, хлоритом.

Габбро амфиболовые. Порода средне-крупнозернистая с атакситовой текстурой, габбровой, габброофитовой и пойкилоофитовой структурой. В крупнозернистых участках до 60% составляют хорошо оформленные зерна амфибола размером до 1—1,5 мм, в промежутках находится более мелкий плагиоклаз и редко кварц. Плагиоклаз основного состава образует скопления, он обладает пойкилоофитовой структурой с включениями амфиболов. Промежутки между крупными кристаллами амфибола заполнены мелкими выделениями амфибола, полевого шпата, агрегатом хлорита и эпидота. Агрегаты этих минералов в породах образуют значительные массы с гетеробластовой гранобластовой структурой.

Габбро порфировидные габбровой структуры на 40% сложены темноцветными минералами, около 55% составляет плагиоклаз, ~5% — вторичные минералы: эпидот, серицит, кварц, которые в виде агрегатов, масс и цепочек развиваются как по пироксену, так и по плагиоклазу. Размер зерен пироксена и плагиоклаза от 0,5 до 1,0 мм. Пироксен в основном таблитчатый, имеет широкие келифитовые каймы из амфибола, хлорита и серицита, встречаются зерна пироксена с типично авгитовым габитусом, с бесцветной центральной частью и келифитовой оторочкой амфибола. Иногда попадаются крупные выделения (до 0,5 мм) иддингсита.

Габбро мелко-, среднезернистые, такситовые с офитовой и габбро-офитовой, габбровой, местами пойкилоофитовой структурой. В породе имеются

участки с габбровой структурой, с приблизительно одинаковыми толстостолбчатыми кристаллами пироксена и плагиоклаза. На участках с пойки-лоофитовой структурой в крупных зернах пироксена присутствуют включения лейст плагиоклаза. В целом структуру можно считать порфировидной, в которой фенокристаллы резко преобладают над основной массой. К порфировым выделениям относятся таблитчатые или короткопризматические зерна пироксена размером до 6 мм (до 70% объема породы). Таблитчатые выделения плагиоклаза (андезина) размером до 2,4x0,4 мм весьма трудно различить среди породы из-за с интенсивных вторичных изменений, которые представлены эпидотом, хлоритом, мелким кварцем, серицитом. Около 5% составляет более поздний рудный минерал, развитый по секущим породу жилам. Промежутки между фенокристаллами заполнены мелкими выделениями пироксена, плагиоклаза, агрегатом хлорита, эпидота и кварца.

Граносиениты призматическизернистой, местами гипидиоморфнозернистой структуры сложены плагиоклазом и калиево-натриевым полевым шпатом (60%) в виде идиоморфных длинноприз-матических зерен, роговой обманкой (30%) и в подчиненном количестве кварцем; акцессорные минералы — рудный минерал, апатит и сфен. Зеленая роговая обманка представлена крупными зернами (до 1 мм) — ксеноморфными «разлапистыми» выделениями, частично замещенными биотитом или актинолитом, однако в более мелких зернах (до 0,5 мм) она обладает отчетливо выраженным идиоморфизмом. Зерна кварца имеют ксеноморф-ные очертания и заполняют промежутки между роговой обманкой и плагиоклазом.

Порфировидные, частовкрапленные умеренно-щелочные граниты имеют в целом порфировидную структуру и слабо выраженную гнейсовидную текстуру. Фенокристаллы представлены крупными (до 2—2,5 мм) ксеноморфными выделениями перти-тизированного щелочного полевого шпата, кварца и более мелкими табличками сдвойникованного плагиоклаза. Эти минералы часто образуют сростки с краями, резорбинованными основной массой. Основная масса полнокристаллическая, образует гранобластовые и лепидогранобластовые участки. Лепидогранобластовой структурой характеризуются участки, обогащенные чешуйками мусковита, который формирует линзы и струи с листочками размером до 1 мм.

Щелочные лейкограниты. Порода обладает порфировидной структурой с неравномернозер-нистой структурой основной массы и слабогней-совидной текстурой. Основная масса, вероятно, первоначально имела гипидиоморфнозернистую гранитовую структуру, в которой среди ненарушенных участков породы наблюдаются участки раздробленного материала (кварц, слюда, полевой шпат) с занозистыми зубчатыми краями, с непра-

вильной формой зерен и волнистым угасанием. Порфировые выделения, составляющие ~10% породы, представлены крупными (1,5—2 мм) индивидами полевых шпатов, которые дольше других минералов гранита сохраняются при катаклазе, но и у них края резорбированы основной массой. Вкрапленники на 90% калиево-натриевых полевых шпатов имеют в центральных частях решетчатое строение, иногда образуют срастания с кварцем и плагиоклазом. Катаклазированные участки основной массы на порядок мелкозернистее, чем ненарушенные, слагают линзы и струи, чем определяется гнейсовидная структура основной массы. Щелочные амфиболы составляют не более 5% породы, имеют размер от 0,5 до 1 мм и расположены цепочками.

Гнейсограниты (гнейсированные умеренно щелочные граниты) имеют порфировидную структуру, гнейсовидную текстуру. Фенокристаллы составляют до 15% породы и представлены ксеноморф-ными зернами щелочного полевого шпата (реже плагиоклаза) размером от 20 до 25 мм; они образуют скопления в 2—3 зерна. Щелочной полевой шпат с решетчатой структурой содержит каплевидные и овальные выделения кварца, листочки биотита, зерна циркона. По периферии крупных зерен отмечаются мирмекитовые вростки кварца. Основная масса (размер зерен от 0,5 до 1 мм) гипидиоморфнозернистой, участками гранолепи-добластовой до лепидобластовой структуры на 70% сложена кварцем, а на 30% — полевыми шпатами и биотитом. Кварцевые агрегаты участками имеют мозаичную структуру.

К,0+Ыа,0

Катаклазированные щелочные граниты сложены крупными ксеноморфными выделениями полевых шпатов, среди которых резко преобладает калиево-натриевый полевой шпат; промежутки между ними заполнены кварц-полевошпатовым агрегатом с довольно редкими листочками биотита. Участки интенсивного катаклаза характеризуются резким увеличением объема основной массы, сложенной также кварцем и полевым шпатом, оскольчатые зерна которого представляют собой результат дробления более крупных зерен. Основная масса, которая, как и порфировые выделения, распределена весьма неравномерно, сложена кварцем мозаичной структуры, ксеноморфными полевыми шпатами и темноцветными минералами, часть из которых представлена биотитом, а часть — рибе-китом. Участки дробленого материала образуют цемент, связывающий участки ненарушенной породы, и определяют цементную структуру породы, текстура сланцеватая.

Милонитизированные порфировидные умеренно щелочные граниты сложены крупными выделениями калиевого полевого шпата и плагиоклаза. В центральных частях калиево-натриевого полевого шпата присутствуют реликты с шахматным строением. Для структуры характерно наличие большого количества тонкоперетертого и рассланцованного материала, в котором порфиробласты состоят из зубчатых зернышек кварца и рваных мелких чешуек слюды, расположенных субпараллельно. Среди них встречаются и более крупные осколки кварца и полевого шпата. Структура породы милонитовая,

Рис. 2. Диаграмма TAS пород козлино-горского комплекса. Кружками показаны анализы пород восточного ареала распространения комплекса (по данным региональных работ Н.С. Кузнецова с коллегами, 2008 г.). Поля на диаграмме: 7 — габбро, 10 — габбродиориты, 12 — монцониты, 15 — миаскиты, 19 — гранодиориты, 22 — гра-носиениты, 23 — щелочные граносиениты, 28 — умеренно-щелочные граниты

Таблица 1

Химический состав плутонитов козлиногорского комплекса, масс.%

Номер по порядку S1O2 TiO2 AI2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2O- п.п.п. P2Os h

1 49,71 1,74 14,51 4,87 7,40 0,26 6,00 11,02 2,07 0,33 <0,10 1,94 0,19 100,04

2 51,58 1,61 13,29 5,52 8,74 0,24 5,86 9,27 2,04 0,42 0,12 1,12 0,25 100,06

3 64,52 0,67 13,44 2,54 3,23 0,13 4,25 4,85 5,19 0,21 <0,10 0,58 0,14 99,75

4 74,00 0,25 12,54 1,60 1,44 0,05 0,51 0,68 4,47 4,31 0,10 0,28 0,05 100,28

5 76,14 0,13 11,66 1,23 0,97 0,06 0,07 0,29 3,77 5,26 <0,10 0,26 0,06 99,90

6 76,17 0,14 11,98 0,74 0,75 0,02 0,10 0,32 3,80 4,92 <0,10 0,40 0,05 99,39

7 76,28 0,13 12,27 0,92 0,69 0,02 0,12 0,14 4,03 5,05 0,16 0,38 <0,05 100,19

8 76,76 0,07 11,52 1,29 0,92 0,04 0,06 0,36 4,18 4,63 0,10 0,24 <0,05 100,17

9 77,14 0,16 11,30 1,46 0,97 0,04 0,10 0,30 4,00 4,13 <0,10 0,34 0,05 99,99

10 80,62 0,12 10,45 0,66 0,81 0,02 0,24 1,61 5,14 0,19 <0,10 0,28 <0,05 100,14

Примечания. 1 — габбро амфиболизированные, 2 — габбро мелкокристаллические, 3 — габбродиориты мелкокристаллические, 4 — граниты крупнозернистые биотитовые, 5 — лейкограниты гнейсированные, 6 — граниты крупно-среднезернистые, 7 — граниты двуполевошпатовые, 8 — граниты аплитовидные, 9 — гнейсограниты, 10 — лейкограниты гнейсовидные.

текстура очково-сланцеватая. В слабонарушенных участках породы отмечаются крупные индивиды полевых шпатов (по калиево-натриевому полевому шпату развит шахматный альбит). Текстура тонкополосчатая, с параллельным расположением полос, сложенных минералами основной массы. Основная масса, которая, как и порфировые выделения, распределена весьма неравномерно, сложена кварцем мозаичной структуры, ксеноморфными полевыми шпатами и щелочными амфиболами — рибеки-том и арфведсонитом.

Геохимическая характеристика пород комплекса. По геохимическим характеристикам породы козлиногорского комплекса в соответствии с выделенными фазами внедрения можно подразделить на габброиды и гранитоиды, причем габброиды относятся к нормальной серии пород, а гранитоиды — к породам повышенной щелочности (рис. 2, табл. 1). Вместе с тем отметим, что по геохимическим параметрам породы козлиногорского комплекса западного ареала (территория листа N-40-^) довольно

Рис. 3. Распределение РЗЭ в породах козлиногорского комплекса (А), нормировано по хондриту С1 [Sun, McDonough, 1989]: 1 — габброиды 1-й фазы; 2 — гранитоиды 2-й фазы; 3 — анализы пород восточного ареала (по данным региональных работ Н.С. Кузнецова с коллегами, 2008 г.), а также спайдерграмма для пород козлиногорского комплекса (Б), нормировано по N-MORB [Sun, McDonough, 1989]: 1 — гранитоиды, 2 — габброиды

сильно отличаются от таковых, установленных Н.С. Кузнецовым и В.И. Ленныхом с коллегами в восточном ареале распространения комплекса (лист N-41-1). Во-первых, основные и умеренно кислые разности пород восточного ареала оказываются существенно более щелочными. Во-вторых, в щелочных породах западного ареала не обнаружены фельдшпатоиды.

Распределение редкоземельных элементов (РЗЭ) в породах западного ареала отчетливо демонстрирует две группы пород (рис. 3, А; табл. 2): 1) габброиды и гранодиориты, имеющие почти горизонтальный тренд нормированного содержания РЗЭ; 2) умеренно-щелочные и щелочные грани-тоиды, имеющие наклонный тренд с отчетливым Еи-минимумом. Впрочем, значения концентрации РЗЭ оказываются настолько близкими во всех породах, что группы различаются только по ев-ропиевому минимуму, причем содержание РЗЭ в сланцах, вмещающих интрузивы, практически совпадает с таковым в габброидах.

Необходимо отметить, что у пород западного и восточного ареалов распространения козлино-горского комплекса принципиально различаются и тренды распределения РЗЭ — породы, находящиеся на территории листа N-41-1, имеют очень крутой наклон от легких РЗЭ к тяжелым и отчетливый европиевый максимум, в противоположность более пологому наклону и европиевому минимуму для козлиногорских пород в западном ареале.

Распределение некогерентных элементов на спайдерграмме (рис. 3, Б) также показывает близкие, но несколько различающиеся тренды для

габброидов и гранитоидов козлиногорского комплекса. Особенности распределения несовместимых элементов в гранитоидах хорошо увязываются с их химическим составом (высоким содержанием К и низким Са): в них повышено содержание Rb, который замещает К в силикатах, и понижено содержание 8г, который в силикатах замещает Са. При изучении минералов на микроанализаторе получен состав породообразующих минералов. Среди полевых шпатов выделяются ортоклаз с незначительной примесью альбитового компонента и альбит с незначительной примесью ортоклазового компонента (табл. 3).

Кроме того, в некоторых местах в гранитои-дах козлиногорского комплекса резко повышена концентрация тория, циркония, ниобия и тантала. При анализе пробы из таких пород выяснилось, что она содержит (г/т): 2г 610,26; № 212,91; Та 60,61. В лейкогранитах часто присутствуют редкие мелкие кристаллы колумбита, близкие к окта-эдрическим (рис. 4, А). Присутствие колумбита установлено и микрозондовыми исследованиями. Он представлен мелкими изометричными зернами размером 10—20 ^м, которые часто находятся в разложенном титаномагнетите (рис. 4, Б).

Изотопный возраст пород козлиногорского комплекса. До последнего времени данные изотопного возраста этих пород были не очень надежны, имелось только одно определение К—Аг-методом — 255 млн лет (точка № 5, рис. 1, данные поисковых работ А.И. Белковского и И.Н. Локтиной). Первые современные определения изотопного возраста козлиногорского комплекса сделаны выделивши-

Таблица 2

Содержание редкоземельных элементов в плутонитах козлиногорского комплекса, г/т

Номер по порядку La Ce Pг М Sm Eu Gd ТЬ Dy Но Eг Тт Yb Lu

1 18,07 77,44 5,05 19,71 5,26 0,40 5,83 1,13 7,77 1,61 4,81 0,76 4,52 0,66

2 52,11 101,56 10,53 38,03 6,02 0,89 4,24 0,63 3,34 0,64 1,65 0,23 1,39 0,23

3 17,89 86,07 4,22 15,54 3,39 0,35 2,71 0,59 3,92 0,85 2,76 0,46 2,92 0,44

4 45,29 114,50 10,31 39,36 7,99 0,55 7,49 1,32 9,09 1,88 5,62 0,82 5,37 0,75

5 10,81 49,47 3,26 12,57 3,91 0,37 5,01 0,98 7,01 1,46 4,04 0,57 3,69 0,47

6 7,58 18,65 2,64 12,43 3,41 1,32 4,52 0,72 4,82 1,02 2,92 0,43 2,70 0,38

7 8,70 21,50 3,07 14,84 3,93 1,46 4,92 0,79 5,06 1,09 3,04 0,45 2,65 0,39

8 20,27 55,68 5,86 23,48 5,24 1,13 5,84 0,93 6,49 1,31 3,79 0,58 3,38 0,46

9 27,02 61,10 5,98 21,31 4,22 0,34 3,84 0,71 5,13 1,13 3,46 0,59 3,96 0,56

10 39,13 97,13 10,52 39,99 10,12 0,71 8,88 1,61 10,72 2,12 5,97 0,87 5,12 0,67

Примечание. Номера анализов соответствуют номерам в табл. 1.

Таблица 3

Состав полевых шпатов в лейкогранитах козлиногорского комплекса, %

Номер пробы №20 МйО М2О3 ЯО2 К2О СаО МпО FeO ВаО Всего

3525/5_01 0,26 0,00 19,30 65,34 17,01 0,10 0,05 0,09 0,01 102,16

3525/5_02 11,61 -0,04 20,12 68,92 0,13 0,02 -0,02 0,26 101,00

Примечание. 3525/5_01 — калиево-натриевый полевой шпат, 3525/5_02 — альбит.

РЪ—РЪ-методом (метод Кобера) из граносиенитов он составил 449±2,6 и 480±4 млн лет (точка № 7, рис. 1). Поскольку по особенностям химизма породы восточного ареала распространения коз-линогорского комплекса отличаются от пород западного ареала, было необходимо получить несколько собственных датировок из гнейсирован-ных щелочных гранитоидов.

Для пробы 3025/6 (точка № 4, рис. 1) имеются определения и—РЪ- и Лг—Лг-методами. Проба взята на берегу р. Уфа (с.ш. 55°51'27.3"; в.д. 59°59'31.8") из светло-серых среднезернистых гнейсированных биотитовых гранитов. Для измерения выбраны цирконы с хорошей огранкой магматического облика (рис. 5, А). В результате измерения 10 кристаллов (табл. 4) получено кон-кордантное значение возраста 472,9+4,4 млн лет в координатах 206РЪ/238и - 207РЪ/235и при СКВО = = 0,043 (рис. 5, Б).

Лг—Лг-изотопный возраст (проба 3025/6) получен для биотита, который образует отдельные скопления и иногда концентрируется в тонких слойках. В возрастном спектре биотита наблюдается «лестница» вверх (рис. 5, В), заканчивающаяся в высокотемпературной части спектра небольшим выполаживанием. Максимальное количество 39Лг (37%) выделилось на ступени 1000 °С, характеризующейся значением 307+3 млн лет. Для двух последних высокотемпературных ступеней, характеризующихся минимальным количеством выделенного 39Лг, наблюдается дальнейшее резкое увеличение значения возраста до 434+5 млн лет. Наблюдаемая форма спектра (наличие низкотемпературной «лестницы» вверх) свидетельствует в пользу значительного позднего термального воздействия, которое могло оказать внедрение гранитоидов расположенного рядом (восточнее) Нижнеуфалейского массива уфалейкинского

Таблица 4

Измеренные изотопные характеристики цирконов

Точка замера 206РЬС, % и, ррт 206РЬ*, ррт 206РЬ —млн 207РЬ —млн D, % 238и 207рь 238и 207РЬ* 207РЬ* 206РЬ* Мо

238и ' лет

1.1 0,49 301 20,2 482,6+7,9 381 + 110 -21 12,8 0,0582 12,86 0,0542 0,581 0,0777 0,328

2.1 0,16 566 37,7 480,2+6,9 531+44 11 12,91 0,0594 12,93 0,058 0,619 0,0773 0,591

3.1 0,18 908 61,1 485+6,8 456+40 -6 12,77 0,0575 12,8 0,0561 0,604 0,0781 0,628

4.1 0,14 490 32 471,9+6,8 463+50 -2 13,15 0,0574 13,17 0,0563 0,589 0,0759 0,551

5.1 0,74 192 12,5 467,2+7,7 415 + 140 -11 13,2 0,0611 13,3 0,0551 0,571 0,0752 0,263

6.1 0,31 276 17,3 454,2+7 481+ 90 6 13,65 0,0593 13,7 0,0567 0,571 0,073 0,367

7.1 0,15 1045 69,5 480,3+6,7 471+34 -2 12,91 0,0577 12,93 0,0565 0,602 0,0773 0,689

8.1 0,15 472 30,7 470,8+6,9 448+61 -5 13,18 0,0571 13,2 0,0559 0,584 0,0758 0,486

9.1 0,09 507 33,3 475+6,9 517+40 9 13,06 0,0584 13,08 0,0577 0,608 0,0765 0,635

10.1 0,37 453 29,1 464,2+6,8 430+69 -7 13,34 0,0585 13,39 0,0554 0,571 0,0747 0,445

Примечания. РЪС — нерадиогенный свинец, РЪ* — радиогенный свинец; (1) — скорректировано по 204РЪ; D — дискор-дантность; КЬо — коэффициент корреляции отношений РЪ/235и — 206РЪ/238и.

а

Рис. 4. Микрофото лейкогранитов, черные «гирлянды» мелких кристаллов колумбита (без анализатора) (а) и лейкограниты, зерна колумбита (ярко-белые) в разложенном титаномагнетите (б). Фото в отраженных электронах

ми его Н.С. Кузнецовым с коллегами в 2008 г. Возраст комплекса, определенный по биотиту из субщелочных габброидов Лг/Лг-методом, составил 457,8+5,8 млн лет (точка № 6, рис. 1), а по циркону

А

0,068 -'-1--1-'-1-'-1-'-1-1-

0,46 0,50 0,54 0,58 0,62 0,66 0,70

207рь/235и

Рис. 5. Катодолюминесцентные снимки цирконов из гнейсогранитов

Таблица 5

Измеренные изотопные характеристики цирконов (проба 1048)*

Точка замера 206РЬС, % и, ррт ть, ррт 232ТЬ 206РЬ*, ррт 206РЬ -млн 207РЬ -млн D, % 238и т 207рь* , +% 207РЬ* 206РЬ* №0

238и 238и ' лет

2.1 0,87 189 421 2,31 11 418,6+4,6 406+150 -3 14,9 0,0548 0,507 0,06709 0,167

10.ЖЕ 0,44 1734 962 0,57 102 423,6+2,7 409+43 -3 14,722 0,0549 0,514 0,06791 0,320

4.1 0,25 1071 801 0,77 64,5 435,3+2,9 455+60 4 14,312 0,0561 0,54 0,06986 0,247

7.1 0,28 125 88 0,73 8,21 473,9+5,6 581+99 23 13,11 0,0594 0,625 0,07629 0,258

8.1 - 608 232 0,39 39,9 475,6+3,5 496+50 4 13,061 0,0571 0,603 0,07657 0,313

1.1 0,08 1539 997 0,67 101 475,8+2,7 420+35 -12 13,056 0,05518 0,5828 0,07659 0,347

5.1 - 106 75 0,74 6,96 477,1+6,5 455+110 -5 13,02 0,0561 0,594 0,0768 0,268

3.1 2,07 533 1176 2,28 36 477,4+4,5 541+180 13 13 0,0583 0,618 0,07687 0,116

10.1 0,00 134 92 0,71 8,82 477,5+5,5 490+81 3 13,01 0,057 0,604 0,07689 0,310

6.1 0,01 685 645 0,97 45,3 478,1+3,3 424+36 -11 12,99 0,0553 0,587 0,07698 0,407

9.ЖЕ 0,00 532 476 0,93 35,2 478,1+3,6 548+41 15 12,99 0,0585 0,621 0,07699 0,382

плутонического комплекса, имеющего изотопный возраст 317 млн лет [Шардакова, 2007]. Видимо, наиболее приближено к времени закрытия изотопной К—Аг-системы биотита значение, рассчитанное для возраста 434±5 млн лет.

Проба 1048 (точка № 2, рис. 1) взята из светло-серых мелкозернистых двуполевошпатовых раз-гнейсованных гранитов на ул. Ленина в пос. Нижний Уфалей (с.ш. 55°54'39,8"; в.д. 59°59'15,8"), азимут падения гнейсоватости В-80 Z20o. В результате измерения 10 кристаллов (табл. 5) получено конкордантное значение возраста 476,0±3,0 млн лет в координатах 206РЬ/238и - 207РЬ/235и при СКВО = = 0,111 (рис. 6, А).

В возрастном спектре биотита из пробы 1048 (рис. 6, Б) выделяется хорошее плато из 5 ступеней, характеризующееся 73,4% выделенного 39Аг и значением возраста 311,3±3,1 млн лет. Логично предположить, что полученная датировка соответствует времени закрытия К—Аг-изотопной системы биотита, которая совпадает со временем термального воздействия от внедрения Нижнеуфалейского массива, упомянутого выше.

Проба 1049 (точка № 1, рис. 1) взята из серых биотитовых гнейси-рованных и слаборассланцованных умеренно щелочных гранитов с

Рис. 6. Диаграмма с конкордией для цирконов из гнейсогранитов (проба 1048) °биЛЪНЫм би°тит°м (улица Ле-(А) и возрастной спектр биотита из гнейсогранитов (проба 1048) (Б) нина, пос. Нижний Уфалей, с.ш.

Таблица 6

Измеренные изотопные характеристики цирконов (проба 1049)*

Точка замера 206РЬС, % и, ррт та, ррт 232ТЪ 238и 206РЬ*, ррт 206РЬ 207РЬ D, % 238и 206РЬ 207РЬ 206РЬ 238и 207РЬ* 207РЬ* 206РЬ* Мо

238и ' лет

1.1 0,13 531 492 0,96 34,5 470,1+6,8 465+45 -1 13,2 0,05733 13,22 0,0563 0,587 0,0757 0,597

2.1 0,16 626 379 0,63 41,3 476,3+6,9 471+45 -1 13,02 0,05776 13,04 0,0565 0,597 0,0767 0,594

3.1 0,00 273 172 0,65 17,9 474,7+7,3 431+59 -9 13,09 0,0555 13,09 0,0555 0,585 0,0764 0,517

4.1 0,29 883 648 0,76 57,3 467,9+6,7 457+52 -2 13,24 0,05849 13,28 0,0561 0,582 0,0753 0,537

5.1 0,05 986 926 0,97 64,6 473,6+6,7 482+29 2 13,11 0,05716 13,12 0,05675 0,596 0,0762 0,747

6.1 0,47 495 336 0,70 32,3 469,8+6,9 379+72 -19 13,16 0,05799 13,23 0,0542 0,565 0,0756 0,428

7.1 0,16 322 219 0,70 20,9 469,9+7,1 472+55 0 13,2 0,0578 13,22 0,0565 0,589 0,0756 0,532

8.1 0,38 371 219 0,61 23,9 463,8+7 536+72 16 13,35 0,0612 13,4 0,0582 0,598 0,0746 0,431

9.1 0,32 517 373 0,75 33,6 467,8+6,9 394+62 -16 13,24 0,05718 13,28 0,0546 0,566 0,0753 0,481

10.1 0,51 409 286 0,72 26,4 465,1+7 468+76 1 13,3 0,0605 13,36 0,0564 0,582 0,0748 0,414

55°54'45,8"; в.д. 59°59'19,6"). Во вмещающих гнейсах присутствуют мигматитовые обособления размером до 15—20 см. Для измерения выбраны цирконы с хорошей огранкой магматического облика (рис. 7, А). В результате измерения 10 кристаллов (табл. 6) получено конкордантное значение возраста 469,8+4,4 млн лет в координатах 206РЬ/238и — 207РЬ/235и при СКВО = 0,59 (рис. 7, Б).

Проба 3021/4 (точка № 3, рис. 1) взята на восточном борту небольшого карьера у северного вреза дороги Нижний Уфалей—Слюдорудник (с.ш. 55°53'28.9"; в.д. 59°58'17,4") из крутопадающего на северо-восток (азимут падения СВ-50 Z60o) тела гнейсогранитов светло-розового цвета. Структура породы мелко-среднезернистая. Содержание биотита до 5—6%. В результате измерения 10 кристаллов циркона (табл. 7) получено конкордантное значение возраста 476,0+3,0 млн лет при СКВО = = 0,65 (рис. 8).

Результаты исследований и их обсуждение. Результаты выполненных исследований частично совпадают с данными предшественников, но по отдельным аспектам противоречат им, что заставляет сформулировать новые задачи, требующие решения.

Если учитывать данные предшественников, все изотопные датировки цирконов укладываются в интервал 450—480 млн лет. Датировки, полученные в последнее время, дают более кучную группу — 476—470 млн лет, что соответствует флоскому веку раннего ордовика по Международной шкале. Таким образом, вся серия изученных массивов имеет сходный состав, один и тот же возраст и локализована в пределах очень узкой зоны, весьма условно разделенной на восточный и западный ареалы. Итак, все массивы формально можно отнести к одному козлиногорскому комплексу, Лг—Лг-датировки хорошо увязываются с временем внедрения гранитов уфалейкинского плутониче-

ского комплекса, которые часто содержат ксенолиты пород козлиногорского комплекса.

Вместе с тем отмечена значительная разница в химизме пород восточного и западного ареалов распространения комплекса, что особенно сильно проявляется в щелочности пород, которая в средних и кислых разностях пород отличается в 2 раза, из-за чего фигуративные точки гранитоидов западных массивов на классификационных диаграммах попадают в область пород нормального ряда (несмотря на присутствие щелочных амфиболов), а восточных массивов — в область пород повышенной щелочности. Существенны различия и в поведении РЗЭ, выраженные и в наклоне нормированного тренда РЗЭ, и в противоположных аномалиях европия.

Такая разница может иметь три объяснения. Во-первых, породы представляют два разных, но сближенных во времени комплекса (по крайней мере в части средних—основных пород). Во-вторых, в восточный ареал распространения коз-линогорского комплекса выходят более щелочные породы, отражающие его фациальную зональность. В-третьих, массивы козлиногорского комплекса образуют сложную мультиплетную серию, начинающуюся с пород нормального ряда и заканчивающуюся щелочными. С одной стороны, необходимо учитывать, что с запада на восток прослеживаются одни и те же тела, поэтому, на первый взгляд, предпочтительнее версия о фациальных различиях. С другой стороны, степень обнаженности и отсутствие непосредственных контактов разных пород в разрозненных мелких массивах не позволяют пока достоверно установить реальные взаимоотношения пород, слагающих козлиногорский комплекс, а фа-циальные переходы между умеренно щелочными и щелочными породами не наблюдались. Выяснение взаимоотношений потребует дополнительных исследований.

Таблица 7

Измеренные изотопные характеристики цирконов (проба 3021/4)*

Точка замера 206РЬС, % и, ррт та, ррт 232ТЪ 206РЬ*, ррт 206РЬ 238и , млн лет (1) 207РЬ 206рь , млн лет (1) D, % 238и 207РЬ* ШрЬ» ±% (1) 207РЬ* 235и , (1) 206РЬ* 238и , (1) Мо

238и 206РЬ*

1.1 - 157 176 1,16 10,4 479,4+5,2 545+92 14 12,95 0,0584 0,622 0,0772 0,260

2.1 - 300 185 0,64 19,8 477+4,2 593+72 24 13,02 0,0597 0,632 0,07679 0,267

8.1 - 434 258 0,61 28,3 472,1+3,8 431+47 -9 13,16 0,0555 0,581 0,07598 0,373

3.1 0,02 379 237 0,65 25 476+4 455+51 -4 13,05 0,0561 0,592 0,07663 0,354

4.1 - 539 321 0,62 35,3 475,6+3,8 604+70 27 13,06 0,06 0,634 0,07657 0,245

5.1 - 254 181 0,74 16,7 475,2+5,2 567+77 19 13,07 0,059 0,622 0,0765 0,302

6.1 0,41 155 102 0,68 10,2 473,9+5,3 430+110 -9 13,11 0,0555 0,583 0,07629 0,236

7.1 - 578 502 0,90 37,8 474,7+3,6 523+60 10 13,09 0,0578 0,609 0,07642 0,280

9.1 - 441 290 0,68 29,1 476,6+3,8 444+45 -7 13,03 0,0558 0,59 0,07673 0,378

10.1 - 305 173 0,59 20 475,3+4,4 564+90 19 13,07 0,0589 0,622 0,07652 0,225

; 1049_5.1

л г\

ÎW .

1049 6.1

1049 9.1

1049_7.1

к  * 3

......>.

1049 8.1

А

Рис. 7. Катодолюминесцентные снимки цирконов из гнейсогранитов (проба 1049) (А) и диаграмма с конкордией для цирконов

из гнейсогранитов

Заключение. В настоящее время можно с уверенностью утверждать, что козлиногорский комплекс имеет раннеордовикский возраст (флоский век). Скорее всего, он представляет собой слож-нопостроенную мультиплетную серию пород нор-

мального ряда, умеренно щелочных и щелочных с неясными взаимоотношениями. Формирование комплекса маркирует раннеордовикский этап вну-триплитного магматизма на восточной периферии Восточно-Европейской платформы.

Рис. 8. Диаграмма с конкордией для цирконов из гнейсогранитов (проба 3021/4) СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Шардакова Г.Ю. Новые данные по и-РЬ возрасту цирконов из гранитоидов Киалимского массива (северовосточная часть Башкирского мегантиклинория) // Ежегодник-2010. Уфа: ИГГ УрО РАН. 2011. С. 69-72 (Тр. ИГГ УрО РАН; вып. 158).

Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts // Geol. Spec. Publ. 1989. N 42. P. 313-345.

Поступила в редакцию 23.03.2015