CC BY
12
УДК 552.163 (234.853)
Л.И. Демина1, С.А. Каменский2, М.Ю. Промыслова3
МЕТАМОРФИЗМ СЕЛЯНКИНСКОЙ ТОЛЩИ СЫСЕРТСКО-ИЛЬМЕНОГОРСКОГО БЛОКА ЮЖНОГО УРАЛА: ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ
В результате детального исследования химического состава минералов из гранат-биотитовых гнейсов и биотит-пироксен-амфиболовых кристаллических сланцев установлено, что породы наиболее древней селянкинской толщи испытали единый полный (прогрессивный и регрессивный) цикл метаморфизма, термодинамические параметры которого не выходили за рамки амфиболитовой фации. Рассчитан РТ-тренд метаморфизма и показана его связь с гранитизацией и купольным тектогенезом герцинского коллизионного этапа.
Ключевые слова: Южный Урал, Сысертско-Ильменогорский блок, селянкинская толща, метаморфизм.
As a result of a detailed study of the chemical composition of minerals from the garnet-biotite gneiss and biotite-pyroxene-amphibole schists it was found that the most ancient rock of the Selyanka rock member experienced one full (progressive and regressive) metamorphic cycle. The thermodynamic parameters are not beyond the amphibolite facies. PT-trend of metamorphism was calculated, and its connection with granitization and dome orogeny Hercynian collision stage was shown.
Key words: South Urals, Sisert-Ilmenogorsk block, Selyanka rock member, metamorphism.
Введение. Сысертско-Ильменогорский блок входит в состав Восточно-Уральского мегаантиклинория и сложен метаморфическим комплексом гнейсового ядра (который большинство исследователей относят к докембрию), а также палеозойским зеленосланцевым комплексом обрамления [Кейльман, 1974; Левин, 1972]. В.Н. Пучков [2000] рассматривает Сысертско-Ильменогорскую структуру как термальный купол, возникший при метаморфизме пакета тектонических пластин, которые сложены протерозойскими и палеозойскими континентальными и океаническими комплексами, и сильно сжатый на последних стадиях коллизии. Близких представлений придерживается Б.М. Пермяков [2008], который считает, что Ильмено-горская структурная зона, будучи одним из сегментов коллизионно-аккреционной системы Южного Урала, состоит из субмеридионально ориентированных, наклоненных в восточном направлении тектонических пластин, представленных разновозрастными вещественными комплексами. Он выделяет Селянкинский террейн позднеархейского—раннепротерозойского фундамента Русской плиты (селянкинская и вишне-вогорская толщи), раннерифейский (?) рифтогенный мигматит-гнейсовый комплекс (ильменогорская и еланчиковская толщи), среднерифейский рифтоген-ный гнейсово-сланцевый комплекс (кыштымская толща, аракульская, саитовская и игишская свиты саитовской серии). Разрез докембрийских образова-
ний завершается кундравинской свитой, относящейся к венду. Литопластины отделены одна от другой крутопадающими на восток сбросами, сдвиго-сбросами, надвигами, по сути это субстрат, в котором в палеозое произошло формирование гранитогнейсовых куполов. Н.Б. Кузнецов и К.Е. Дегтярев [1998] в южной части Сысертско-Ильменогорского блока выделили аллохтон и автохтон. К аллохтонным комплексам они отнесли зонально метаморфизованные (от зелено-сланцевой до амфиболитовой фации) ильменогор-скую, кыштымскую, еланчиковскую, игишскую и кундравинскую толщи, к автохтонным — вишнево-горскую и селянкинскую толщи.
Селянкинская толща, в составе которой развиты гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты, мраморы, считается наиболее древней в регионе [Кейльман, 1974; Краснобаев и др., 2001; Кузнецов, Дегтярев, 1998; Левин, 1972; Медведева и др., 2000; Пермяков, 2008]. Для умеренно измененных и практически полностью перекристаллизованных цирконов из пород толщи U—Pb-методом А.А. Краснобаевым с соавторами [2001] получены следующие значения возраста: 2081+15; 434+15; 239+4-5 млн лет. По их мнению, первая датировка относится ко времени гранулитового метаморфизма, а остальные — к палеозойской гранитизации. В качестве доказательства гранулитового метаморфизма Е.В. Медведева с соавторами [2000] приводят высокую титанистость био-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, вед. науч. с., канд. геол.-минер. н., e-mail: [email protected]
2 ОАО «Газпром», геолог, e-mail: [email protected]
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, науч. с., канд. геол.-минер. н., e-mail: [email protected]
Таблица 1
Химический состав минералов из пород селянкинской толщи
№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19
Минерал Bi Gr Gr Gr Pl Bi Bi Gr Kfs Gr Gr Gr Pl Bi Cpx Cpx Amph Bi Pl
вкл центр пром край центр пром край
SiO2 37,24 37,16 36,82 37,50 61,43 37,59 37,28 36,95 64,09 37,74 37,62 37,31 60,37 37,90 52,12 51,52 44,89 38,60 60,26
TiO2 0,97 — — — — 2,70 1,17 — — — — 0,03 0,03 2,01 0,14 — 1,66 4,27 0,01
А120з 17,49 20,91 21,53 21,39 23,66 16,88 17,74 21,12 18,39 21,08 21,44 21,09 23,82 16,54 1,65 1,31 10,20 14,54 24,38
FeO 22,18 29,05 29,28 29,12 0,27 21,94 23,22 29,62 — 28,03 28,62 29,65 0,59 20,83 11,47 11,52 17,47 19,92 —
MnO 0,04 5,51 4,35 4,80 0,06 0,24 0,25 5,24 0,01 4,52 4,43 5,33 — 0,17 0,30 0,30 0,32 0,23 —
MgO 11,05 2,01 2,67 2,61 — 9,95 9,76 2,32 — 2,80 2,71 2,12 — 10,31 11,18 11,54 9,97 11,34 0,02
CaO 0,15 4,70 4,66 3,79 5,32 — 0,16 4,27 0,13 4,42 4,31 3,78 6,07 0,32 21,68 22,25 11,49 — 5,85
Na2O 0,38 0,37 0,27 0,09 8,32 0,11 0,03 — 1,69 0,48 0,19 0,01 7,89 1,86 0,76 0,60 1,48 0,29 8,07
K2O 9,41 — 0,04 — 0,27 9,37 9,28 0,05 13,93 0,03 0,05 0,17 0,18 9,62 0,07 0,04 1,20 9,52 0,40
SrO 0,45 0,18 0,19 0,17 0,30 0,70 0,65 0,10 0,55 0,35 0,02 0,05 0,70 0,27 0,37 0,29 0,62 0,20 0,39
BaO 0,14 0,02 — 0,07 0,18 — — 0,15 0,68 0,13 0,10 — — — 0,01 0,19 0,09 0,41 0,15
PA 0,15 0,08 0,02 0,12 0,05 0,14 0,12 0,08 0,25 0,11 0,07 — 0,21 — 0,13 0,08 0,17 0,22 0,16
Сумма 99,65 99,99 99,81 99,47 99,86 99,48 99,54 99,67 99,72 99,69 99,56 99,54 99,65 99,83 99,88 99,64 99,47 99,54 99,69
Кристаллохимические с юрмулы
Si 2,99 2,99 2,96 3,00 2,74 3,01 3,00 2,98 2,97 3,02 3,00 3,00 2,70 3,04 1,97 1,96 6,92 3,07 2,69
Ti 0,06 — — — — 0,17 0,07 — — — — — — 0,12 — — 0,19 0,26 —
Al 1,66 1,98 2,04 2,02 1,24 1,60 1,68 2,01 1,00 1,99 2,02 2,00 1,26 1,56 0,07 0,06 1,85 1,37 1,28
Fe 1,49 1,96 1,97 1,95 0,01 1,47 1,56 2,00 — 1,87 1,91 2,00 0,02 1,00 0,36 0,37 2,25 1,33 —
Mn - 0,36 0,30 0,33 — 0,02 0,02 0,36 — 0,31 0,30 0,36 — 1,01 0,01 0,01 0,04 0,02 —
Mg 1,32 0,24 0,32 0,31 — 1,19 1,17 0,28 — 0,33 0,32 0,25 — 1,23 0,63 0,65 2,29 1,35 —
Ca 0,01 0,41 0,40 0,32 0,25 — 0,01 0,37 0,10 0,38 0,37 0,33 0,29 0,03 0,88 0,91 1,90 — 0,28
Na 0,06 0,06 0,04 0,01 0,72 0,02 — — 0,15 0,07 0,03 — 0,69 0,29 0,06 0,04 0,44 0,05 0,70
K 0,96 — — — 0,02 0,96 0,95 — 0,82 — 0,01 0,02 0,11 0,98 — — 0,24 0,97 0,02
^Mg 0,47 0,09 0,12 0,12 — 0,44 0,43 0,11 — 0,13 0,13 0,10 — 0,38 0,63 0,63 0,50 0,50 —
Примечание. Здесь и далее химические анализы выполнены в лаборатории микроанализа кафедры петрологии геологического факультета МГУ, аналитик Н.Н. Коротаева. Минералы из гранат-биотитовых гнейсов (1—14) и биотит-пироксен-амфиболовых кристаллических сланцев (15—19); XMg = Mg/(Mg+Fe+Mn); вкл — включение, центр — центральная часть зерна, пром — промежуточная часть зерна, край — краевая часть зерна.
титов (до 4,6% ТЮ2) из амфиболитов, а также состав гранатов из гнейсов. Однако магнезиальности гранатов (ХМ% = 0,16^0,09), приведенной в их работе, явно недостаточно для минералов из высокоглиноземистых пород, образовавшихся в условиях гранулитовой фации, для которых Хщ > 0,20, подобная титанистость обычна для биотитов из основных, богатых кальцием пород, метаморфизованных в высокотемпературных условиях амфиболитовой фации.
Метаморфизм селянкинской толщи. В результате детального исследования химического состава минералов из гранат-биотитовых гнейсов (Bi+Gr+Pl+Kfs+Q±SШ)4 и биотит-пироксен-амфиболовых кристаллических сланцев ^+Срх+АтрИ+Р1) нами получены новые данные о характере метаморфизма пород селянкинской толщи.
Гранат в гнейсах представлен двумя генерациями. Гранат первой генерации образует крупные (до 3 мм) зерна, часто с включениями биотита (рис. 1),
имеет четко выраженную прогрессивную зональность с увеличением от центров зерен к краям содержания MgO, SiO2 и уменьшением МпО (табл. 1, анализы 2—4; рис. 2). Мелкие гранаты (до 0,3 мм) второй генерации практически не содержат включений и характеризуются регрессивной зональностью с уменьшением содержания MgO, SiO2 и увеличением МпО, FeO от центров зерен к краям (табл. 1, анализы 10—12; рис. 2). Биотиты из гнейсов также различаются как по величине зерен, так и по химическому составу. Биотит из включения в центральных частях гранатов первой генерации (табл. 1, анализ 1) наименее титанистый (ТЮ2 = 0,97^1,17%) по сравнению с крупными биотитами (табл. 1, анализы 6, 14) гнейсов (ТЮ2 = = 2,01^2,73%). Низкая титанистость характерна и для мелких табличек биотита второй генерации (табл. 1, анализ 7). Биотиты из биотит-пироксен-амфиболовых кристаллических сланцев селянкинской толщи существенно более титанистые (ТЮ2 = 4,27%), чем
4 Названия даны в соответствии с международными общепринятыми правилами: Bi — биотит, Gr — гранат, Cpx — клинопирок-сен, Hyp — гиперстен, Amph — амфибол, Pl — плагиоклаз, Kfs — калиевый полевой шпат, Ort — ортоклаз, Q — кварц, Sill — силлиманит, And — андалузит, Ky — кианит.
Рис. 2. Зональность гранатов первой (1) и второй (2) генерации из гранат-биотитовых гнейсов селянкинской толщи
Рис. 1. Гранат первой генерации из гнейсов селянкинской толщи с включением
биотита
минералы гнейсов (табл. 2). Подчеркнем, что биотит и амфибол из кристаллических сланцев имеют одинаковую магнезиальность (ХМё = 0,50), что свидетельствует об экстремальных термодинамических условиях, при которых образовался этот парагенезис в условиях высокотемпературной пироксен-роговообманковой минеральной ступени амфиболитовой фации. Дальнейшее повышение температуры привело бы к его неустойчивости, дегидратации амфибола и биотита и образованию типичного для гранулитовой фации двупироксенового парагенезиса.
Значения температуры и давления, рассчитанные для биотит-гранатовых гнейсов, показывают (рис. 3), что в породах селянкинской толщи зафиксирована как прогрессивная, так и регрессивная стадия единого цикла метаморфизма, при этом термодинамические параметры не выходили за рамки амфиболитовой фации. Разница в давлении на разных этапах метаморфизма при одинаковой температуре составляет от 0,05 до 0,1 ГПа, что указывает на воздымание примерно на 1,5—3 км метаморфического комплекса во время регрессивного метаморфизма. Такие условия обычно сопряжены со стадией гранитизации метаморфических толщ, когда происходит рост гранитогнейсовых куполов [Маракушев, 1988; Перчук, Геря, 1990].
Р, ГПа
0,6
0,5
0,4
0,3
400
500
600
т, °е
Рис. 3. РТ-тренд метаморфизма гранат-биотитовых гнейсов селянкинской толщи. Температура и давление определены по методам Л.Л. Перчука [1973]
Таблица 2
Химический состав минералов из биотит-пироксен-амфиболовых кристаллических сланцев селянкинской толщи и плагиогнейсов
ильменогорской толщи
№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
Минерал Срх Срх АтрИ АтрИ Bi Bi Р1 Р1 Срх АтрИ АтрИ АтрИ Bi Р1 Р1 К1Б
8Ю2 52,12 51,52 44,89 44,99 38,60 38,71 60,26 60,86 50,45 42,59 42,32 42,46 38,16 67,06 66,23 64,24
ТЮ2 0,14 — 1,66 1,64 4,27 4,23 0,01 0,06 0,13 0,69 0,69 0,87 4,88 — 0,02 —
А12О3 1,65 1,31 10,20 10,23 14,54 14,59 24,38 24,06 0,86 8,90 8,84 8,91 14,69 19,94 20,02 18,29
FeO 11,47 11,52 17,47 17,49 19,92 19,91 — 0,01 17,41 23,31 23,20 23,47 19,79 0,11 0,08 0,17
МпО 0,30 0,30 0,32 0,22 0,23 0,21 — 0,07 0,80 0,65 0,65 0,79 0,15 0,05 0,04 —
MgO 11,18 11,54 9,97 9,95 11,34 11,22 0,02 — 6,83 7,64 7,64 7,60 11,08 — — 0,08
СаО 21,68 22,25 11,49 11,54 — — 5,85 6,12 20,71 10,43 10,43 10,45 0,07 0,77 1,19 —
Ка2О 0,76 0,60 1,48 1,45 0,29 0,31 8,07 7,38 1,88 3,12 3,12 2,87 0,71 10,49 10,61 1,26
К2О 0,07 0,04 1,20 1,12 9,52 9,59 0,40 0,32 0,07 2,12 2,12 1,80 9,55 0,21 0,41 14,42
8гО 0,37 0,29 0,62 0,58 0,20 0,21 0,39 0,58 0,18 0,06 0,06 0,10 0,18 0,85 0,85 0,75
ВаО 0,01 0,19 0,09 0,11 0,41 0,39 0,15 0,04 0,52 0,16 0,16 0,22 0,52 — — 0,64
Р2О5 0,13 0,08 0,17 0,19 0,22 0,19 0,16 0,28 0,06 0,08 0,08 0,10 0,06 0,36 0,18 0,08
Сумма 99,88 99,64 99,47 99,51 99,54 99,56 99,69 99,78 99,90 99,75 99,31 99,64 99,84 99,84 99,63 99,93
Кристаллохимические формулы
Si 1,97 1,96 6,92 6,94 3,07 3,08 2,69 2,71 1,98 6,84 6,84 6,83 3,05 2,95 2,93 2,98
Ti — — 0,19 0,18 0,26 0,25 — — — 0,08 0,08 0,11 0,29 — — —
А1 0,07 0,06 1,85 1,85 1,37 1,37 1,28 1,26 0,04 1,69 1,69 1,69 1,38 1,03 1,04 1,00
Fe 0,36 0,37 2,25 2,25 1,33 1,33 — — 0,57 3,13 3,13 3,16 1,32 0,01 — 0,01
Мп 0,01 0,01 0,04 0,02 0,02 0,02 — — 0,03 0,09 0,09 0,11 0,01 0,01 — —
Mg 0,63 0,65 2,29 2,29 1,35 1,34 — — 0,40 1,84 1,84 1,82 1,32 — — 0,01
Са 0,88 0,91 1,90 1,92 — — 0,28 0,29 0,87 1,80 1,81 1,80 0,01 0,04 0,06 —
Ка 0,06 0,04 0,44 0,44 0,05 0,04 0,70 0,64 0,14 0,98 0,98 0,89 0,11 0,89 0,91 0,11
К — — 0,24 0,22 0,97 0,98 0,02 0,02 — 0,44 0,44 0,37 0,97 0,01 0,02 0,85
ХМе 0,63 0,63 0,50 0,50 0,50 0,50 — — 0,40 0,36 0,36 0,36 0,50 — — —
ХМеГП) 0,63 0,63 0,48 0,48 0,46 0,46 — — 0,40 0,36 0,36 0,35 0,45 — — —
ХСа 0,94 0,96 0,74 0,74 — — 0,28 0,31 0,86 0,56 0,56 0,59 — 0,04 0,06 —
Примечание. Минералы из пород селянкинской (1—8) и ильменогорской (9—16) толщ; Хщ = Mg/(Mg+Fe+Mn); ХМ^Т) = М^ (Mg+Fe+Mn+Ti); ХСа = Са/(Са+Ка+К).
Полученные нами значения температуры метаморфизма (500—650 °С) аналогичных данным В.Я. Левина [1972]. В то же время указанный автор считает, что давление при метаморфизме пород гнейсового ядра Сысертско-Ильменогорского блока в условиях амфи-болитовой фации составляло 13 кбар (1,3 ГПа). Однако при таком давлении в глиноземистых породах должен быть устойчив исключительно кианит, а не силлиманит, который встречается в биотит-гранатовых гнейсах как селянкинской, так и ильменогорской толщи.
Отметим, что на юге Сысертско-Ильменогорского блока в структурных швах, отделяющих гнейсовое ядро от зеленосланцевого обрамления, встречается кианит и картируются сближенные изограды кианита и силлиманита, а на востоке блока в двуслюдяных сланцах Малокаслинского месторождения, расположенного в пределах сланцевого обрамления, все три силиката глинозема (кианит, силлиманит и андалузит) встречаются одновременно [Кейльман, 1974].
На рис. 3 хорошо видно, что РТ-тренд метаморфизма пород селянкинской толщи расположен вдоль линии, разделяющей поля устойчивости кианита и
силлиманита, пересекая ее в низкотемпературной области вблизи тройной точки. Это указывает на общность процессов метаморфизма гнейсового ядра и сланцевого обрамления Сысертско-Ильменогорского блока и объясняет наличие парагенезисов с тремя силикатами глинозема, а также сближенный характер закартированных в этом районе изоград кианита и силлиманита.
Температура метаморфизма (750—660 °С), определенная по сосуществующим биотитам, амфиболам и пироксенам, для кристаллических сланцев селянкин-ской толщи несколько выше максимальной температуры, определенной по гранат-биотитовому парагенезису. Однако степень метаморфизма в изученных образцах пород селянкинской толщи не достигала уровня гранулитовой фации, поскольку в основных, богатых кальцием породах не обнаружен парагенезис Срх+Нур, а в высокоглиноземистых бедных кальцием породах — Нур+Ой, эти парагенезисы обязательны для отнесения пород к гранулитам. Отметим, что в термодинамических условиях высокотемпературной части амфиболитовой фации возможно образование
Таблица 3
Химический состав полевых шпатов из миаскитов Ильменогорского массива
№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Минерал Pl Pl Kfs Kfs Kfs Kfs Pl Kfs Kfs Pl
SiO2 60,82 60,03 64,35 65,08 63,71 64,54 60,4 64,38 64,55 60,66
TiO2 0,15 — — 0,12 0,06 — — — 0,07 0,04
Al2O3 24,17 24,63 19,01 18,8 18,85 18,83 24,85 19,08 18,77 24,47
FeO — — — 0,07 0,11 0,19 0,08 0,03 — —
MnO — 0,08 — — 0,4 0,11 — — 0,07
MgO — — — 0,07 0,06 0,01 0,01 — — —
CaO 5,66 6,31 — — 0,17 0,04 6,17 0,02 — 5,99
Na2O 8,43 7,85 1,61 1,7 1,37 2,13 7,93 2,12 1,56 8,12
K2O 0,13 0,16 14,05 13,85 14,81 13,38 0,25 13,37 14,27 0,16
BaO — 0,14 0,61 0,1 0,3 0,4 0,03 0,41 0,39 0,03
SrO 0,48 0,66 0,26 0,08 0,16 0,46 0,11 0,29 0,32 0,47
Сумма 100,01 100 100 99,99 100 100 99,97 100 100 100,01
Кристаллохимические формулы
Si 2,71 2,69 2,97 2,98 2,95 2,97 2,69 2,96 2,98 2,71
Al 1,27 1,3 1 1,01 1,03 1,02 1,3 1,03 1,02 1,29
Ca 0,27 0,3 — — 0,01 — 0,29 — — 0,29
Na 0,73 0,68 0,15 0,15 0,12 0,19 0,69 0,19 0,15 0,7
K 0,01 0,01 0,83 0,81 0,88 0,79 — 0,79 0,84 0,01
^Na 0,73 0,69 0,15 0,16 0,12 0,19 0,7 0,19 0,14 0,71
Примечание. XNa в калиевом полевом шпате — Na/(Na+K), в плагиоклазе — Na/(Na+Ca).
двупироксенового парагенезиса в породах, обогащенных железом, что и наблюдается в магнетит-двупироксеновых кварцитах селянкинской толщи.
Подчеркнем, что для биотит-пироксен-амфибо-ловых плагиогнейсов ильменогорской толщи (табл. 2, анализы 9—16) получены близкие к селянкин-ским гнейсам значения температуры метаморфизма (570—600 °С). В то же время клинопироксены и амфиболы из плагиогнейсов ильменогорской толщи по сравнению с минералами из кристаллических сланцев селянкинской толщи содержат меньше SiO2, TiO2, Al2O3, MgO, CaO и больше FeO, MnO, Na2O, что указывает на относительно более низкотемпературные условия их образования.
Значения температуры метаморфизма, определенные по парагенезису Kfs+Pl (460—470 °С) из гранат-биотитовых гнейсов селянкинской (табл. 1, анализы 9, 13, 19) и биотит-клинопироксен-амфиболовых плагиогнейсов ильменогорской (табл. 2, анализы 14—16) толщи, совпадают с температурой кристаллизации полевых шпатов (табл. 3) из миаскитов Ильменогорского массива (460-490 °С).
Характер метаморфизма селянкинской толщи относится к так называемому метаморфизму по часовой стрелке (clockwise), который проявляется в конвергентных геодинамических обстановках [Thompson, England, 1984], а особенно в обрамлении гранито-гнейсовых куполов [Маракушев, 1988; Перчук, Геря, 1990]. В ядрах куполов фиксируются минимальные РТ-параметры, соответствующие конечным стадиям
регрессивного метаморфизма вмещающих толщ. Это связано с резким увеличением доли магматических расплавов в гранитогнейсовых куполах, кристаллизация которых происходит при РТ-параметрах, соответствующих эвтектикам гранитных магм [Перчук, Геря, 1990]. В данном случае в ядре купола находятся миаскиты Ильменогорского массива, для которых В.А. Кононова с соавторами [1983] Rb—Sr-изотопным методом установили значения возраста 445+15 и 245±5—4 млн лет, близкие к таковым для селянкинских пород. Это свидетельствует о том, что региональный метаморфизм и формирование миа-скитов в пределах Сысертско-Ильменогорского блока тесным образом связаны во времени и сопряжены с купольным тектогенезом, который, как считает большинство исследователей Южного Урала, проявился в герцинский коллизионный этап [Кейльман, 1974; Кузнецов, Дегтярев, 1998; Левин, 1972; Самыгин и др., 1997; Демина, Каменский, 2008].
Заключение. Полученные данные о метаморфизме пород селянкинской толщи имеют важное тектоническое значение. До недавнего времени практически все глубокометаморфизованные комплексы в пределах складчатых поясов рассматривались в качестве выступов докембрийского фундамента. Однако детальное петрологическое и геохронологическое изучение показало, что некоторые из них имеют палеозойский (гранулиты Южного Прибайкалья) и даже мезозойский (заганский комплекс Забайкалья) возраст [Донская и др., 2000; Скляров и др., 1994].
Считается, что докембрийский Сысертско-Ильменогорский блок отделился от ВосточноЕвропейского континента в конце раннего ордовика, в силуре вызвал «заякорение» Тагильской островной дуги и отодвигание Восточно-Уральского микроконтинента в сторону океана. В девоне в качестве тектонического клина он вошел в цоколь акреционной призмы Магнитогорской дуги, а потом в середине карбона всплыл при формировании гранитогнейсо-вых куполов [Самыгин и др., 1997].
Такая сложная геодинамическая интерпретация основана преимущественно на данных изотопного возраста цирконов, а также представлениях о сложном многоцикличном метаморфизме. В действительности, как показали наши данные, селянкинская толща, считающаяся наиболее древней (архейской) в пределах Сысертско-Ильменогорского блока, испытала единый полный (прогрессивный и регрессивный) цикл метаморфизма, что зафиксировано в
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Демина Л.И., Каменский С.А. Новые данные о метаморфизме Сысертско-Ильменогорского блока Южного Урала: тектонические следствия // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики: Мат-лы XLI Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 2008. С. 257-262.
Донская Т.В., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П. и др. Прибайкальский коллизионный метаморфический пояс // Докл. РАН. 2000. Т. 37, № 7. С. 1075-1079.
Кейльман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974. 197 с.
Кононова В.А., Крамм У., Грацерт Б. Возраст и источник вещества миаскитов ильмено-вишневогорского комплекса на Урале (данные Rb—Sг изотопного метода) // Докл. АН СССР. 1983. Т. 273, № 5. С. 1228-1230.
Краснобаев А.А., Давыдов В.А., Щулькин Н.В. и др. Цир-конология селянкинского блока Ильменских гор // Докл. РАН. 2001. Т. 397, № 6. С. 807-811.
Кузнецов Н.Б., Дегтярев К.Е. Аллохтонные структуры в метаморфических комплексах Восточного Урала // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты: Мат-лы XXXI Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 1998. С. 287-289.
Левин В.Я. Петрогенезис ильменогорского комплекса // Тр. Ин-та геологии и геохимии Уральского научного центра АН СССР. Миасс, 1972. Вып. 93. С. 130-154.
Маракушев А.А. Петрогенезис. М.: Недра, 1988. 291 с.
Медведева Е.В., Вализер П.М., Котляров В.А. Эволюция парагенезиса гранат—биотит в породах селянкинского блока ильмено-вишневогорского комплекса Южного Урала //
химическом составе зональных минералов. В связи с этим возраст измененных цирконов, скорее всего, указывает не на время раннего метаморфизма, а на возраст толщ, размытых и переотложенных во временном интервале 445-434 млн л.н. при формировании вулканогенно-осадочных образований, метаморфизованных в герцинский коллизионный этап (245-238 млн л.н.).
Саитовская свита, содержащая водоросли поздне-протерозойского—раннекембрийского возраста, а также микрофоссилии среднего рифея, игишская свита с микрофоссилиями среднерифейского возраста и кундравинская свита, датированная вендом на основании находок водорослей и микрофоссилий [Пермяков, 2008], вероятно, представляют собой аллохтонный комплекс более древних образований, надвинутый на более молодые позднеордовикские— раннесилурийские толщи до начала метаморфизма.
Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Т. IV: Мат-лы Второго Всеросс. петрографического совещания. Сыктывкар, 2000. С. 102-104.
Пермяков Б.Н. Геодинамика и гранитный магматизм Ильменогорской зоны Южного Урала // Изв. Челябинского НЦ. Сер. Геология, геохимия, минералогия. 2008. Вып. 2 (40). С. 15-20.
Перчук Л.Л. Термодинамический режим глубинного петрогенезиса. М.: Наука, 1973. 317 с.
Перчук Л.Л., Геря Т.А. Исследование некоторых петрологических процессов в литосфере // Экспериментальное и теоретическое моделирование процессов минералообра-зования. М.: Наука, 1990. С. 64-72.
Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2000. 146 с.
Самыгин С.Г., Кузнецов Н.Б., Павленко Г.П. и др. Структура Кыштым-Миасского района Южного Урала и проблема сочленения Магнитогорских и Тагильских комплексов // Урал: Фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии. М.: Наука, 1997. С. 73-92 (Тр. ГИН РАН; вып. 500).
Скляров Е.В., Мазукабзов А.М, Донская Т.В. и др. За-ганский комплекс метаморфического ядра Забайкалья // Докл. РАН. 1994. Т. 339, № 1. С. 83-86.
Thompson A.B., EnglandPh.C. Pressure—temperature—time paths of regional metamorphism. II: Their inference and interpretation using mineral assemblages in metamorphic rocks // J. of Petrology. 1984. Vol. 25. Pt 4. P. 929-955.
Поступила в редакцию 25.05.2011
