Петрология, 2022, T. 30, № 1, стр. 91-118

Модель колчеданоносной системы ивановского типа

Колчеданное оруденение ивановского типа известно в южной части Вознесенско-Присакмарской зоны, представляющей аккретированный склон островной дуги, обращенный в сторону желоба. Оно представлено мелкими месторождениями Co–Cu-колчеданных руд (Ивановское, Дергамышское, Ишкининское месторождения). Эти руды ассоциируют с базальтами толеитовой островодужной и бонинитовой серий (ранний девон), а залегают чаще всего ниже базальтов в осадочных эдафогенных брекчиях серпентинизированных гарцбургитов (Зайков и др., 2001, 2009; Косарев и др., 2005; Jonas, 2004). По соотношениям Yb–La/Yb в базальтах степень плавления шпинелевого лерцолита составляет 20–30%.

Ассоциация серпентинито-обломочных, габбро-диорит-обломочных и кремнисто-обломочных эдафогенных брекчий, конглобрекчий, гравелитов и песчаников характеризует фации склона глубоководного желоба фронтальной островной дуги (Мурдмаа, 1986) и разрез эмсской раннеостроводужной баймак-бурибаевской базальт-андезибазальт (бонинит)-риодацитовой формации. По всей площади Вознесенско-Присакмарской зоны от Карагайкульского рудопроявления на севере Учалинского района до Ишкининского рудного поля в Оренбургской области на юге, пачка серпентинитовых брекчий и эффузивных базальтов ассоциирует с Co–Cu-колчеданными мелкими рудными залежами, представляя самый ранний в Магнитогорской мегазоне этап колчеданообразования. Общепринятыми являются представления о заимствовании Co и Ni рудных тел из рудовмещающих серпентинитокластовых пород и подстилающих ультрабазитов (Зайков и др., 2009).

Базальты ивановского комплекса Ивановского рудного поля имеют следующие петрохимические характеристики (мас. %): TiO₂ 0.38–0.68, Al₂O₃ 12.54–15.56, FeO_tot 6.7–9.5, MgO 5.04–11.12, CaO 5.35–11.76, Na₂O 2.6–4.88, K₂O 0.03–0.12, П.п.п. 2.68–8.23. На диаграмме Дж. Пирса (Pearce, 2008, Ферштатер, 2013), дополненной авторскими данными (рис. 2а), представлены составы базальтов – три фигуративные точки из чингизовского комплекса и по одной из Ишкининского и Вознесенского участков располагаются в поле I–I″, близко к стандартным составам OPB, E-MORB, TWPB, что позволяет видеть определенное сходства с плато-базальтами океанов. Содержание TiO₂ в них варьирует от 0.46 до 0.74 мас. %, а в одной из проб (№ 0128) TiO₂ – 1.27 мас. %. В промежуточное поле (II–II″) в секторе с океанической корой попадают две пробы из Ишкининского рудного поля. Все пробы из Ивановского рудного поля и часть проб из Ишкининского участка располагаются в поле III, в поле базальтов бонинитовой серии бурибайского комплекса. Распределение редкоземельных элементов, нормированных к хондриту, наиболее соответствует хондритовому источнику.

Рис. 2.

Соотношение Nb/Yb и Th/Yb (Pearce, 2008; Ферштатер, 2013) в основных породах колчеданоносных и безрудных вулканических комплексов Магнитогорской палеоостроводужной мегазоны. (а) – комплексы раннедевонского позднеэмсского возраста. Комплексы Вознесеснко-Присакмарской зоны: 1 – чингизовский, 2 – вознесенский (гора Озерная), 3 – ишкининский, 4 – ивановский, 5 – дергамышский, 6 – олистостромовая толща Ишкининского рудного поля, 7 – стандартные составы базальтов разных геодинамических обстановок: N-MORB – нормальные толеитовые базальты COX, E-MORB – обогащенные базальты COX, IAT – толеитовые базальты островных дуг, БОН Br – бонинитовая серия бурибайского комплекса, CAB – известково-щелочные базальты островных дуг, СHIA – шошонитовая серия островных дуг, OPB – базальты подводных океанических плато (Богатиков и др., 2010), TWPB – внутриплитные базальты, Alk WPB – щелочные внутриплитные базальты, I'–I" – базальты N-MORB–внутриплитные (Alk WPB), II'–II" – переходные базальты от океанических и WPB к островодужным, III – островодужные базальты на коре океанического типа, IV – островодужные базальты на мощной коре островодужного и континентального типов, АБ – линия, разделяющая океанический и континентальный сектор; (б) – комплексы позднеэмсско-раннеэйфельского возраста: 1 – бурибайский, 2 – баймакский, 3 – макан-октябрьский, 4 – гайский, 5 – подольский, 6 – джусинско-восточно-подольский, 7 – домбаровский, 8 – умеренно-титанистый базальт, br₁, 9 – стандартные составы базальтов разных геодинамических обстановок; (в) – комплексы карамалыташской свиты: 1 – карамалыташский, Карамалыташская антиклиналь, 2 – сибайский, 3 – бакр-узякский, 4 – учалинский, 5 – курпалинский, 6 – верхнеуральский, 7 – александринский, 8 – ащебутакский, 9 – юлдашевский, 10 – савельевско-калиновский, 11 – репинский, 12 – кульбердинский, 13 – большекумакский, 14 – стандартные составы базальтов различных геодинамических обстановок. На каждом рисунке (2а, 2б, 2в) свои условные знаки и свои выборки. На рис. 2б жирной линией выделен контур поля бонинитовых базальтов и бонинитов бурибайского комплекса (это опорная стандартная выборка вулканитов бонинитовой серии в Магнитогорской зоне). На рис. 2а, как и на рис. 2б, жирной линией выделен контур поля вулканитов бонинитовой серии бурибайского комплекса, а частные анализы (1–6) характеризуют бонинит-толеитовые комплексы (возрастные аналоги бурибайского комплекса) в Вознесенско-Присакмарской (или ГУР) зоне.

Присутствие в рудных полях Co–Cu-колчеданных месторождений Вознесенско-Присакмарской зоны надсубдукционных эффузивных базальтов толеитовой и бонинитовой серий, кислых эффузивов, интрузивных образований габбро-диорит-плагиогранитного состава свидетельствует о том, что область рудообразования отстояла от осевой зоны глубоководного желоба на расстояние не менее 30–50 км на восток. В современной структуре Вознесенско-Присакмарская зона контактирует на западе с Уралтауской антиформной зоной и с эклогит-глаукофановым максютовским комплексом, в котором присутствуют эклогиты и глаукофановые сланцы возрастного интервала 393–420 млн лет, соответствующие раннему девону и самым верхам разреза силура (пржидолий) (Scarrow et al., 2002).

Модель фронтальной надсубдукционной зоны

Фронтальная надсубдукционная зона сложена вулканогенными породами баймак-бурибайской свиты раннедевонского позднеэмсского возраста, состоящими из двух вулканических комплексов бурибайского (нижнего) и верхнетаналыкского (верхнего). Нижний бурибайский комплекс развит в пределах Бурибай-Акъярской рудоносной зоны Бурибайского рудного района, в южной части Таналыкского поднятия (Косарев и др., 2005). Он вмещает крупное Юбилейное колчеданное месторождение и среднее Бурибайское месторождение (Cu > Zn). Вулканогенные породы бурибайского комплекса принадлежат к умеренно-щелочной натриевой (нижняя толща), бонинитовой (средняя толща) и к известково-щелочной существенно кислой (верхняя толща) сериям (Косарев и др., 2005) при заметном преобладании (80–90%) вулканитов бонинитовой серии.

Бурибайский комплекс расположен в зоне между Юлалинской и Орской широтными дислокациями, в которой установлены повышенные мощности гранулито-базитовой нижней коры (Серавкин, Цветкова, 1982) и корово-мантийного слоя (Берлянд, 2007). Состав последнего предполагает по физическим характеристикам смесь базитов нижней коры и ультрабазитов верхней мантии.

Базальты нижней толщи подвержены метаморфизму эпидот-актинолитовой ступени зеленосланцевой фации. Продукты верхней части средней толщи и верхней толщи соотвествуют пренит-пумпеллиитовой фации регионального метаморфизма. В пределах средней толщи в вулканитах бонинитовой серии преобладают пилотакситовая, микроофитовая, вариолитовая стуктуры, а в бонинитах – пироксеновый спинифекс. В пределах верхней части разреза средней толщи установлены реликтовые продукты автометаморфизма (присутствует гидрогранат) и окислительного диагенеза (присутствует селадонит). На колчеданных рудных полях (Юбилейном и Бурибайском) нижняя граница метаморфизма пумпеллиит-пренитовой фации поднимается в разрезе в надрудную зону, сложенную породами верхнетаналыкской и ирендыкской свит. Таким образом, на рудных полях намечается метаморфический пропилитовый купол с преобладающей ассоциацией вторичных минералов эпидот-хлорит-серицит-карбонат-кварц-(пирит).

Умеренно-щелочные натриевые базальты слагают нижнюю долерито-базальтовую толщу бурибайского комплекса (табл. 1). В ее составе преобладают низкомагнезиальные базальты, реже андезибазальты (мас. %): SiO₂ 44.75–52.33, TiO₂ 0.51–0.72, FeO_tot 7.23–7.3, MgO 4.2–8.25, СаО 3.8–6.03, Na₂O 5.76–5.93, K₂O 0.16–0.2. На диаграмме SiO₂–(Na₂O + K₂O) большинство проб располагаются в поле субщелочных базальтов. О первичности геохимических характеристик субщелочных базальтов и андезибазальтов свидетельствуют повышенные концентрации в них Zr, Hf, Th, Nb, Ta, Y, REE, по сравнению с бонинитовыми базальтами. Отношение La/Yb = 1.67 превышает значение этой величины в породах бонинитовой серии, но ниже, чем в субщелочных плато-базальтах (табл. 1, проба Т-4Б).

На границе нижней и средней толщ расположена пачка умеренно-титанистых (TiO₂ 1.51 мас. %) пиллоу-базальтов (табл. 1, проба Т-4Б), по составу близких к океаническим платобазальтам (OPB) (рис. 2б).

По данным табл. 1 и рис. 3в, 3г умеренно-титанистые пиллоу-базальты отличаются от пород бонинитовой серии бурибайского комплекса повышенными концентрациями Al₂O₃ и Na₂O, большими концентрациями REE и HFSE, высоким значением отношения La/Yb = 3.55 и близкими содержаниями Sr, K, Ba, Rb, Cs.

Рис. 3.

Распределение микроэлементов, нормализованных к N-MORB (Sun, McDonough, 1989), и редкоземельных элементов, нормированных к хондриту (Nakamura, 1974), в базальтах позднеэмсско-раннеэйфельского возраста.

Рис. 3.

Окончание

В составе второй толщи бурибайского вулканического комплекса присутствуют субщелочные магнезиальные базальты, магнезиальные базальты, бониниты, магнезиальные андезиты. Магнезиальные базальты (см. табл. 1, а также по неопубликованным материалам) содержат 46–52 мас. % SiO₂, имеют характерную для базальтов высокую магнезиальность и содержание MgO от 10.3 до 16.65 мас. %, пониженное и умеренное содержания Al₂O₃ (10.11–15.68 мас. %) и СаО (2.88–9.87 мас. %) соотвественно, низкие Na₂O (0.43–3.68 мас. %) и K₂O (0.02–0.39 мас. %). Бонинитовым базальтам свойствены высокие концентрации (г/т): Cr (169–1011), Ni (56–381), умеренные Co (28–47) и V (137–274), низкие Pb (<0.15–9.00), Zr (24–79), Sc (19–36), Ba (26–85) и широкий диапозон концентраций Cu (16–184), Zn (38–332), Sr (36–203). К этой группе примыкают высокомагнезиальные базиты (пикробазальты) месторождения Юбилейное.

Бониниты бурибайского вулканического комплекса по соотношению SiO₂–MgO располагаются в поле собственно бонинитов (Симонов и др., 1998), магнезиальных андезитов и андезидацитов в интервале (мас. %): SiO₂ 52–63; MgO 5–13.

По характеру распределения микроэлементов бониниты наиболее близки к магнезиальным базальтам. В бонинитах установлены широкие вариации концентраций (г/т): Cr (12–854), Ni (19–352), Cu (1–443), Ba (20–385), выдержанными содержаниями характеризуются Со (24–50), Zr (22–80), Nb (0.7–3.0).

На спайдердиаграммах бонинитов (рис. 3) проявлена негативная аномалия Nb, несколько более слабая – Th, хорошо обозначены низкие содержания высокозарядных и редкоземельных элементов, характерные для бонинитовой серии, и четкие положительные аномалии Sr и других LILЕ. Эти сведения подтверждают участие в магмообразовании субдукционного флюида, богатого H₂O и LILЕ (Пирс и др., 1987; Gill, 1981; Arculus, 1994; Tatsumi et al., 1986), определяющего надсубдукционный характер бонинитовых магм, выплавлявшихся в деплетированном мантийном клине при высоком содержании H₂O в зоне магмообразования и при высоких степенях плавления субстрата (Сондерс, Тарни, 1987). Высокое содержание воды в зоне магмообразования подтверждается экспериментальными данными и модельными построениями по базальтам Курильской островной дуги (Bailey et al., 1989).

Первый этап дегидратации водосодержащих минералов происходит в части зоны субдукции, проецирующейся на фронтальную вулканическую зону (Авдейко и др., 2006). При этом в субдукционный флюид могли попадать заметные количества Cu, тогда как Zn концентрируется в темноцветных и рудных минералах и ведет себя более инертно (Карапухина, Баранов, 1983).

Начальный этап образования надсубдукционного мантийного диапира позднеэмсского возраста (Косарев и др., 2014) был осложнен разрывом слэба (возникновением в нем slab-window) и внедрением в надсубдукционный мантийный клин высокотемпературных магм субокеанического внутриплитного типа (Косарев и др., 2014; Соболев и др., 1993), близких к OPB, поле I′–I″ (см. рис. 2б, рис. 3) (SiO₂ 52.8 мас. %, TiO₂ 1.51 мас. %, Nb 5.6 г/т, Zr 71, Ba 24.2 г/т). Далее следовало возобновление субдукции и выплавление в мантийном клине при высоких степенях плавления мантийного субстрата (предположительно, 20% и более) (рис. 4) – главного объема базальтовых магм бонинитовой серии.

Рис. 4.

Соотношения Yb и La/Yb в базальтах колчеданоносных комплексов Магнитогорской палеоостроводужной мегазоны в условиях парциального плавления разных составов шпинелевого, плагиоклазового (I–IV) и гранатового лерцолитов (V) (Bailey et al., 1989). Оконтурены поля фигуративных точек колчеданоносных бурибайского (1), гайского (2), баймакского (3), сибайского (4) и безрудного юлдашевского (5) комплексов (Косарев и др., 2005, 2006). 1 – состав мантии по (Palme, O^,Neill, 2003), 2 – оливин-пироксен-порфировый базальт, Северный Ирендык (Косарев и др., 2005). Штрихи и цифры на графиках 2–5–10–15–25 обозначают степень плавления мантийного субстрата (Bailey et al., 1989).

В магнезиальных базальтах и бонинитах установлены повышенные концентрации Cr, Ni и V и низкие содержания HFSE и LILE; степень плавления составляет 17–50% (см. рис. 4). По мнению большинства исследователей (Рингвуд, 1981; Соболев и др., 1993; Фролова, Бурикова, 1997; Богатиков и др., 2010), степень плавления мантийного субстрата редко достигает 30%. Более высокие ее значения установлены по результатам расчетов на основе геохимических и минералого-геохимических материалов по коматиитам (Смолькин и др., 2000) или по модельным построениям, соотношениям Yb–La/Yb в базальтах и по результатам экстрополяции экспериментальных данных по плавлению плагиоклазовых и шпинелевых лерцолитов в присутствии воды (Bailley et al., 1989; Фролова, Бурикова, 1997; Косарев и др., 2005).

Главный этап колчеданного оруденения Юбилейного месторождения происходил сразу после завершения формирования толщи пиллоу-лав бонинитовой серии. На стратиграфическом уровне верхней толщи, в составе вулканитов которой присутствуют базальты, андезибазальты, андезиты и кислые породы, есть и мелкие залежи Cu–Zn руд.

Колчеданное оруденение Уральского типа, Cu > > Zn, в пределах Тубинско-Гайского пояса приурочено к позднеэмсской верхнетаналыкской свите, слагающей верхнюю часть фронтальной островной дуги, представлено средними (Макан-Октябрьское рудное поле) и суперкрупными (Гайское) колчеданными месторождениями. Гайское месторождение контролируется крупной кольцевой структурой диаметром около 50 км и входит в Орскую зону с максимальным полем силы тяжести, с повышенной, по сравнению с Бурибайским рудным районом, мощностью базальтового слоя нижней коры и толщи корово-мантийной смеси (Серавкин, Цветкова, 1982; Берлянд, 2007). Приведенные сведения вместе с характеристиками Гайского вулканического сооружения и одноименного месторождения могут служить основой для реконструкции эволюции мантийного диапира и соответствующей рудно-магматической системы. Вулканические породы верхнетаналыкского комплекса сложены базальт-андезибазальт-андезит-дацит-риолитовой ассоциацией с породами полустекловатого олигофирового облика, нередко с характерной перлитовой структурой. В базальт-андезибазальтовых эффузивах вкрапленники представлены пироксеном и плагиоклазом, в андезитах появляется роговая обманка и ранний титаномагнетит, а в кислых породах к последним присоединяется кварц. Региональные метаморфические изменения представлены пренит-пумпеллиитовой фацией. На рудных полях распространены околорудные серицит-хлорит-кварцевые метасоматиты и окаймляющие их пропилиты с эпидот-хлорит-серицит-кварц-карбонатной с пиритом ассоциацией. В заметных объемах в ореолах околорудных метасоматитов присутствуют гидрослюды (Масленников, 1999). Гайское рудное поле сложено вулканитами известково-щелочной и толеитовой островодужных серий; возможно присутствие вулканитов бонинитовой серии. Среди базальтов Гайского участка преобладают островодужные толеиты, присутствуют известково-щелочные и умеренно-щелочные разновидности с умеренно-повышенными и низкими концентрациями Cr (14.7–60.1–268 г/т) и Ni (9.6–28.6–107 г/т), TiO₂ (0.53–1.05 мас. %), Zr (12.9–128 г/т), Nb (0.25–1.89 г/т), La (1.17–5.05 г/т), Yb (0.7–2.51 г/т), степень плавления – 12–45% (рис. 4).

Низкие концентрации TiO₂, Zr, Th и прочих REE, пониженные значения La/Yb отношения и повышенное содержание MgO в базальтах подрудного стратиграфического уровня в Бурибайском и Гайском рудных районах свидетельствуют о деплетированности ультрабазитов мантийного клина, из которых выплавлялись эти базальты. На рис. 2б фигуративные точки составов базальтов Гайского вулканического комплекса располагаются в поле III, где базальты и габбро ассоциируют с офиолитами и тяготеют к полю составов океанической коры (поле I′, N-MORB) (Ферштатер, 2013). В целом обнаруживается корреляция между геохимическими особенностями базальтов – выплавок мантийного клина, составом (Cu > Zn) и объемами рудного вещества колчеданных месторождений Бурибайского и Гайского рудных районов. Геохимические особенности базальтов, такие как высокие содержания MgO, Cr, Ni, Co, низкие концентрации HFSE при повышенных Rb, Ba, K, Sr, P, по сравнению с N‑MORB типом, свидетельствуют о высоких степенях парциального плавления мантийного субстрата (рис. 4), которое стимулировалось значительными объемами субдукционной флюидной фазы, обогащенной H₂O (Соболев и др., 1993; Авдейко и др., 2006). Это, вероятно, способствовало активной экстракции Cu из пород мантийного клина (Рябчиков и др., 1987; Пушкарев, 2000). Цинк мог частично концентрироваться в метасоматических оторочках шпинели и в темноцветных минералах ультрабазитов (Фролова, Бурикова, 1977; Глухов и др., 2015) и обретал подвижность позднее меди.

Колчеданное оруденение Баймакского типа представлено мелкими, но богатыми месторождениями Au-колчеданно-полиметаллического типа, локализованными в той же позднеэмсской верхнетаналыкской свите в Баймакском блоке с пониженным полем силы тяжести на севере Тубинско-Гайского пояса, обогащенном кислыми породами. Базальты Баймакского блока относятся к известково-щелочной магнезиальной серии. Эти базальты обогащены по сравнению с бонинитовой серией бурибайского комплекса LILE. Особенностью базальтов являются пониженная концентрация Zr (13–57 г/т) и низкая Nb (0.9–1.36 г/т). Точки составов базальтов баймакского комплекса располагаются на диаграмме Nb/Yb–Th/Yb (рис. 2б) в поле IV, соответствующем магматическим образованиям, сформировавшимся на континентальной или мощной островодужной коре. На диаграмме Yb–La/Yb точки составов сдвинуты, по сравнению с таковыми бурибайского комплекса, в область составов выплавок из гранатового лерцолита с предполагаемой спетенью плавления, равной 15–25% (см. рис. 4).

Модель развитой надсубдукционной зоны ирендыкской островной дуги

В этой зоне к оруденению Уральского типа Cu > Zn относится крупное Подольское колчеданное месторождение, руды которого залегают в разрезе раннеэйфельской ирендыкской свиты, слагающей развитую островную дугу. Безрудные толщи ирендыкской свиты подвержены региональному метаморфизму пренит-пумпеллиитовой фации, иногда присутсвуют эпидот и актинолит, замещающий пироксен. В составе подольского колчеданоносного комплекса присутствуют гибридные породы и надрудные базальты толеитовой островодужной серии, аналоги которых участвовали в процессе смешения базальтовых и кремнекислых расплавов. Пиллоу-базальты подольского комплекса характеризуются умеренными содержаниями Cr (112–256 г/т), Ni (30–48 г/т), пониженными Zr (6–33 г/т), Nb (0.27–3 г/т), низкими значениями La/Yb отношения (0.8–2). Поле базальтов Подольского рудного поля (Косарев и др., 2005, рис. 3в) в области низких значений La/Yb совпадает с полем 1 (рис. 4) бонинитов бурибайского комплекса (см. рис. 4, поле 1). В серицит-хлорит-кварцевых апобазальтовых метасоматитах концентрация Th понижается. Сгущение фигуративных точек составов на диаграмме Yb–La/Yb позволяет предполагать степень плавления 25–40% (рис. 4).

Режим становления раннеэйфельской ирендыкской развитой островной дуги отличается от предшествующей фронтальной позднеэмсской дуги проявлением антидромных тенденций в отдельных вулканических сооружениях и присутствием в Подольском и Вишневском рудоносных блоках толщ гибридных кварц-пироксен-плагиоклазовых андезитов и андезибазальтов (Косарев и др., 2005, 2014), возникших в результате смешения базальтовых магм и частично раскристаллизованных кислых расплавов. Рудоносная толща Подольского колчеданного месторождения представляет собой экструзивно-эффузивно-пирокластический комплекс риодацитов кварцевых андезитов с серицит-хлорит-кварцевыми изменениями, который надстраивает разрез верхнетаналыкского вулканического комплекса. Главное рудное тело залегает в апикальной части рудоносного купола, выполняя локальную синклиналь.

Суммарный разрез фронтальной и развитой островных дуг (поздний эмс–ранний эйфель) соответствует главной или фронтальной вулканогенной зоне современных Западно-Тихоокеанских островных дуг (Петрология …, 1987; Авдейко и др., 2006). Глубина залегания сейсмофокального слоя, по Г.П. Авдейко, под вулканическим фронтом является почти постоянной и составляет 110 ± 5 км. Для Магнитогорской островодужной зоны фронтальная и развитая островные дуги соответствуют металлогенической зоне с колчеданным оруденением Cu > Zn. В эту зону, с современным расстоянием вкрест простирания структуры около 40 км (в Бурибайском рудном районе), входят Вознесенско-Присакмарская, Акъяр-Бурибаевская, Тубинско-Гайская и Ирендыкская структурные зоны. Эти зоны включают колчеданные рудные поля Ивановское, Бурибайское и Юбилейное, Макан-Октябрьское и Подольское, а также Баймакский и Гайский рудные районы. По нашим расчетам, с учетом сопоставления с современными островодужными системами Западно-Тихоокеанского пояса (Богатиков, Цветков, 1988; Высоцкий, 1989; Волынец и др., 1990; Авдейко и др., 2006), структурная зона фронтальной и развитой островной дуги составляла около 80 км вместе с Вознесенско-Присакмарской зоной. Эта зона могла быть аналогом главной вулканической зоны Западно-Тихоокеанических островных дуг (Авдейко и др., 2006), имела расстояние от поверхности земли до кровли субдукционной плиты 40–120 км и в ее пределах создавались определенные Р-Т условия, близкие объемы и состав субдукционных флюидов, которые определили степень плавления мантийного субстрата в надсубдукционном клине, более высокую подвижность Cu относительно Zn и повышенную интенсивность экстракции рудогенных элементов из ультрабазитов верхней мантии.

Модель тыловой надсубдукционной зоны Восточно-Подольско-Джусинской островной дуги

Колчеданное барит-полиметаллическое оруденение Джусинского типа располагается в толщах сукраковского (восточно-подольского, см. табл. 1, № п/п 32) и джусинского раннеэйфельских (там же, №№ п/п 33–36) палеовулканических комплексов в составе тыловой островной дуги и в разрезе остаточной отщепленной джусинско-зингейской островной дуги. Колчеданоносные джусинский и сукраковский вулканические комплексы принадлежат к шошонитовой (субщелочной) ассоциации преимущественно с породами известково-щелочной серии. Характерны высокие концентрации несовместимых элементов во всех типах вулканитов. В кислых породах сукраковского комплекса в основной массе содержатся гидробиотит и калиевый полевой шпат, указывающие на обогащение K₂O. На спайдердиаграммах (см. рис. 3л, 3м) проявлены негативные аномалии Nb, положительные Cs, Rb, Ba, Th, U. Предполагается, что выплавление исходных магм джусинского комплекса происходило при участии субдукционных флюидов на большой глубине в верхней мантии, в области присутствия флогопита, дегидратация которого продуцировала высококалиевые флюиды (Богатиков и др., 2010).

Тыловая островная дуга в современных островодужных системах смещена по отношению к фронтальной дуге в сторону падения зоны субдукции. Исследователи островных дуг делают вывод о наличии двух зон магмообразования, которые обусловлены двумя уровнями дегидратации водосодержащих минералов в погружающейся субдукционной плите (Авдейко и др., 2006). Минералы, подвергающиеся дегидратации в субдукционной плите и в прилегающей зоне серпентинизированных ультрабазитов под тыловой зоной, представлены клинохлором, тальком и серпентином. Глубина кровли субдукционной плиты под тыловой вулканической зоной составляет более 150–200 км. На глубине около 150 км начинается зона перехода базитов субдукционной плиты в эклогит, с чем может быть связано увеличение плотности пород и угла наклона погружающейся плиты. С эклогитизацией может быть связано изменение геохимической специализации слэба по соотношениям рудогенных элементов с Cu > Zn на Zn > Cu, что установлено по геохимическим характеристикам эклогитов и глаукофановых сланцев в комплексах Уралтауской антиформы (Косарев и др., 2014). Погружающийся слэб может быть также источником высокорадиогенного свинца в рудах барит-полиметаллического типа на месторождениях Джусинском и Барсучий Лог (Викентьев и др., 2006; Чернышев и др., 2008).

Модель Домбаровской задуговой спрединговой зоны

В настоящее время Домбаровская зона интерпретируется как древний задуговый бассейн позднеэмсского времени (Вулканизм …, 1992; Зайков и др., 2001; Зайков, 2006), расположенный между Восточно-Мугоджарским микроконтинентом и Магнитогорской палеоостроводужной системой.

Вулканиты киембаевского комплекса представлены, главным образом, толеитовыми пиллоу-базальтами и дайками диабазов при слабом проявлении кремнекислого вулканизма. Все разновидности базальтов содержат высокие концентрации TiO₂, варьирующие от 1.1 до 2.08 мас. %. В подчиненном количестве присутствуют низкотитанистые базальты с содержанием TiO₂ ≤ 1 мас. %. Весь базальтовый разрез подвержен региональному метаморфизму актинолит-эпидотовой фации. На месторождениях проявлена пропилитизация с образованием в породах хлорита, эпидота, альбита, актинолита, кальцита, клиноцоизита, пирита.

Для базальтов киембаевского комплекса типичны пониженные содержания K₂O (0.04–0.24 мас. %) и повышенные Na₂O (1.7–4.89 мас. %). По соотношениям Zr и Ti, Ti и Cr, Cr и Ni, Ni и Co базальты киембаевского комплекса близки к толеитам СОХ (Вулканизм …, 1992). Значения отношения Ni/Co в базальтах рассматриваемого комплекса колеблются от 1.48 до 5.2, что типично для океанических толеитов (Лутц, 1980). В то же время следует отметить снижение концентраций Ni до 24 г/т и Co до 16 г/т в породах с пониженной магнезиальностью (MgО 6.2 мас. %), что можно объяснить процессами фракционирования с отсадкой оливина.

На спайдердиаграммах (рис. 3н, 3о) видна близость составов базальтов киембаевского комплекса с составами базальтов N-MORB. Положительные аномалии дают LILЕ (Cs, Rb, Ba, K, Sr), а также U, Th и Pb, что можно рассматривать как признак участия субдукционных флюидов в формировании медноколчеданного оруденения домбаровского типа.

Модель внутридуговой спредингово-рифтовой и надсубдукционной карамалыташско-шуулдакской зоны верхнего эйфеля

Начальный этап формирования мантийного диапира позднеэйфельского возраста в карамалыташской спрединговой зоне проявился в расщеплении ирендыкско-джусинской раннеэйфельской островной дуги и внедрении в окно слэба (slab-window) астеносферного вещества, продуцировавшего океанические породы гавайитовой серии, сохранившиеся в большекумакском, шуулдакском, кульбердинском, юлдашевском и савельевско-калиновском вулканических комплексах позднеэйфельского возраста. После закрытия окна слэба возобновляется субдукция и формируется мантийный диапир, поднимающийся к уровню МОХО–нижняя кора. Подъем мантийного диапира, обогащенного водными субдукционными флюидами, до уровня МОХО и нижней базитовой коры сопровождается андерплейтингом базальтовых магм и наращиванием мощности нижней базитовой коры снизу с повышением в этой зоне температуры (Богатиков и др., 2010; Косарев и др., 2014). На структурном уровне МОХО–нижняя кора происходило выплавление кислых магм из амфиболизированных базитов нижней коры (Трондьемиты …, 1983; Фролова, Бурикова, 1977; Ходоревская, 2017), экстракция и перераспределение рудогенных компонентов, обогащение Cu и Zn флюидной фазы, богатой H₂O, Cl, S (Викентьев и др., 2012). В последующее время произошло образование очагов магмы основного, среднего и кислого состава на уровнях нижней и верхней коры и в приповерхностных очагах, питающих вулканы. В верхней части океанической коры формировались многостадийные экструзивно-вулканические сооружения, часто осложненные кальдерами, в пределах которых, в результате деятельности приповерхностной гидротермальной конвективной ячейки, формировались залежи колчеданных руд.

Присутствие в составе карамалыташского вулканического комплекса и его возрастных аналогов больших объемов субокеанических базальтов (см. рис. 2в) указывает на океанический тип палеокоры в осевой зоне Карамалыташского спредингового бассейна. В пользу этого свидетельствует и преобладающий цинково-медный (Zn > Cu) с низким содержанием свинца тип колчеданного оруденения. Вулканиты карамалыташской свиты подвержены метаморфизму пренит-пумпеллиитовой фации, с признаками перехода к эпидотсодержащей ассоциации. Об этом говорит присутствие пумпеллиита, пренита, хлорита, эпидота, альбита.

Базальты карамалыташской свиты Сибайского рудного района принадлежат к толеитовой островодужной серии, для которой характерны низкие концентрации TiO₂ (0.4–0.8 мас. %), MgO (6.07–7.23 мас. %, редко до 10.2 мас. %), Cr (16–24 г/т), Ni (38–54 г/т), Sr (49–395 г/т), Zr (17–43 г/т) (Язева, 1985; Вулканизм …, 1992; Spadea et al., 2002; Косарев и др., 2006), что подтверждается и характером распределения REE, обнаруживающих дефицит легких лантаноидов и негативную аномалию Eu (рис. 5). При этом спектр распределения REE близок к N-MORB и плейстоценовым толеитовым платобазальтам о-ва Кунашир (Фролова, Бурикова, 1997). Величина отношения La/Yb в базальтах карамалыташской свиты варьирует от 0.65 до 2.68 при преобладании значений, близких к 1. В небольших объемах, преимущественно в нижней части разреза, присутствуют базальты с повышенным содержанием MgO (8.0–11.6 мас. %), содержащие нормативный оливин (CIPW) и относящиеся к оливиновым базальтам.

Рис. 5.

Распределение микроэлементов, нормализованных к N-MORB (Sun, McDonough, 1989), и редкоземельных элементов, нормированных к хондриту (Nakamura, 1974), в базальтах позднеэйфельско-раннеживетского возраста карамалыташского комплекса и его возрастных аналогах.

Базальты сибайско-карамалыташского палеовулканического комплекса относятся к типу низкохромистых островодужных толеитовых базальтов (Кузьмин, 1985) с проявлением тренда накопления железа. По петрохимическим и геохимическим характеристикам к базальтам Сибайского рудного района близки базальты Учалинского рудного района. По мнению А.А. Маракушева (1987), оруденение цинкового профиля (без свинца) обусловлено толеитовым типом низкокалиевого базальтового магматизма со свойственным ему ферробазальтовым трендом дифференциации. Причем одним из главных минералов-концентраторов Zn в базальтах является магнетит.

В александринском комплексе преобладают пиллоу-базальты, массивные базальты, диабазы субвулканической фации, на отдельных участках присутствуют пироксен-порфировые базальты. Наряду с базальтами и кремнекислыми породами в небольших объемах встречаются средние породы – андезибазальты, андезиты и кератоспилиты.

Пироксенпорфировые базальты наличествуют на Нагайбакском участке и на северном фланге Александринского рудного поля (скв. 9007). Судя по повышенным концентрациям MgO, достигающим 12–13 мас. %, Cr 122–835 г/т, Ni 93–620 г/т, наряду с пироксеном в пироксенпорфировых типах пород, присутствовал и оливин, а также хромшпинель, которые участвовали в процессах кристаллизационной дифференциации. Пироксенпорфировый тип базальтов на Александринском рудном поле по химическому составу представлен более широко, чем в Сибайском рудном районе.

Базальты контрастной формации (первая и вторая толщи) Александринского рудного района преимущественно низкотитанистые, варьирующие до умеренно-титанистых (TiO₂ 0.67–1.4 мас. %), мезократовые (f'¹¹ – 16.66–20.06), умеренно- и высокоглиноземистые (al'¹ – 0.8–1.62), нормально- и умеренно-щелочные ((K₂O + Na₂O) = 3.6–6.6 мас. %), преимущественно натриевые (Na₂O/K₂O 6.8–48). Содержание MgO в слабо измененных породах колеблются от 2.88 до 6.84 мас. %. По соотношениям MgO–SiO₂ эти базальты располагаются в полях толеитовых и оливиновых базальтов. Величина отношения FeO'/MgO в базальтах нижней толщи варьирует от 1.25 до 3.87, составляя в среднем 1.89, что характерно для толеитовой и субщелочной серий.

В составе базальтов александринского комплекса по концентрациям щелочей выделяются толеитовая, известково-щелочная и умеренно-щелочная петрохимические серии при преобладании трендов толеитового характера. Отличие базальтов Александринского рудного поля от базальтов сибайско-карамалыташского комплекса заключается в почти полном отсутствии в последних разновидностей умеренно-щелочной серии.

В усредненном составе базальтов александринского комплекса, по сравнению с базальтами карамалыташского комплекса Западно-Магнитогорской зоны, обнаружены повышенные концентрации высокозарядных элементов (Zr, Nb, Ta, Hf, Ti), а также Zn, Pb, Ba и всего ряда редкоземельных элементов (Геохимическая …, 1999; Косарев и др., 2006). Содержания K, Sr и Ca широко варьируют в базальтах как александринского, так и сибайского комплексов, что свидетельствует об их высокой подвижности при вторичных процессах, особенно при пропилитизации. Однако сериальная принадлежность вулканитов четко отражена в характере распределения REE.

На спайдердиаграммах микроэлементов, нормализованных к составу N-MORB, и на спектрах REE, нормализованных к хондриту С1, продемонстрированы главные особенности вулканитов Александринского рудного района – наличие минимумов Nb и Zr, характерных для вулканогенных пород островодужных толеитовых серий, повышенные концентрации крупноионных литофильных элементов (K, Rb, Ba, Pb). На графиках, см. рис. 5, разделяются вулканиты толеитовой и известково-щелочной петрогенных серий. Для известково-щелочных пород четко виден фракционированный характер распределения REE и отсутствие отрицательных европиевых аномалий.

Составы переходных базальтов (поле II) могли возникнуть в результате смешения основных магм океанического типа OIB, образовавшихся из вещества астеносферного диапира, проникавших в окно слэба, и магм надсубдукционного типа, выплавлявшихся при участии субдукционных флюидов в мантийном клине.

Геохимические особенности вулканитов, объем и состав руд колчеданных месторождений, залегающих в толщах карамалыташского комплекса и его возрастных аналогов, позволяют разделить все комплексы позднеэйфельского возраста на три группы, а базальты на две группы.

1. Комплексы, содержащие руды цинково-медного (Zn > Cu) состава, с преобладанием в разрезах афировых базальтов, толеитовой островодужной серии (сибайско-карамалыташский и учалинский комплексы, включая и Новоучалинское месторождение).

2. Комплексы, содержащие цинково-медные и полиметаллические колчеданные руды (Тесалина и др., 1998), в составе вулканитов, обнаруживающие, наряду с толеитовым, известково-щелочной и умеренно-щелочной тренды. В эту группу входят Александринское (среднее по запасам) месторождение; Бакр-Узякское (среднее по запасам) колчеданное месторождение (Zn > Cu) в Сибайском рудном районе с толеитовыми базальтами в подрудных и рудовмещающих толщах и с известково-щелочными вулканитами в надрудной толще. В Бакр-Узякском районе присутствует также Камышлы-Узякское золото-баритовое рудопроявление. Группа колчеданных месторождений среднего и крупного масштаба оруденения Верхнеуральского рудного района: преобладают месторождения цинково-медного состава с полиметаллическим уклоном, одно месторождение (Молодежное) относится к медно-цинковому (Cu > Zn) типу. В составе вулканитов основного, среднего и кислого состава верхнеуральского комплекса преобладают разновидности известково-щелочной, в меньшей мере толеитовой островодужной серий.

В южной части Восточно-Магнитогорской зоны располагается Ащебутакский рудный район, в котором известно Западно-Ащебутакское колчеданное месторождение и Иссиргужинское рудопроявление, с рудами цинково-медного состава (Zn > Cu). Преобладают вулканиты известково-щелочной и умеренно-щелочной петрохимических серий, что в целом сближает эти объекты с Александринским месторождением и по совокупности данных позволяет включать Ащебутакский рудный район в тыловодужную надсубдукционную зону в пределах Карамалыташской спредингово-надсубдукционой геодинамической зоны позднеэйфельского возраста.

3. Вулканиты карамалыташского комплекса в безрудных районах представлены исключительно базальтами (Юлдашевский, Савельевский, Репинский, Кульбердинский участки). Они обладают существенными отличиями от слагающих этот комплекс основных пород в рудных районах. В безрудных зонах базальты имеют повышенные концентрации Al, Ti (TiO₂ 0.7–2.0 мас. %), Zr, Nb, Ta, Hf, Y, K, Rb, U, Th, REE, Na и пониженные Mg (рис. 1, 2в). Это свидетельствует, скорее всего, о субщелочном уклоне безрудных вулканитов и различных условиях выплавления исходных расплавов в мантийном клине для рудоносных и безрудных вулканических сооружений. Можно предполагать относительно низкие степени плавления мантийного субстрата под безрудными зонами, по сравнению с рудоносными, что обусловлено повышенными ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ и объемами флюидов в зоне выплавления базальтов рудоносных комплексов.

Таким образом, в составе карамалыташского базальт-риолитового вулканического комплекса выделяется два главных геохимических типа базальтов: 1) островодужные толеиты с низкими концентрациями Al, Ti, Zr, Nb, Y, K, Rb, Ba, U, Th и 2) субщелочные или переходные от толеитовой островодужной к субщелочной серии базальты. Первые концентрируются в риолит-базальтовых постройках в пределах рудных полей и районов, вторые слагают редуцированные разрезы без кислых пород преимущественно в безрудных зонах, но присутствуют и в некоторых рудных районах (Александринский). Два типа базальтов, располагающиеся в “океаническом” и “островодужном” полях установлены на диаграмме Nb/Yb–Th/Yb (рис. 2в) в выборках Александринского рудного района и Шулдакского и Юлдашевского безрудных участков.

О корреляции некоторых геохимических характеристик базальтов колчеданоносных комплексов с объемами рудного вещества в колчеданоносных рудных районах Магнитогорской мегазоны

Геохимические особенности базальтов Южного Урала и их геодинамическая позиция хорошо увязываются с продуктивностью на колчеданное оруденение соответствующих зон (рис. 6). По экспериментальным данным и модельным построениям (Рингвуд, 1981; Сондерс, Тарни, 1987; Пирс и др., 1987; Богатиков, Цветков, 1988; Bailey et al., 1989; Arculus, 1994; Добрецов, Кирдяшкин, 1994; Дриль, Елизарова, 2003; Авдейко и др., 2006), концентрации в исходных магмах MgO, высокозарядных, крупноионных литофильных и редкоземельных элементов контролируются объемом флюидной фазы, ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$, составом и степенью плавления мантийного субстрата. Некоторые из геохимических характеристик базальтов, в частности концентрации Th, TiO₂, Zr, сумма REE и значения отношения La/Yb, коррелируют с запасами рудного вещества (Cu + Zn в тыс. т) в рудных районах Южного Урала (рис. 6) (Косарев и др., 2010). Из этих данных следует, что высокая продуктивность на колчеданное оруденение обнаруживается в комплексах, исходные магмы которых выплавлялись при повышенных ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ и высоких степенях плавления мантийного субстрата (рис. 6а) в надсубдукционных комплексах фронтальной зоны Магнитогорской островодужной системы (бурибаевский, гайский, южно-ирендыкский комплексы) и в надсубдукционных комплексах внутридугового бассейна (рис. 6б) (карамалыташский комплекс). В эту группу входят наиболее крупные месторождения Южного Урала: а) Гайское, Юбилейное, Подольское и б) Учалинское, Новоучалинское, Узельгинское, Сибайское.

Рис. 6.

Соотношения Cu и Zn в колчеданных месторождениях и рудных районах Южного Урала с концентрациями Th, TiO₂, Zr и величиной La/Yb в базальтах позднеэмсско-раннеэйфельского (а) и позднеэйфельско-раннеживетского возраста (б). 1 – Гайский, 2 – Бурибайский, 3 – Баймакский, 4 – Домбаровский, 5 – Теренсайский, 6 – Сибайский, 7 – Учалинский, 8 – Верхнеуральский, 9 – Александринский, 10 – Ащебутакский. ЗЗС – зона задугового спрединга.

В табл. 2 приведены сведения о колчеданоносных палеовулканических комплексах, их формационных типах, возрасте, сериальной принадлежности вулканитов, объемах и составах сконцентрированного в них рудного вещества. Поля составов исходных магм (рис. 4) колчеданоносных бурибайского (1), гайского (2), сибайского (4) и безрудного юлдашевского (5) комплексов располагаются в области выплавок из шпинелевого и плагиоклазового лерцолита (Bailey et al., 1989). Поле составов базальтов баймакского комплекса (3) расположено в области выплавок из гранатового лерцолита (рис. 4).

Островодужные колчеданоносные вулканические комплексы, содержащие крупные и суперкрупные колчеданные месторождения Гайское, Юбилейное и Подольское на рис. 2б располагаются в секторе с корой океанического типа (поле III). Единичные пробы вулканитов гайского и бурибайского комплексов оказываются в левой части полей I'–I" и II’–II", показывающих деплетированный состав мантийного клина верхней мантии. Рисунок 2 демонстрирует составы базальтов поля III (рис. 2а, знаки 1–6, соответствуют комплексам бонинитовой и толеитовой серий Вознесенско-Присакмарской зоны, вмещающей Co–Cu-колчеданное оруденение; рис. 2б – комплексы, базальты которых, возникали при высоких степенях плавления мантийного субстрата и содержат крупные колчеданные месторождения: 1 – бурибайский комплекс бонинитовой серии; 4 – гайский и 5 – подольский комплексы толеитовой островодужной серии, точки составов располагаются внутри поля базальтов бонинитовой серии и вблиз его). Эти типы базальтов возникли при высоких степенях парциального плавления вещества в надсубдукционном клине верхней мантии (рис. 4). В поле IV на рис. 2б, соответствующем островным дугам с корой островодужного и континентального типа, располагаются фигуративные точки составов базальтов: Баймакского рудного района с мелкими Au-колчеданно-полиметаллическими месторождениями и умеренными суммарными запасами (1047 тыс. т для 15 месторождений) Cu и Zn в пределах всего рудного района; Макан-Октябрьского рудного поля со средними по запасам колчеданными месторождениями. На разделительную линию АБ попадает состав базальта джусинского комплекса, содержащего средние по запасам Cu + Zn + Pb колчеданные барит-полиметаллические месторождения Джусинское и Барсучий Лог в Восточно-Магнитогорской зоне и Восточно-Подольское месторождение в Западно-Магнитогорской зоне на Подольском рудном поле.

Фигуративные точки составов вулканитов Карамалыташской спрединговой зоны располагаются преимущественно в поле III на рис. 2б, которое соответствует области островной дуги с субокеанической корой. В этом поле располагаются составы базальтов учалинского, бакр-узякского, верхнеуральского, курпалинского, александринского, ащебутакского и карамалыташского (Карамалыташская антиклиналь) комплексов. Базальты карамалыташского комплекса (Сибайского и Учалинского рудных районов) на рис. 2в попадают в поле составов островных дуг с океанической корой; в переходное поле II′ с океанической корой попадают составы, переходные от островодужных к океаническим, островодужные толеитовые базальты учалинского комплекса; в поле II″, переходное от океанической коры повышенной мощности к островодужной коре, попадают базальты карамалыташского комплекса одноименной антиклинали и базальты Курпалинской зоны, промежуточной по геологическому положению между Учалинским и Верхнеуральским рудным районами.

В пределах Карамалыташско-Шуулдакской внутридуговой спрединговой зоны известен шуулдакский интрузивный комплекс “дайка в дайке”, перекрываемый толщей пиллоу-базальтов и яшмоидов позднеэйфельского возраста (История …, 1984), и разрез большекумакского комплекса на р. Большой Кумак. Базальты обоих комплексов относятся к океаническому умеренно-высокотитанистому (гавайитовому) типу субщелочной серии (Косарев, Артюшкова, 2007), представленной тефритами, гавайитами, муджиеритами, бенмореитами и трахидацитами, преимущественно эффузивной фации. В подчиненных количествах присутствуют вулканиты нормально-щелочной серии. Высокотитанистые базальты продуцируются астносферным диапиром, внедревшимися в окно слеба в начале позднеэйфельского цикла.

Пониженные концентрации Th в базальтах колчеданоносных комплексов (рис. 2б, 2в, рис. 6, табл. 1) характерны для полей I′, II′, III, базальты которых выплавлялись из деплетированных ультрабазитов надсубдукционного мантийного клина. Наиболее низкие концентрации Th установлены в колчеданоносных базальтах Гайского (Th 0.14 г/т), Бурибайского (0.24 г/т), Сибайского (0.3 г/т) и Учалинского (0.37 г/т) рудных районов, имеющих наибольшие запасы (Cu + Zn) в колчеданных месторождениях Магнитогорской мегазоны. Максимальные концентрации Th установлены в базальтах Баймакского (Th 0.76 г/т) и Теренсайского (Th 1.84 г/т) рудных районов с Au-колчеданно-полиметаллическим и барит-полиметаллическим оруденением в мелких и средних (по запасам рудогенных элементов) месторождениях. Повышенные концентрации Th установлены в базальтах Верхнеуральского (0.88 г/т) и Александринского рудных районов (0.76 г/т) с крупными и средними по запасам металлов колчеданными месторождениями.