Милонитизированные породы Ильменогорского комплекса (Южный Урал)

Ильменогорский комплекс представляет собой южный сегмент региональной сдвиговой зоны [1, 5], расположенной на восточном склоне Южного и Среднего Урала (ВосточноУральское поднятие). Исследования геологической ситуации этого комплекса в последние годы показали, что большой объем пород различного генезиса был подвержен деформационным процессам. Среди деформированных пород из различных структурно-вещественных подразделений выделяются милонитизированные породы, бластомилониты и ультрамилониты, в зависимости от степени деформации и определенных термодинамических условий.

В работе представлены результаты исследования милонитизированных пород из селянкинской (гранат- биотитовые гнейсы) и саитовской (гранат-амфибол-кварц-полевошпа-товые сланцы) серий. Определена степень деформации пород, изучены химический состав минералов, последовательность минералообразования и термодинамические условия формирования пород.

Геологическое строение

Современные взгляды на геологическое строение ильменогорского комплекса отражены на схематической геологической карте, составленной В. И. Ленных в 2002 г., и в опорном разрезе средней части Ильмено-горско-Сысертской полиметаморфи-ческой зоны [1], а также в схематической карте геологического строения Ильменских и Вишневых гор (рис. 1). В южном сегменте полиметаморфи-ческой зоны, ограниченной с востока и запада зонами тектонических нарушений, выделяются три структурновещественных подразделения.

Селянкинская серия, представленная преимущественно мигматизи-рованными гнейсами, образует тектонические клиновидные выступы в осевой части структуры. Возраст этих пород относится к раннему протерозою (1850—2200 млн лет) [4]. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации, наложенной на гранулитовую, входят в состав фундамента платформы.

Ильменская серия включает породы, относимые ранее к фирсовской, ильменогорской и еланчиковской толщам. Представлена преимущественно гнейсами и плагиогнейсами биотитовыми, гранат-биотитовыми; амфиболитами гранатовыми и пироксеновыми; кварцитами биотитовы- ми, гранат-биотитовыми, биотит-гра-фитовыми; линзообразными телами кальцифиров. В пределах еланчиков-ской толщи широко распространены

гранитоидные мигматиты, которые, собственно, и являются гранитоидны-ми бластомилонитами. Возраст ильменской серии 0.6—0.9 млрд лет [3]. Степень метаморфизма имеет различные градиенты — от амфиболитовой (возможно, с реликтами гранулитовой) до эпидот-амфиболитовой.

Саитовская серия включает в свой состав кыштымскую, саитов-скую, аракульскую и игишскую толщи. Представлена преимущественно метатерригенными породами утоненного чехла окраины платформы: гранат-биотитовыми, биотитовыми, двуслюдяными плагиосланцами, темносерыми графитистыми и фосфоритоносными кварцитами, линзовидными телами амфиболитов и мраморов. Интрузивные образования представлены породами сиенит-карбонатито-вой, мафит-ультрамафитовой ассоциаций и гранитоидами. Границы между сериями пород тектонические, контролируются зонами бластомилонитов, милонитов и телами метагипер-базитов. Тектонизированные породы составляют до 60 % от общего объема всех пород комплекса.

Методика исследования

Состав петрогенных компонентов породы был определен атомноабсорбционным методом. Микро-зондовые анализы составов минералов были выполнены на растровом электронном микроскопе РЭММА-202 с микроанализатором (ИМин УрО РАН, аналитик В. А. Котляров). Стандарты: гранат № 87375 (пироп-альмандин) и № 17524 (гроссуляр-альмандин); амфибол № 111356 (ферримагнезиогорнблендит); слюда STD19 «Astimex scientific limited» при разрешении детектора 160 эВ, ускоряющем напряжении 20 кВ, силе тока 3 x 10—3 А. Расчет термодинамических равновесий для минеральных ассоциаций милонитизированных пород был произведен методом TWEEQU [6] с использованием базы термодинамических данных 1992 г., а также с применением программ

TWQ_Comb и TWQ_View Д. В. Доли-во-Добровольского ИГГД РАН. В основу расчета заложены микрозон-довые анализы сосуществующих минералов. Верность расчета определяется числом линейно-независимых минальных реакций (IRmin=3): чем больше число реакций, тем более надежны результаты термобарометрических исследований.

Геологическое положение милонитизированных пород

Большая часть пород Ильмено-горского комплекса характеризуется меридиональным простиранием и вертикальным падением или падением на запад под углом 70—85 ° и представлена тектонитами — мило-нитизированными породами, ультрамилонитами, бластомилонитами. В районе оз. Ишкуль на незначительном расстоянии друг от друга совмещены породы селянкинской и саитовской серий, степень их деформации позволяет установить принадлежность этих пород к генетическим типам серий. Милонитизи-рованным породам свойственны следующие признаки: линейная деформационная гнейсовидность, упорядоченные структуры пластического течения, сигмоидные и деформированные зерна граната и полевого шпата, рассланцевание, параллелизм линзообразных обособлений тонкоперетертого материала, а также чередование тонкоперетертого материала и участков с гетерогра-нобластовой структурой.

Милонитизированные гранат-биотитовые гнейсы селянкинского комплекса, расположенные на северо-западном берегу оз. Ишкуль (Иш 12-10 N 55 17 26.8; E 60 15 16.9), образуют многочисленные меридиональные протяженные коренные выходы. Милонитизированные гранат-амфибол-кварц-полевошпатовые сланцы (Иш 13-07 N 55 17 30.88; E 60 16 52.58) саитовской серии обнажаются в понижениях рельефа на северо-восточном берегу оз. Ишкуль.

Рис. 1 . Схематическая геологическая карта района Ильменских и Вишневых гор (по данным А. Г. Баженова, Ю. Н. Кошевого, Г. П. Кузнецова, В. И. Петрова, В. И. Ленных в интерпретации А. И. Русина, с дополнениями авторов) [5].

1 — селянкинская серия, амфиболит-гнейсово-плагиомигматитовая (AR-Pt₁), 2 — массивы миаскитов (O₂), 3 — милониты гранитоидного и сиенитового состава (P 2 -T 1 (?), 4 — милониты Кыштымского сдвига-надвига; 5 — еланчиковская толща — тектониты гранитоидного состава, 6 — саитовская серия, метатерригеннная, 7 — зеленосланцевые осадочно-вулканогенные комплексы Западно-Магнитогорской и Арамильско-Сухте-линской зон, 8 — Увильдинский монцонит-гранитный комплекс (Pz₃), 9 — гнейсовидные граниты Кисегачского комплекса, 10 — метагипербазиты, 11 — участок работ

Рис. 2. Порфирокласт граната из милонитизированного гранат-биотитового гнейса, образующий о-идную структуру и развернутый относительно сланцеватости (слева стрелками показано направление сдвига), и гранат-амфибол-кварц-полевошпатового сланца (справа)

Петрографоминералогическая характеристика пород Милонитизированные гранат-биотитовые гнейсы . Породы светло-серого цвета с яркими порфирокластами граната, обрамленными «хвостиками» полевого шпата, вытянутыми вдоль плоскости скольжения. В общей массе породы хорошо заметны сигмоидные порфирокласты полевого шпата. Основная масса породы сложена милони-тизированным агрегатом полевых шпатов, кварца и слюды. Минеральный состав, об. %: плагиоклаз — 40, биотит — 25, гранат — 10, мусковит — 15, калиевый полевой шпат — 8, титанит, ильменит, циркон — 3. Порфирокласты граната и полевого шпата составляют до 30 % от общего объема породы, что соответствует мезомилониту [7].

Гранат образует порфирокласты размером от 1 до 25 мм, по составу соответствующие альмандину (f94—97): центр — Py_{3 3}Alm_{70 3}Spess_{6 2}Ca_{20 2}, край — Py₂ . ₂Alm₆₇ . ₄Spess₁₁ . ₉Ca₁₈ . ₅ (рис. 2, слева), в матриксе отмечены идиобласты граната альмандинового состава.

Слюда представлена двумя разновидностями — аннитом и мусковитом. Аннит образует включения в гранате и самостоятельные индивиды среди милонитизированного гранобластового агрегата и характеризуется составом ^K0.98^{(Fe 2+} 1.83^M S o.84^Mn0.03^Ti0.15^Al0.52⁾2.99 ^X x (Si₂ . ₈₆Al₁ . ₁₄)₄O₁₀(OH,F)₂. Часто индивиды биотита облегают порфиробласты граната, располагаясь в обрамлении кварц-полевошпатового агрегата. Мусковит представлен в виде гнездообразных скоплений чешуек среди биотит-по-левошпатового агрегата, реже образует единичные индивиды среди рекристаллизованной массы вокруг порфирокла-стов граната и характеризуется составом K 0.91^{(Fe 2} 0.22^Mg0.10^Ti0.02^Al1.66⁾2^(Si3.09^Al1.91⁾4 ^X x O₁₀(OH,F)₂.

Полевые шпаты представлены преимуществен анортитом (An 74— 84), реже обнаруживаются зерна калие -вого полевого шпата(K₀₉Na₀₀₆Ba₀₀₂) x x Al 0 ₉₉Si₃O₈(Ba 0.45 вес. %). '

Реликтовым минералами в этой породе являются гранат из порфи-рокластов, аннит и плагиоклаз

(An 74—84); новообразованными — гранат из идиобластов, мусковит, альбит-олигоклаз рекристаллизованной матрицы. Калиевый полевой шпат с заметным содержанием бария связан с общим для всей сдвиговой зоны процессом калишпатизации.

Милонитизированные гранат-амфибол-кварц-полевошпатовые сланцы . Породы темно-серого цвета с хорошо заметными порфирокластами красно-коричневого граната размером от 2 до 15—17 мм, расположенными среди милонитизированного агрегата зерен амфиболов, биотита, полевых шпатов, кварца.

Минеральный состав, об. %: амфиболы — 40; полевые шпаты — 25; кварц — 20; гранат—до 10; биотит—до 5; ильменит, апатит, магнетит — до 1.

Основная масса породы сложена интенсивно милонитизированным ге-терогранобластовым агрегатом кварца, полевого шпата и амфиболов, чередующимся с линзообразными обособлениями рекристаллизованного агрегата полевошпат-кварцевого состава. Лентовидные и линзовидные обособления

1 mm амфибола (справа)

тонкоперетертого милонитизированного материала располагаются параллельно направлению скольжения и рассланцевания породы.

Порфирокласты граната содержат многочисленные включения кварца, полевого шпата и рудного минерала (магнетит, ильменит), уплощены и слегка вытянуты вдоль суб горизонтальной оси скольжения, иногда они разбиты сетью трещин, выполненных тонким милонитовым агрегатом (рис. 2, справа). На периферии порфи-рокластов отмечаются процессы рекристаллизации как матрикса, так и новообразованных зерен граната. Состав граната крупных порфирокластов соответствует альмандину (f 84—87): ц ^е н ^т р ^{— P} y 6.6^Alm72.0^S p ^ess6.0^Ca15.4 , край — Py_{9 3}Alm₇₇ , Spess₄ 1 Ca_{9 4}. Состав мелких идиобластов граната (рис. 3, слева) однородный: Py₈ o Alm_{75 3}Spess_{6 3} X x Ca_{10 5}, близок к составу краевых рекристаллизованных частей порфирокластов.

Амфибол представлен двумя минеральными разновидностями: феррочермакитом (K_{0 02}Na_{0 35})_{0 37} X X ^(Cai.77^Na0.23⁾2.0^(Mg1.3^{Fe 2+} 1.96 ^{Х X} M ⁿ0.01⁾3.27^(Fe3+1.13^Al0.56^Ti0.03⁾1.72^(Si6.1^Al1.9⁾8 ^X x O₂₂(OH)₂ (Amph 1 ) и грюнеритом ^Na0.09^(Ca0.11^Fe2 4.17^Mg2.64^Mn0.03 ) 6.95 ^X X (Si 7. ₈ 1 Al 0.16 ) 7.97 O 22 (OH) 2 (Amph 2 ). В шлифе хорошо заметны порфирокласты амфибола с характерной структурой ядро-оболочка (рис. 3, справа).

Слюда представлена в виде чешуек среди милонитизированнного материала (Ti до 3 %) и в виде включений в порфирокластах граната, соответствует минеральному виду аннит ^Na0.05^K0.74^{(Fe 2+} 1.87^Mg0.86^Ti0.02 ^Х x Al 0.25 ) 3 (Si 2.92 Al 1.08 ) 4 O 10 (OH,F) 2 или ^K0.66^(Fe2+2.06^Mg0.56^T * 0.18^Al0.18⁾3^(Si2.72^Al1.28⁾4 ^X x O₁₀(OH,F)₂. Полевые шпаты образуют индивиды состава Ab 70—85, которые иногда создают полисинтетические двойники. Из акцессорных минералов присутствует ильменит, магнетит, апатит.

Термодинамические условия образования пород

Для милонитизированного гра-нат-биотитового гнейса было использовано IR=5, задействован состав следующих минералов: гранат, биотит (аннит и флогопит), плагиоклаз (анортит и альбит), ильменит, мусковит и калиевый полевой шпат. Достоверная область устойчивости для этой минеральной ассоциации определяется интервалом 610— 635 °С, 5.7—6.3 кбар (рис. 4).

Рис. 4. PT-диаграмма химических реакций милонитизированных пород: 1, 2 — линии минерального равновесия гранат-биотитовых гнейсов (1) и гранат-амфибол-кварц-полевошпатового сланцев (2); 3, 4 — области равновесия милонитизированных гранат-биотитовых гнейсов (3) и милонитизированных гранат-амфибол-кварц-полевошпатовых сланцев (4)

Для милонитизированного гра-нат-амфибол-кварц-полевошпатово-го сланца при использовании минеральной ассоциации, включающей гранат, чермакит, альбит, биотит (аннит и флогопит), ильменит (IR=3), получена равновесная область в интервале 550—560 °С и 7—7.2 кбар.

Область равновесия для ряда минералов: гранат, чермакит, альбит, кварц, ильменит — характеризуется более низкой температурой, но высоким давлением, что свидетельствует о большей отзывчивости минеральной ассоциации этой породы на сдвиговую тектонику.

Выводы

Ильменогорская сдвиговая зона характеризуется деформационными микроиндикаторами, соответствующими правому горизонтальному сдвигу [8]. Милониты из различных СВП ильменогорского комплекса селянкинской и саитов-ской серий, формировались в условиях амфиболитовой фации в интервале температур 550—650 °С и при давлении 5—7 кбар, что соответствует глубине 25—28 км.

Породы, подверженные сдвиговым деформациям, сложены неравновесными минеральными ассоциациями. PT-параметры образования таких пород также зависят от активности и состава флюида, что приводит к локальному проявлению фациальных параметров. В тектонофизических моделях сдвига в качестве уровня катакластического течения вещества предполагается диапазон глубин от 17 (22) до 30(40) км [2].