Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса: Восточно-Магнитогорская зона, Южный Урал тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.01, кандидат геолого-минералогических наук Фурина, Мария Александровна

• Фурина, Мария Александровна
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2010

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Фурина, Мария Александровна

Введение

1. Состояние изученности триасовых магматических комплексов Восточно-Магнитогорской зоны

2. Методика исследований

3. Особенности геологического строения района

3.1. Стратифицированные образования

3.2. Интрузивные образования

3.3. Тектоника

3.4. Полезные ископаемые

4. Щелочные породы малочекинского комплекса

4.1. Геологическое строение массивов щелочных гранитоидов

4.2. Петрография щелочных пород

4.3. Минералогические особенности щелочных пород

4.4. Геохимические особенности щелочных пород

4.5. Изотопная характеристика и возраст малочекинского комплекса

4.6. Сравнительная характеристика гранитоидов мосовского и малочекинского комплексов

5. Обстановки и условия формирования массивов щелочных гранитоидов

5.1. Структурная позиция массивов

5.2. Геодинамические обстановки формирования массивов 113 Заключение 123 Список литературы 124 Приложение 1 135 Приложение 2 175 Приложение

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Строение и условия формирования массивов триасовых щелочных гранитоидов Малочекинского комплекса: Восточно-Магнитогорская зона, Южный Урал»

Палеозойский магматизм Магнитогорской мегазоны Южного Урала был хорошо изучен уже к концу прошлого века во многом из-за того, что с ним связаны главные медно-колчеданные, колчеданно-полиметаллические, золоторудные и др. месторождения. Наименее изученными оказались щелочные магматические породы, выделенные в малочекинский плутонический комплекс. Петрохимическая характеристика пород была относительно полной, однако практически не было современной геохимии, минералогической характеристика существовала только в самых общих чертах (Червяковский, 1981, 1982). Был неясен и их возраст, т.к. существовали только К-Аг данные, дающие большой разброс значений (Степанов, 1982 г.). Все эти проблемы встали особенно остро в 2004 году, когда геологическим факультетом МГУ были начаты работы по подготовке второго издания Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200 000 (лист 1Ч-40-ХХХУ1). Актуальность данной работы состояла в необходимости оперативного решения указанных проблем и определении перспектив района на редкоземельное оруденение.

Цель и задачи исследования. Целью настоящей работы было выяснение геологического строения и условий формирования массивов щелочных гранитоидов Восточно-Магнитогорской зоны, их геохимической, и металлогенической специализации. Для достижения поставленной цели потребовалось решить целый ряд конкретных задач, главными из которых являлись: 1) изучить особенности геологического строения массивов щелочных гранитоидов, 2) изучить петрографию всех разностей щелочных пород, 3) получить и интерпретировать геохимические данные, 4) изучить минералогию плутонитов; 5) определить изотопные характеристики и возраст щелочных пород; 6) выяснить геодинамические и локальные тектонические условия формирования интрузивов.

Фактический материал. Основу диссертации составляет фактический материал, полученный автором в период с 2005 по 2009 год в процессе полевых и камеральных исследований, проводившихся Уральской геолого-съемочной партией геологического факультета МГУ на Южном Урале (руководитель Ал.В. Тевелев), в которых автору посчастливилось участвовать. Эти работы завершились составлением комплекта Госгеол-карты-200 листа >М0-ХХХУ1, который был успешно защищен на НРС МНР при ВСЕ-ГЕИ. В работе использованы описания около 250 шлифов, результаты более 200 анализов (в том числе 82 авторских) на петрогенные, а также 72 анализов на редкие, рассеянные и редкоземельные элементы, результаты измерений магнитной восприимчивости (100 образцов), 63 микрозондовых анализа.

Научная новизна. В результате исследований впервые установлен среднетриасо-вый возраст щелочных гранитоидов Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Создана наиболее полная на данный момент геохимическая база данных, впервые детально изучен минералогический состав щелочных пород. Кроме того, впервые определена поперечная геохимическая зональность в распределении щелочных гранитоидов, а также выявлена связь с зонами присдвигового растяжения.

Практическое значение. Результаты настоящей работы были сформулированы в качестве предложений по уточнению Легенды Южноуральской серии листов Госгеол-карты-200 (второе издание), которые были утверждены НРС МПР при ВСЕГЕИ. Полученные данные могут быть использованы при проведении региональных и специализированных работ, кроме того, их необходимо учитывать при разработке палеогеодина-мических реконструкций для триаса. Со щелочными гранитоидами связаны проявления редкоземельной минерализации, проведенные работы позволили уточнить перспективы района на редкие земли.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Гипабиссальные щелочные гранитоиды малочекинского комплекса являются самыми молодыми магматическими породами Восточно-Магнитогорской зоны и представляют собой внутриплитные магматические образования. Их среднетриасовый возраст (230-240 млн лет) установлен Ш>8г и Бт-Ш изохронными методами. От близких по петрохимическим параметрам каменноугольных плутонитов щелочные гранитоиды отличаются не только по минералогическим, но и по геохимическим и изотопным характеристикам, а также по степени тектонической переработки.

2. Массивы щелочных пород приурочены к региональным полихронным сдвиговым зонам. Они локализованы в разномасштабных сдвиговых дуплексах растяжения, формировавшихся в обстановке общей правосторонней транспрессии, сменившей в середине триаса режим общего растяжения. Размеры и морфология массивов хорошо согласуются с кинематическими параметрами сдвиговых зон.

3. Триасовые плутонические комплексы Урала, относятся к двум сериям (гранит-лейкогранитной и щелочных гранитоидов), которые отчетливо разделены пространственно. Интрузивы гранит-лейкогранитной серии расположены исключительно в пределах Восточно-Уральской мегазоны с докембрийским метаморфическим основанием и представляют собой продукты коровых расплавов. Щелочные гранитоиды локализованы в пределах Магнитогорской мегазоны палеозойской консолидации, в их происхождении существенную роль играли мантийные источники.

Публикации и апробация работы. Основные положения и разделы работы опубликованы в 13 работах, в том числе в 1 монографии, 3 статьях в реферируемых журналах списка ВАК, 2 статьях в сборниках, 1 научно-производственном отчете и 6 тезисах докладов. Результаты исследований неоднократно докладывались на научных заседаниях кафедры региональной геологии и истории Земли геологического факультета МГУ, а также на конференциях и совещаниях различного уровня: Международном Тектоническом совещании (2008, 2010 Москва); XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Ломоносов» (Москва, 2006); III Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2007); VII и VIII Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Геологи XXI века» (Саратов, 2006, 2007); молодежной научной конференции «Молодые - наукам о Земле» (Москва, 2006); XVII молодежной научной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца (Петрозаводск, 2007).

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Она имеет объем 181 страниц, включая 3 приложения, 179 иллюстраций и 6 таблиц. Список работ включает 117 названия.

Заключение диссертации по теме «Общая и региональная геология», Фурина, Мария Александровна

ВЫВОДЫ

1. Ареалы распространения массивов малочекинского и мосовского комплексов пересекаются, следовательно, мало вероятно, что малочекинский комплекс может быть аналогом мосовского по латерали.

2. Петрографические отличия: для гранитоидов малочекинского комплексов характерна микропегматитовая структура, присутствие щелочных пироксенов и щелочных амфиболов; вторичные изменения в породах мосовского комплекса проявлены гораздо сильнее, чем в малочекинских.

3. С геохимической точки зрения гранитоиды малочекинског о комплекса более щелочные, причем в малочекинских плутонитах содержания натрия практически не изменяется с ростом кислотности, а в мосовских - увеличиваются. Содержания тяжелых РЗЭ существенно выше в гранитоидах малочекинского комплекса.

4. Шэ-Бг изотопные датировки малочекинского и мосовского комплексов различаются на 100 млн. лет, при том, что начальное стронциевое отношение у первого 0,70532, а у второго - 0,70313, а (еШ^ у обоих комплексов примерно одинаковое ~ 5,8. Бт-Ш изотопные датировки также дают различия в 90 млн. лет.

5. Принадлежность гранитоидов малочекинского комплекса к внутриплитным гранитов также отличает их от умеренно-щелочных гранитоидов каменноугольного возраста.

5. Обстановки и условия формирования массивов щелочных гранитоидов

5.1. Структурная позиция массивов

Раннемезозойский (триас-раннеюрский) этап развития Урала давно привлекает к себе внимание геологов именно как "послеуральский", т.е. якобы не имеющий прямого отношения к развитию собственно уралид. В последние 10-15 лет этот интерес стал подогреваться обнаружением в пределах Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон магматических образований триасового возраста от лампроитов до щелочных гранитов и лейкогранитов. Петрология и изотопия этих пород в настоящее время изучены достаточно хорошо (Лукьянова и др., 1997, Сурин, 1999, Тевелев и др., 2006, 2008).

I - дайки калымбаевского и кисинет-ского комплексов; 2-5 - интрузивные массивы- 2 - триасовые синкинемати-ческие, 3 - раннепермские; 4 - ранне-каменноугольные синкинематические;

5 - девонские; 6 - разрывы, а) границы зон, б) прочие, 7-9 - элементы залегания 7 - плоско-параллельных ориентировок наклонные, 8, 9 - линейности. 8 - наклонные, 9 - горизонтальные; 10,

II - присдвиговые складки с вертикальными шарнирами- 10 - Б-образные (левосторонние), 11 - г-образные (правосторонние), 12, 13-сдвиги: 12-триасовые, 13 - раннекаменноуголь-ные; 14 - номера интрузивов и серий даек, 15 - номера разрывов Интрузивные массивы и серии даек- 1 - Верхнеуральский, 2 - Чернореченский, 3 -Чесменский, Новоукраинский, 5, 6 -серии даек 5 - калымбаевского комплекса в массиве Малый Куйбас, б -кисинетского комплекса, 7 - Джабык-ский, 8 - Новокатенинский, 9 - Кацбах-ский, 10 - Неплюевский, 11 -Чекинский, 12 - Богдановский, 13 -массив г. Кудрявой, 14 - массив г. Малая Чека, 15 - Суундукский. Разрывы: 1 - Аблязовский, 2 - Карабулакско-Богдановский, 3 - Браиловский, 4 -Восточно-Кировский, 5 - Карталинский,

6 - Новокатенинский Буквами обозначены мегазоны (М - Магнитогорская, ВУ - Восточно-Уральская, ЗУ - Зауральская) и шовные зоны (У - Уйско

Новооренбургская, К - Копейская). Врезки на схеме- А - Схема расположения даек кисинет-ского комплекса в зоне правого сдвига; Б - Схема формирования Чекинского массива в зоне правого сдвигового дуплекса; В - Схема формирования Богдановского массива в зоне правого сдвигового дуплекса (линиями внутри массивов показана ориентировка даек)

Рис 5.1.1. Сдвиговые зоны

Хотя практически все проявления триасового магматизма на Южном Урале оказались так или иначе связанными с крупными разломами, преимущественно сдвигами, кинематика триасовых сдвигов пока остается мало изученной. В целом структура восточной части Южного Урала (рис. 5.1.1) характеризуется чередованием относительно широких меридионально вытянутых мегазон (Магнитогорская, Восточно-Уральская, Зауральская) и разделяющих их, относительно узких шовных зон (Уйско-Новооренбургская и Копейская). Как показывают структурные исследования (Знаменский, 2006, Пчелинцев, 2001, Серавкин и др., 2001, Тевелев и др., 2002, 2006 и др.), сдвиговые деформации с большими амплитудами реализуются в виде шовных зон, а малоамплитудные могут быть рассеяны по локальным меридиональным разрывам внутри относительно однородных мегазон. Особенность этих сдвигов состоит в том, что они контролируют распределение и морфологию интрузивных тел различного состава и возраста (Пчелинцев, 2001, Тевелев и др., 2002, 2006 и др.). Это обстоятельство предоставляет возможность более или менее достоверно определять возраст сдвиговых деформаций. Б

Ранее на Южном Урале выделялись две главные стадии коллизионных деформаций (Плюснин, 1971; Иванов, 1998): на ранней стадии предполагалось формирование надвигов и шарьяжей, а на поздней - левых сдвигов. Раннекаменноугольный возраст левых сдвигов доказан тем, что они контролируют размещение, морфологию и структуру синкинематических массивов тоналитового ряда (Тевелев и др., 2002, 2006 и др.). лось зафиксировать разнонаправленные движения по сдвигам, правые

В последние годы выяснилось, что самыми поздними являются правые сдвиги. Возраст правых сдвигов предполагается позднепа-леозойским - мезозойским (Знаменский, 2006) или триасовым (Тевелев, 2002).

В ходе региональных геологосъемочных работ (Тевелев и др., 2002, 2006 и др., Тевелев, Фурина и др., 2010) изучено большое количество мезоструктур в пределах главных сдвиговых зон востока Южного Урала: зеркала скольжения, мелкие складки с вертикальными шарнирами, рас-сланцевание, линейность, кинк-зоны и т.п (рис. 5.1.2, 5.1.3, 5.1.5). Повсюду, где удава

Рис. 5.1.3. Вертикальное зеркало скольжения с субгоризонтальной штриховкой в Уйско-Новоорен-бургской сдвиговой зоне сдвиги оказывались более поздними, чем левые (рис. 5.1.4). В частности, в Копейской шовной зоне наблюдаются многочисленные зоны рассланцевания в породах девона. Поверхности рассланцевания часто смяты в присдвиговые Э-образные, и 7-образные складки (рис. 5.1.2) с вертикальными шарнирами и меридиональным простиранием осевых поверхностей.

При этом Б-образные складки (левосторонней кинематики) часто бывают разорваны правыми сдвигами, параллельными осевым поверхностям. Похожая картина наблюдается и в Уйско-Новооренбургской шовной зоне, где сдвиги фиксируются по многочисленным крутым зеркалам скольжения с горизонтальной штриховкой.

Рис. 5.1.4. Меридиональный правый сдвиг, смещена кварцевая жила

Правые сдвиги фиксируются и по прямым смещениям маркеров: Верхнеуральский массив (рис. 5.1.6) Магнитогорской мегазоны разорван Нововоронинским правым сдвигом, а Новокатенинский габбровый массив (рис. 5.1.6) Зауралья - одноименным сдвигом. Амплитуды смещения составляют 7 и 15 км соответственно.

Рис. 5.1.6. А - Верхнеуральский массив, смещенный правым сдвигом с амплитудой 7 км (Мосейчук, 2000ф),

Б - Новокатенинский массив габбро, смещенный правым сдвигом, амплитудой 15 км (Тевелев и др, 2006)

Рис. 5.1.5. А - Правая вертикальная флексура кливажных пластин в гранитах позднего девона, в пределах Копейской сдвиговой зоне, Б - Присдвиговые трещины отрыва правосторонней кинематики в зоне Карабулакско-Богдановского взброса-сдвига

Все триасовые интрузивы локализованы в зонах правых сдвигов. Дайки флюоритсодер-жащих лейкократовых гранит-порфиров кисинетского комплекса (Тевелев и др., 2006) имеют севе-ро-северо-восточное простирание (рис. 5.1.1, врезка А), часто Ъ-образно изогнуты. Они внедрялись в трещины отрыва, сопряженные с Карталинским правым взбросо-сдвигом. Чекинский и Бо-гдановский массивы щелочных гранитоидов малочекинского комплекса (Тевелев и др., 2008) имеют в плане форму параллелограммов, длинные стороны (6,5-7 км) которых вытянуты меридионально и выражены сдвигами, а короткие стороны (около 2 км) северо-восточного простирания ОС.-.'Гимеют отчетливо интрузивные контакты. Такая морфология массивов предполагает их формирование в участках присдвигового растяжения(рис. 5.1.1, врезки Б и В) правого Карабулакско-Богдановского сдвига при амплитуде смещения 5-7 км, что согласуется с амплитудой Нововоронинского сдвига, кулисообразно надстраивающего Карабулакско-Богдановский на север. Малочекинская группа массивов щелочных пород того же комплекса (Тевелев и др., 2008, Тевелев, Фурина и др., 2010) локализована в зоне Браилов-ского сдвига, который образует правосторонний сдвиговый дуплекс шириной 2,5-3 км и протяженностью около 15-18 км.

Таким образом, правые меридиональные сдвиги и связанные с ними структурные парагенезы являются наиболее молодыми коллизионными структурами складчато го сооружения Южного Урала. Именно с развитием правых сдвигов связаны проявления разнообразного, но неизменно специфического триасового магматизма. Необходимо отметить, что субмеридиональные раннемезозойские правые сдвиги отнюдь не чисто Уральское явление, они чрезвычайно широко развиты южнее, в Казахстанской складчатой области, т.е. являются трансрегиональными молодыми сдвигами.

5.2. Геодинамические обстановки формирования массивов

Следует, конечно, ещё раз отметить, что до последнего времени многие авторы не выделяли именно триасовые магматические комплексы, а описывали и изучали их как раннекаменноугольные или пермские. Вместе с тем, данные о триасовом возрасте магматитов были получены уже достаточно давно. Что касается других магматических комплексов триаса на Южном Урале, то они установлены и севернее, и восточнее изученной территории.

Малочекинский комплекс

Щелочные гранитоиды в Восточно-Магнитогорской зоне впервые выделены в составе Малочекинского массива (Чайко и др., 1957), были выделины: граносиениты, щелочные граниты, сиениты, граносиенит и сиенит-порфиры. На этой стадии авторы приписывали гранитоидам раннекаменноугольный возраст. Впоследствии Карабулак-ский, Чекинский и Богдановский массивы были объединены теми же авторами (Чайко и др., 1964) в единый магнитогорский комплекс послевизейского возраста.

Еще позднее (Чайко и др., 1982) в составе пород интрузива горы Чека были описаны три интрузивные фазы: 1 - сиеногранодиориты, сиениты, сиенодиориты (встречается в виде останцов и реликтов в краевых частях массива); 2 - щелочные граниты (в апикальных и эндоконтактовых фациях - гранит-порфиры и интрузивные брекчии). Жильная фация (третья) представлена дайками риолитовых порфиров, гранит

115 порфиров. Впервые авторами были получены данные K-Ar изотопного датирования пород (в том числе - триасового!): 2 фаза - 277-260 млн лет; жильной серии: лейкограни-тов 242 млн лет, "субщелочных липаритовых порфиров" - 236 млн лет. Несмотря на существенный разброс значений и преимущественно триасовые датировки, в целом возраст массива на геологической карте был принят пермским.

Отдельно стоит отметить исследования С.Г. Червяковского (1974, 1981, 1982), который в семидесятых годах прошлого века защитил кандидатскую диссертацию по геологии и минералогии массива Малая Чека. Он впервые детально описал состав щелочных гранитоидов, определил К-Аг изотопный возраст (244 млн лет). Впоследствии именно массив горы Малая Чека дал название всему комплексу.

Калымбаевский комплекс Севернее изученной территории известен раннетриасовый лампроит-лампрофировый калымбаевский (в некоторых работах — "колымбаевский") дайковый комплекс (Сурин, Мосейчук, 1995; Сурин, 1999). Он представлен многочисленными маломощными (до первых метров) дайками, прорывающими все палеозойские образования. Среди них выделены оливин-флогопитовые, диопсид-санидин-флогопитовые и лейцит-диопсид-флогопитовые разности (Лампроиты., 1997). К-Ar и Rb-Sr изотопный возраст лампроитоидов определялся как средиетриасовый - раннеюрский (198240 млн лет) (Краснобаев и др., 1993; Горожанин, 1995). Вместе с тем, по данным В.М. Мосейчука и др. (2000ф) для лампрофиров калымбаевского комплекса из Алек-сандринского рудного района Б.В. Беляцким получен Rb-Sr изохронный возраст 308+15 млн лет.

Кисинетскийкомплекс

Восточнее, уже в пределах Восточно-Уральской мегазоны Ал.В. Тевелевым и др. (2006) при проведении ГДП-200 был выделен среднетриасовый кисинетский гипа-биссальный комплекс флюоритсодержащих гранит-порфиров. Комплекс локализован северо-восточнее Джабыкского плутона (восточнее д. Великопетровка), и представлен несколькими крупными дайками северо-северо-восгочного простирания, прорывающими позднедевонскую толщу шошонит-латитового состава в 3-4 км восточнее пос. Великопетровка. Дайки имеют длину от 300 до 1000 м и мощность от 5 до 20, реже до 50 м. В центральных частях они представлены розово-серыми, светло-серыми гранит-порфирами с вкрапленниками кварца, плагиоклаза и калинатриевого полевого шпата. Минералогической особенностью гранит-порфиров является присутствие среди акцессорных минералов флюорита (часто вкрапленники размером до 1,5 мл) и колумбита.

Гранит-порфиры кисинетского гипабиссального комплекса имеют повышенную кислотность и щелочность. Для них характерно резкое обогащение Nb (> 100 г/т), Rb (600-900 г/т), Cs и Та, повышенные концентрации Th, U, тяжелых РЗЭ, а также минимальные концентрации Sr и глубокий Ей минимум на фоне почти горизонтального спектра нормированных концентраций РЗЭ. Более того, в гранит-порфирах наблюдается необычный для кислых пород положительный тренд тяжелых РЗЭ.

Измеренные параметры Rb-Sr изотопной системы в валовых пробах и полевых

R7 o/t шпатах обнаруживают хорошую линейную корреляцию в координатах Rb/ Sr—

0*7 OfT

Sr/ Sr, которая соответствует изотопному возрасту 238 ± 1,8 млн лет (СКВО = 1,2) с аномально высоким 87Sr/86Sri = 0,7582 и обычным для гранитных пород мезозойского возраста начальным отношением 143Nd/144Nd = 0,512411 (Тевелев и др., 2007).

Челябинский интрузив -В составе Челябинского гранитоидного интрузива, расположенного в пределах Восточно-Уральского мегазоны, обнаружены лейкограниты, для которых фиксируются триасовые датировки (40Аг/39Аг, 236 млн. лет, Осипова и др., 2010).

Лейкограниты расположены на-крайнем северо-западе Челябинского массива, в его контактовой зоне. Они слагают небольшое, овальное в плане (размером приблизительно 2 х 3"км), вытянутое в субширотном направлении, тело. Макроскопически это очень светлые, чуть сероватые, массивные породы, преимущественно среднезернитые, часто постепенно переходящие в крупнозернистые,"местами до пегматоидных разности. Лейкограниты прорваны жилами пегматитов, мощность которых варьирует от первых сантиметров до двадцати-тридцати сантиметров. В рельефе они выделяется слабо - слагая небольшую пологую возвышенность.

Редкометальиые пегматиты Адуйского плутона Гранит-порфиры кисинетского комплекса сопоставляются по возрасту (триас), геохимическим особенностям (высокие концентрации ниобия и тантала и пр.) и изотопным параметрам (начальные отношения стронция и неодима) с мезозойскими ред-кометальными гранитными пегматитами района Адуйского плутона на Среднем Урале, а также со слюдитами Малышевского месторождения изумрудов (Бакшеев и др., 2003; Попов и др., 2003; Смирнов и др., 2006). Так, на основании минеральных Rb-Sr изо-хрон, характеризующих Адуйский, Мурзинский и Ватихский плутоны, B.C. Попов с коллегами выделили ранне-среднетриасовые и раннеюрские граниты и пегматиты (250, 230 и 200 млн лет). Раннемезозойский возраст имеют пегматоидные граниты и редко-метальные пегматиты, локализованные вблизи юго-восточного контакта Адуйского плутона, а также слюдиты Малышевского месторождения изумрудов.

В статье В.Н. Смирнова с коллегами показано на основе K-Ar датировок, что возраста всех изученных разновидностей гранитоидов Адуйского массива совпадают в пределах ошибки датирования и составляют 251-245 млн лет. Редкометальные пегматиты из зоны восточного экзоконтакта Адуйского массива имеют еще более молодой возраст - 239±5 млн лет, что, правда, не согласуется с Re-Os датировкой молибденитов из редкометальных пегматитовых жил (262±7,3 млн лет).

Сабанайский комплекс К гранит-порфирам кисинетского комплекса близки биотитовые мезо- и лейкокра-товые флюоритоносньге граниты и дайки мелкозернистых лейкогранитов сабанайско-го комплекса (Кузнецов и др., 2008ф). Граниты образуют два сближенных массива, ориентированных в виде цепочки меридионального простирания в восточном борту Сысертско-Ильменогорской зоны Восточно-Уральской мегазоны. Для них характерен лейкократовый облик - содержание биотита 1-2%, довольно часто отмечается видимая вкрапленность флюорита сиреневато-фиолетового цвета. Среди акцессорных минералов, кроме флюорита, встречены апатит, циркон, гранат, молибденит, магнетит, пирит, кроме того, в протолочках установлены рутил, радиоактивный циркон, торит, пиро-хлор, урановая смолка, пирит, колумбит.

По двум пробам биотита из гранитов Ar-Ar методом были получены близкие датировки: 248,8±3,4 и 251,2±2,4 млн лет.

Блюмовский комплекс Блюмовский лейкогранит-пегматитовый комплекс также распространен преимущественно в Сысертско-Ильменогорской зоне (Петров и др., 2004ф; Кузнецов и др., 2008ф). К нему отнесены дайки лейкогранитов, аплитов-и амазонитовых пегматитов, залегающие в метаморфических породах протерозоя и в гранитах увильдинско-кисегачского комплекса. Дайки имеют субширотное, СЗ и СВ простирания. Длина даек до 150 м, мощность до 2 м, крупнейшая из них "Чебаркульская дайка" имеет длину 3 км при ширине 150 м.

Состав лейкогранитов: альбит, калинатриевый полевой шпат, кварц, биотит (до 3 %), акцессорные: апатит, магнетит, циркон, молибденит, в пегматитах — берилл, фенакит, топаз, турмалин, колумбит и др. Для лейкогранитов характерны высокие содержания кремнезема и суммы щелочей (до 10%), с преобладанием калия (до 5,88%), высокое содержание Rb и низкое Sr. Изотопный возраст пегматитов по амазониту и лейкогранитов по биотиту Rb-Sr и К-Ar методами определен соответственно в 160-260 и 172-181 млн лет (Попов и др., 1980ф, Бушляков и др., 1999).

Фоминский комплекс Фоминский комплекс представлен телами граносиенитов, умеренно-щелочных и щелочных гранитов, приуроченных к зоне Миасского разлома, расположен он в Западно-Магнитогорской зоне: на широте г.Фомина, непосредственно западней тракта Кара-баш-Кыштым, а также в ультрабазитах Сугомакского массива (Кузнецов и др., 2008 г.).

В минеральном составе пород преобладает калинатровый полевой шпат. (6085%), темноцветные: амфибол в сростках с биотитом сине-зелёный; пироксен - ряда эгирин-салит, так же установлены ферриторит и виикит (бастнезит) (Яковенко, 1970ф). Из акцессорных минералов описаны: ферриторит, монацит, церит, бастнезит, ортит, циркон, пирохлор, ильменит, сфен, барит. Возраст комплекса достоверно не установлен, но, скорее всего, он тоже является триасовым.

В принципе, можно было бы ограничиться Южным и Средним Уралом, однако в таком случае малочекинский комплекс оказывается практически единственным триасовым комплексом щелочных гранитоидов, все остальные (за исключением лампроитов) относятся к лейкогранитам. Межу тем, формирование раннемезозойских щелочных гранитоидов не стоит напрямую связывать с развитием Урала, они достаточно хорошо известны и в соседних регионах, а общие закономерности-их распределения, еще далеко не выяснены.

Мезозойские гранитоиды Таймыра

Мезозойские умеренно-щелочные и щелочные гранитоиды Таймыра и островов Карского моря описаны В.А. Берниковским с коллегами (Берниковский и др., 2001; Vernikovsky et ol, 2003). Упомянутые породы слагают серию небольших (до 5 км в поперечнике) штокообразных тел и представлены сиенитами, умеренно-щелочными граV нитами, щелочными гранитами, реже - монцонитами. Иногда у тел наблюдаются эндо-контактовые зоны мощностью до 100 м, представленные сиенит-порфирами. Штоки прорывают раннетриасовые трапповые базальты, их туфы, а также дайки и силы доле-ритов. Изотопный возраст пород (U-Pb по цирконам) составляет 241-242 млн лет.

Обломочные цирконы среднего триаса

В диссертации Е.О. Петрова (2010) на базе изучения изотопных возрастов более чем полутора сотен обломочных цирконов из среднетриасовых песчаников Шпицбергена и Земли Франца Иосифа показано, что наиболее всего распространены цирконы с изотопным возрастом (U-Pb, SRIMP-II) 238-240 млн лет. Источниками сноса, по мнению этого автора, служили орогенные структуры герцинского возраста, включающие интрузивы щелочных гранитоидов триасового возраста. Не исключено, что щелочные и умеренно-щелочные гранитоиды среднего триаса были распространены гораздо шире, чем мы представляем сейчас.

Мезозойские щелочные гранитоиды Большого Алтая В Горном Алтае и Чингиз-Тарбагатае наблюдаются многочисленные небольшие штокообразные массивы» (голухинский, керегетас-эспинский, тлеум бете кий комплексы), представленные рибекитовыми и эгирин-рибекитовыми гранитами (Дьячков, Мол-чалина, 2001, 2002). Породы отличаются резко повышенными содержаниями МЬ, Та, Ъх, НТ и РЗЭ. Данных об изотопных датировках нет, но возраст этих массивов считается позднепермским — раннетриасовым.

Колывань-Томская складчатая зона. Барлакский гранит-лейкогранитовый комплекс (233 ± 1,8; 235,9 ± 2 млн лет).

Восточный Казахстан Интрузивы редкометалльных гранитов монастырского комплекса с возрастом 231-225 млн лет (и-РЬ метод) (Владимиров и др., 2001). Умеренно-щелочные и щелочные гранитоиды триасового возраста описаны в Южном Тянынане и Китае (Борисенко и др., 2006). Таким образом, в разных участках Урало-Монгольского пояса встречаются в разной степени изученные раннемезозойские интрузивы. Судя по геологическим со-1 отношениям и изотопному возрасту, все они являются послетрапповыми.

Имеющиеся данные показывают, что на Южном Урале известны плутонические комплексы среднего триаса двух типов:

Первый тип - лейкограниты, часто флюоритсодержащие, обычно слагающие крупные дайки и небольшие штокообразные тела (кисинетский, сабанайскй, блюмов-ский комплексы, а так же пегматиты адуйского плутона), часто слагающие пегматитовые тела, все они располагаются в пределах Восточно-Уральской мегазоны, для которой установлено наличие докембрийского метаморфического основания (Пучков В.Н., 2000 и мн. др.).

Второй тип - щелочные сиениты, граносиениты и граниты, слагающие мелкие линейные тела, трещины интрузивы, редко штокообразные тела (малочекинский, фо-минский комплексы). Оба комплекса локализованы в пределах Магнитогорской-мегазоны, в> которой вмещающими эти щелочные породы являются островодужные девонские и рифтогенные раннекаменноугольные комплексы.

Геохимические и изотопные данные хорошо изученных массивов показывают, что лейкограниты и граниты первого типа имеют отчетливо коровые источники (кисинетский комплекс, аномально высокое значение начального соотношения стронция 0,7582, высокие концентрации необия до 100 г/т, еШ 1,47 (Тевелев, Фурина и др., 2010); Челябинский интрузив - еЫс^ -1,0 (Осипова, 2010)).

Притом, что оба комплекса имеют коровые источники, их характеристики существенно различаются: распределение РЗЭ (отсутствием европиевого минимума и существенно меньшим содержание тяжелых РЗЭ, рис.5.2.1.), изотопные характеристики, что вероятно свидетельствует и гетерогенности коры.

1000 кисинетскии комплекс Челябинский интрузив т-1-1-1-1-1-1-1-г

1а Се Рг № Эт Ей вс! ТЬ йу Но Ег Тт УЬ 1-й

Рис. 5 2.1. Диаграмма распределения РЗЭ в породах ки-синетского комплекса и Челябинского интрузива

Применительно к грани-тоидам малочекинского комплекса (второй тип) надо иметь в виду несколько фактов: 1) они слабо изменены вторично, но существенно обогащены калием, а также тяжелыми РЗЭ, что говорит о первичной обогащенно-сти магмы; 2) они имеют низкое начальное отношение изотопов стронция ((878г/868г)1 = 0,70479-0,70592), что практически исключает чисто коровые источники; 3) в 5 пробах составляет 5,5-6,3, что • отвечает истощенной мантии. Сочетание таких параметров, а также высокие ТЬ/Ьа отношения (0,25-0,35) приводят нас к выводу, что щелочные гранитоиды имели смешанный источник, либо, что более вероятно, источник претерпел предварительную флюидную переработку.

Диаграмма (рис. 5.2.2) в координатах эпсилон неодима к начальному стронциевому отношению показывает, что фигуративные точки щелочных пород малочекинского комплекса располагаются правее поля мантийного тренда, при высоком значение £N<1 (~6). Поскольку £N(1 параметр весьма устойчивый, а начальное стронциевое соотношение более подвержено изменению, логично предположить, что перед внедрением щелочных гранитоидов истощенная мантия была подвергнута флюидной переработки, в результате которой к середине триаса начальное стронциевое соотношение возросло до 0,705-0,706. При попытке пересчета на возраст 320 млн лет (ранний карбон) эти

-ю

0,7020 0,7030

Рис. 5.2.2. Первичные изотопные составы стронция и неодима магматических пород. Линиями показано поле мантийного тренда, 1 -малочекинский комплекс, 2 -магнитогорская серия, 3 -малочекинский комплекс пересчитан- фигуративные точки попадают в область ный на возраст 320 млн лет мантийного тренда, т.е. магнитогорской серии. При попытке пересчета на возраст 350 (полученный и-РЬ методом) получаются не реальные цифры. Поэтому событие которое могло привести к такой переработки вероятно следует искать в конце раннего карбона, когда формировалась магнитогорская магматическая серия, в частности мосовский комплекс.

Триасовые лейкогранитовые и щелочногранитовые комплексы Южного Урала сформировались после базальтов трапповой формации. Геохимические и изотопные характеристики позволяют отнести их к внутриплитным магматитам, а структурные построения приводят к мысли об обстановках транспрессии. В раннем триасе на огромной территории господствовала обстановка растяжения, которую обычно связывают с подъемом суперплюма, ответственного за траппы Сибирской провинции. Смена динамических обстановок приходится примерно на границу ладинского и анизийского веков среднего триаса и фиксируется в формировании трансрегиональных сдвигов. Данные по соседним регионам (Коваленко и др., 1999; Ярмолюк и др., 2000 и др.; Берниковский и др., 2001) показывают, что щелочные и лейкократовые гранитоиды триаса локализованы по северной и восточной периферии Сибирской трапповой провинции. По всей видимости, аналогичные комплексы Южного Урала маркируют ее западную периферическую зону.

Заключение

Щелочные гранитоиды малочекинского комплекса являются самыми молодыми магматическими породами Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала. Они слагают две меридиональные цепочки небольших интрузивов и представлены свежими разностями эгириновых, эгирин-щелоч-ноамфиболовых и щелочноамфиболовых умеренно-кислых и кислых пород. Гранитоиды Западной и Восточной ветвей отличаются друг от друга по геохимическим особенностям. Среднетриасовый возраст щелочных пород (237 млн лет) установлен ЯЬ-Эг и Бт-Ш изохроннымы методами.

На Южном Урале в среднем триасе (примерно на границе анизийского и ладинского веков) произошла смена обстановки общего растяжения на обстановку правосторонней транспрессии. В результате этого Челябинский рифт трансформировался в рамп, а базальтовый вулканизм в Копейской зоне завершился. Новая динамическая обстановка инициировала кратковременную вспышку специфического гранитоидного магматизма. Массивы щелочных гранитоидов сформировались в локальных зонах присдвигового растяжения крупных взбросо-сдвигов, в обстановке правосдвиговой транспрессии, которая в середине триаса сменила режим общего растяжения. Размеры и морфология массивов согласуются с кинематическими параметрами сдвиговых зон. Щелочные гранитоиды имели смешанный источник или источник претерпел предварительную флюидную переработку.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Фурина, Мария Александровна, 2010 год

1. Опубликованная

2. Анцыгин Н.Я. К стратиграфии ордовика на восточном склоне Урала. В" сб. Проблемы геологии докембрия и нижнего палеозоя Урала. М., 1985, с. 68-86.

3. Бакшеев И.А., Кудрявцева O.E., Беляцкий Б.В. и др. Турмалинсодержащие мета-соматиты Уральских Изумрудных копей. Ст. II. Слюдиты // Уральский геологический журнал. 2003. № 4. С. 3-34.

4. Богатое В.И., Костицин Ю.А. Rb-Sr изотопный возраст и геохимия гранитоидов на севере Магнитогорского прогиба, Южный Урал // Известия. ВУЗов, Геология и разведка, № 2,1999. С. 34—41.

5. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256 с.

6. Осипова Т. А., Каллистов Г. А., Травин А. В., Дрилъ С. И. Первые данные о меза-зойских гранитоидах в составе челябинского интрузива (Южный Урал). Литосфера, 2010, №4, с. 163-169

7. Бугилякое КН., Калеганов Б.А. Краснобаев A.A. Новые данные изотопного датирования гранитоидов и метаморфитов Ильменогорского комплекса // Ежегодник-1993/ ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1994. С. 107-110

8. Берниковский В.А. Геодинамическая эволюция таймырской складчатой области / Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИНГМ, 1996, 202 с.

9. Берниковский В.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Пономарчук В.А., Ковач В.П., Травин A.B., Яковлева С.З., Бережная Н.Г. Возраст постколлизионных гранитоидов северного Таймыра: U-Pb-, Sm-Nd-, Rb-Sr- и Ar-Ar-данные. ДАН, 1998, т. 368, № 3, с. 375-378

10. Горожанин В.М. Рубидий-стронциевый изотопный метод в решении проблем геологии Южного Урала. Автореферат дисс. на соискание уч. ст. канд. геол.-минерал, наук. Екатеринбург. 1995. 23 с.

11. Горожанин В.М., Мосейчук В.М., Сурин Т.Н. Новые данные о составе и возрасте гранитоидов Джабыкского и Астафьевского массивов // Ежегодник-1997, Институт геологии, УНЦ РАН, Уфа: Гилем, 1999, с. 191-196.

12. Горожанин В.М. Первичный изотопный состав стронция в магматических комплексах Южного Урала // Магматизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1998. С. 98-108

13. Жданов A.B. Легенда уральской серии листов госгеолкарты-1000/3. Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ, 2005.

14. Знаменский С.Е. Структурная эволюция Магнитогорской мегазоны (Южный Урал) в позднем палеозое // Докл. РАН. 2008. Т. 420, №1. С. 85-88.

15. Иванов К. С., Пущаев А. М., Пучков В. Н. Новые данные по стратиграфии и тектонике восточного края Магнитогорской зоны Урала. В сб.: Новые данные по палеонтологии и биостратиграфии палеозоя Урала. УНЦ АН СССР. Свердловск. 1984. С. 5164.

16. Иванов КС. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд лет) и строения Урала. Дисс. д-ра геол.-мин. наук. Екатеринбург. 1998. 252 с.

17. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В. и др. // Геотектоника №3. 1999. С. 21-41.

18. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козловский A.M., Иванов В.Г. Источники магм щелочных гранитоидов связанных с ними пород внутриплитных магматических ассоциаций центральной Азии. Доклады Академии наук, 2001, том 377, №5. С. 672-676

19. Когарко JI.H., Хаин В.Е. Щелочной магматизм в истории Земли: опыт reo динамической интерпретации. Доклады Академии наук, 2001, том 377, №5. С. 677-679

20. Краснобаев A.A., Кузнецов Г.П., Калеганов В.А. Состав и возраст лампроитов куйбасовского комплекса // Ежегодник -1992. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1993. С. 35-39.

21. Краснобаев A.A., Нечеухин В.М., Давыдов В.А., Соколов В.В. Цирконовая геохронология и проблема террейнов Уральской аккреционно-складчатой системы // Уральский минерал, сб. 1998. № 8. С. 196-206.

22. Кузнецов Н.Б. Средне-позднепалеозойское развитие Урала // Палеозоны субдук-ции: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез: Тез. докл. Екатеринбург: УрО РАН, 1999, с. 85-88.

23. Лампроиты Южного Урала. Лукьянова ЛИ., Багдасаров Э.А., Мареичев А.М. и др. В сб.: Геология и минерагения подвижных поясов. Екатеринбург: Уралгеолком. 1997. С. 174-186.

24. Мамаев Н. Ф. Докембрий и нижний палеозой восточного склона Южного Урала. // Мат-лы по геологии и полезным ископаемым Урала. Вып. 6. М. Госгеолиздат. 1958, с.58-70.

25. Мамаев Н.Ф. Геологическое строение и история развития восточного склона Южного Урала Свердловск, 1965, с. 58-71

26. Мамаев Н.Ф. Докембрий и нижний палеозой Брединского района на Южном Урале // Информац. Бюлл. УГУ. 2 (8). 1958.

27. Матвеева Е.А., Артюшкова О.В., Якупов P.P. , Маслов В.А., Тевелев Ал.В. Конденсированный разрез девона Уйской шовной зоны Южного Урала / Бюллетень МО-ИП, отд. геол., вып. 6, Москва, 2008. С. 53-55

28. Мосейчук В.М., Сурин Т.Н., Меньшиков Ю.П. Геодинамика развития восточного склона Южного Урала // Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Монография. Тверь: Издательство ГЕРС, 2001. С. 262-270.

29. Никишин A.M. Тектонические обстановки. Внутриплитные и окраинно-континентальные процессы. М.: Изд-во МГУ, 2002, 366 с.

30. Остова Т.А., Каллистов Г.А., Травин A.B., Дрилъ С.И. Первые данные о меза-зойских гранитоидах в составе Челябинского интрузива (Южный Урал). Литосфера, 2010, №4, с. 163-169.

31. Эрогенный гранитоидный магматизм Урала // Коллектив авторов: Г.Б. Фершта-тер, Н.С. Бородина, М.С. Рапопорт и др. Миасс: УрО РАН, 1994,249 с.

32. Петренко A.A. Нижнекаменноугольные месторождения каменных углей и антрацитов Южного Урала Тр. ИГН АН СССР, в. 79. М., 1946. 178 с.

33. Плюснин К.П., Плюснина A.A. Объяснительная записка к тектонической карте северной части Магнитогорского мегасинклинория. 1962г. 389 с.

34. Плюснин К.П., Плюснина A.A. Составление палеотектонических карт Урала м-ба 1:1000 ООО. 1977. 335 с.

35. Плюснин К. П. Методика изучения тектонических структур складчатых поясов (на примере Урала). Пермь, 1971. 216 с.

36. Попов B.C. Смешение магм при формировании новейших вулканитов Кавказа. -Вулканология и сейсмология, 1981, № 1, с. 3-14.

37. Попов B.C., Богатое,В.И., Петрова А.Ю., Белящий Б.В. Возраст и возможные источники гранитов Мурзинско-Адуйского блока, Средний Урал: Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные // Литосфера. 2003. № 4. С. 3-18.

38. Попов B.C., Тевелев Ал.В., Белящий Б.В., Богатое В.И., ОсиповаТ.А. Изотопный Rb-Sr возраст Неплюевского плутона и близлежащих интрузивных тел (Южный Урал). Докл. РАН (В печати). 2003.

39. Попов B.C., Тевелев Ал.В., Богатое В.И. Степнинский плутон на Южном Урале: соотношения плутонических пород, связанных с мантийными и коровыми источниками Изв. ВУЗов. Геол. и разв. 1999. № 5. с. 52-68.

40. Попов В. С. Sm-Nd и Rb-Sr изотопная систематика верхнемантийных и коровых резервуаров // Зап. ВМО. 2003. №4. С. 38-49.

41. Попов B.C., Богатов В.И., Журавлев Д.З. Источники гранитных магм и формирование земной коры Среднего и Южного Урала: Sm-Nd и Rb-Sr изотопные данные // Петрология. 2002. Т. 10, №4, с. 389-410.

42. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000,146

43. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. С. 280.

44. Рихтер Я.А. Палеозойский вулканизм и геодинамика Южного Урала. Саратов: Изд-во Саратовского университета, 2008, 128 с

45. Ронкин Ю.Л. Изотопы стронция индикаторы эволюции магматизма Урала. Ежегодник-1988. Институт геологии и геохимии УрО РАН. Свердловск. 1989., с.107-110

46. Ронкин Ю.Л., Иванов КС., Банквитц П., Банквитц Е. К истории формирования Джабыкского гранитного плутона: изотопные и структурные данные // Гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации. Сыктывкар. 1997, с. 43-44.

47. Ронкин Ю.Л., Журавлев Д.3., Чащухина В А Sm-Nd изохронное датирование Мосовского SO массива Магнитогорской эвгеосинклинальной зоны. Ежегодник-1989. Свердловск. УрО РАН СССР. 1990. с.67-69

48. Салихов Д. Н., Митрофанов В. А., Горожанин В. М. Верхнеуральская группа интрузивов (геология, вещественный состав). Препринт. Уфа: УНЦ РАН, 1990. 32 с

49. Салихов Д.Н. Средне-позднепалеозойская коллизонная история развития Магнитогорского мегасинклинория. Дисс. на соиск. уч. степени доктора геол.-мин. наук в форме научного доклада. Екатеринбург. 1997. 85 с.

50. Салихов Д.Н., Митрофанов В.А. Интрузивный магматизм верхнего девона -нижнего карбона Магнитогорского мегасинклинория (Южный Урал) Уфа, 1994, 142 с.

51. Салихов Д.Н., Яркова A.B. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория. Уфа: ИГ БНЦ УрО РАН. 1992. - 136 с.

52. Серавкин КБ. Тектоно-магматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса // Геотектоника, 1997, № 1, с. 32-47.

53. Смирнов В.К, Иванов КС., Краснобаев A.A. и др. Результаты K-Ar датирования Адуйского гранитного массива (восточный склон Среднего Урала). Литосфера. 2006. №2. С. 148-156.

54. Сурин Т. Н. Петролого-минералогические исследования магматитов Восточно-магнитогорского пояса (Южный Урал). Миасс: Геотур, 1997, с. 310.

55. Сурин Т. Н. Триасовые лампроидоиды и лампрофиры (калымбаевский комплекс) Восточномагнитогорской зоны Южного Урала: минералогия, геохимия и петрогенезис. Уфа. 1999. 127 с.

56. Сурин Т. Н., Мосейчук В. М. Минералогия и геохимия лампроитов Магнитогорской мегазоны (Южный Урал). В сб.: Магматизм и геодинамика. Материалы 1-го Всероссийского петрографического совещания. Книга 3. Уфа. 1995. С. 129-130.

57. Сурин Т.Н. Эволюция магматизма Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуги (Южный Урал) // В сб.: Закономерности эволюции земной коры. Т. II. Разд. I. Петрология и геохимия природных процессов. СПб: СпбГУ, 1996, с.168.

58. Тевелев A.B., Кошелева И.А. Геологическое строение и развитие Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье). М.: Изд-во МГУ, 2002, 116 с.

59. Тевелев A.B., Кошелева И.А., Попов B.C., Кузнецов И.Е. и др. Палеозоиды зоны сочленения восточного Урала и Зауралья // Тр. лаб. Геологии складчатых поясов (вып. 4). Под. ред. проф. A.M. Никишина. М.: Геол. ф-т МГУ, 2006. 300 с.

60. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) // Тр. лабор. складч. поясов. — М.: Изд-во МГУ. 2002. 123 с.

61. Тевелев Ал.В., Кошелева H.A., Тевелев Арк.В. . Фурина М.А. и др. Отчет по объекту: «ГДП-200 территории листа N-40-XXXVI (Суундукстая площадь)» за 20042008 гг. М.: МГУ. 2009.

62. Тевелев Ал.В., Фурина М.А. Кинематика раннемезозойских сдвиговых зон Южного Урала / Тектоника и геодинамика складчатых поясов платформ фанерозоя. Материалы XLIII Тектонического совещания. Том 2. М.:ГЕОС, 2010. С. 341-346.

63. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Белящий Б.В. Триасовый магматизм Южного Урала: геохимия, изотопия, геодинамика // Вестник Московского университета, серия 4, геология, 2009, № 2. С. 29-38.

64. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Белящий Б.В. Триасовый магматизм Южного Урала: геохимия, изотопия, геодинамика. Вестник Моск. Ун-та, серия 4, геология, 2009, № 2. С. 29-38.

65. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A., Беа Ф., Монтеро П., Бородина КС. Геодинамические обстановки и история палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала (по результатам датирования цирконов) // Геодинамика, 2007, № 6, с. 52-77.

66. Ферштатер Г. Б Гранитоидный магматизм и формирование континентальной земной коры в ходе развития Уральского орогена // Литосфера. 2001. № 1. С. 62-85.

67. Фурина М.А. Гранитоидный массив Чека, его строение и состав (Южный Урал) / Материалы УШ Всероссийской научной конференции студентов, аспирантов и молодых специалистов (Саратов, 28-30 марта 2007 г.) Саратов: Изд-во СО ЕАГО, 2007. С. 10-11.

68. Фурина M.А., Тевелев A.B., Кошелева И.А., Правикова Н.В. Особенности химического состава триасовых щелочных пород Магнитогорской зоны Южного Урала. Вестник Моск. Ун-та, серия 4, геология, 2010, № 2. С. 62-68.

69. Фурина М.А. Геологическое строение и состав гранитоидного массива Чека // Геология, полезные ископаемые и геоэкология северо-запада России. Материалы ХУП молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. Петрозаводск, 2006. С. 60-62.

70. Фурина М.А. Морфология Чекинского гранитоидного массива (Южный Урал) / Тезисы докладов научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Молодые наукам о Земле» (Москва 23-24 марта 2006 г.) Москва РГГУим. С.Орджоникидзе, 2006, с. 57.

71. Фурина М.А. Щелочные гранитоиды Чекинекого массива (Южный Урал) / Тезисы докладов Третьей, Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2006. С. 236-237.

72. Червяковский С.Г. О роли автометасоматических процессов в формировании массива щелочных гранитоидов горы Малая Чека. Метасоматоз и рудообразование Сб. статей (УНЦ АН СССР). Свердловск, 1974.

73. Червяковский С.Г. Основные черты геохимической специализации щелочных гранитоидов Магнитогорского мегаантиклинория. Редкие элементы в гранитоидах Урала. (Сб. статей). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981.

74. Червяковский С.Г. Средне-верхнепалеозойская гранитиация в Магнитогорской зоне на Южном Урале, ее характер и масштабы. Магматические комплексы Среднего и Южного Урала (Сб. статей). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1982.

75. Чернышов КВ., Кононова В.А., Крамм У., Грауерт Б. Изотопная геохронология щелочных пород Урала в свете данных уран-свинцового метода по цирконам // Геохимия, 1987, № 3, с. 323-338. /

76. Язева Р. Г., Бочкарев В. В. Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования). Екатеринбург, 1998, 203 с.

77. Ярмолюк В.В., Коваленко В.Ии др. // Геотектоника №5, 2000. С. 1-27.

78. Vernikovsky V.A., Pease V.L., Vernikovskaya А.Е., Romanov A.P., Gee D. G., Travin A. V. First report of early Triassic A-type granite and syenite intrusions from Taimyr: product of the northern Eurasian superplume? Lithos 66 (2003). P. 23-36.

79. Tevelev A.V. Kinematic behavior of the tectonic strike-slip zones and their evolutionary trends // Moscow University bulletin, vol. 62; number 6, 2007, p. 363-375.

80. Sun S.S. Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle // Geochim. Cosmochim. Acta, 1982. 46. P. 179-192.

81. Montero P., Bea F.r Gerd.es A. et al. Single-zircon evaporation ages and Rb-Sr dating of four major Variscan batholiths of the Urals: a perspective on the timing of deformation and granite generation // Tectonophysics. 2000. Vol. 317, P. 93-108.

82. К. Hans Wedepohl. The composition of the continental crust // Geochemica et cosmochemica acta. 1995 V. 59 # 7 p. 1217-1232.

83. Bea F., Fershtater G.B., Montero P., Smirnov V.N., Molina Palma J.M. Deformation-Driven Differentiation of Granite Magma: The Stepninsk Pluton of the Uralides, Russia // Lithos. 2005. Vol. 81. P. 209-233.1. Фондовая

84. Баринов A.A., Мещерякова Г.Н., Галимов А.Г. Геологическое строение бассейна среднего течения р. Сундук в пределах притоков Каменки и Урус-Кискен. Отчет Квар-' кенской ГСП, за 1961-1963 гг., 1964

85. Баринов A.A. и др. Геологическое строение района среднего течения р. Суундук и М. Караганка, Оренбург: ТГФ. 1967. 641 с.

86. Галимов А.Г., Штримп М.Ю., Алексеев B.JI. и др. Отчет Кос-Кольской партии по глубинному геологическому картированию территории листов N-40-144-B, N-40-144-T масштаба 1:50 000 а 1977-80 гг. Айдырлинский рудный район, Оренбург: ТГФ. 1981. 652 с.

87. Кузнецов Н.С., Пужаков Б.А., Шох В.Д. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия ЮжноУральская. JIhctN-41-I (Кыштым). Объяснительная записка. 2008 (в печати).

88. Мосейчук В.М. и др. Объяснительная записка к Государственной геологической карте РФ масштаба 1:200 000 Лист N-40-XXIV Челябинск. 2000. 174 с.

89. Петров В.И., Шалагинов А.Э., Пунегов Б.Н. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия ЮжноУральская. Лист N-41-VII (Миасс). Объяснительная записка. 2004 (в печати).

90. Смирнова И.А., Черкасов B.JI. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья pp. Сундук и Урал (Листы 143-А южная половина, 143-В). 1968.

91. Смирнова И.А., Черкасов B.JI. Геологическое строение и полезные ископаемые междуречья pp. Суундук и Урала. Оренбург: ТГФ. 1968. 529 с.

92. Соколов Г.А. Геологическая съемка Полоцкой партии, 1931 г.

93. Тесаловский. Металлогеническая карта Южного Урала. Оренбургская область. Цветные металлы (отчет группы цветных металлов металлогенической партии 19621963 гг.) Оренбургское ГУ. 1964.

94. Тищенко В.А., Юшина З.А. Составление прогнозной карты восточной части Оренбургской области на россыпное золото в масштабе 1:200 ООО. Отчет шлиховой партии за 1978-81 гг. Оренбург: ТГФ. 1981. 261 с.

95. Тищенко В.Т. Изучение проявлений, кварцево-сульфидной, кварцево-золотосульфидной и золото-полиметаллической формаций в восточных районах Оренбургской области, их прогнозная оценка. Оренбург: ТГФ. 1973. 169 с.

96. Тищенко В.Т., Смирнова И.А. Составление геологических карт масштаба 1:200 ООО восточной части Оренбургской области. Отчет Южно-Уральской партии за 1989-95 гг. Оренбург: ТГФ. 1995. 519 с.

97. Чайко Г.И. Новые данные по геологическому строению центральной части восточного крыла Магнитогорского мегасинклинория по результатам работ Амурского отряда в 1962-64гг. ФГУ ЧТФГИ; Челябинский ГРТ. 1964.

98. Чайко Г.И. "Отчет о поисковых работах на железо с составлением генеральной программы поисков слепых скарново-магнетитовых месторождений в Магнитогорском районе." Листы К-40-83-В,94-Б,95-А,В,118-Г,119-А,В,130-Б,Г,131-А,В. УГУ, Челябинск, 1974 г.

99. Чайко Г.И., Яркова A.B., Калинцев В.А., Черяпкина А.З., Бабкин В.В. Отчет Амурской геолого-съемочной партии за 1959-1961 гг. 1:50000, N-40-132-B,B,r, Челябинск, 1962.

100. Чайко Г.И, Лисов Н. С., Медведева Н.В., Нифонтова Л.Т. Геологическа карта Южного Урала масштаба 1:50 000. Челябинск: ТГФ. 1957. 186 с.

101. Чайко Г.И, Яркова A.B., Иванов В. Ф Геологическая карта Южного Урала. Пос. Новосинеглазово, Челябинск: ТГФ 1960. 409 с

102. Шалагинов Э.В., Глазин Ю.С. и др. Отчет Субутакского ГСО о результатах геологического доизучения масштаба 1:50000 групповым методом Субутакской площади в Брединском, Кизильском, Агаповском районах Челябинской области, Челябинск: ТГФ. 1984. 1142 с.

103. Шендерович Д.М., Данилин Б.Ф. Геологическое строение верховий рр.Берсуат, Айдырля и Суундук. Оренбург: ТГФ. 1965. 564 с.

104. Яковенко В.Д. Объяснительная записка к геологическим картам масштаб 1:10 000 и 1:25000 зеленокаменного комплекса Кыштым-Карабашского района. Челябинск, 1970.