Геохимия и петрогенезис магматических пород Кутуевского Au-Cu-порфирового рудопроявления (Южный Урал)

Введение

Кутуевское Au-Cu-порфировое рудопроявление расположено в зоне Главного Уральского разлома (ГУР) на северном окончании Магнитогорской мегазоны Южного Урала. В этой части сутурной зоны известно еще несколько небольших месторождений и рудопроявлений, относящихся к порфирово-эпитермальному семейству (Салаватское, Вознесенское, Медногорское, Николаевское и др.) (Кривцов, 1983, Грабежев, Белгородский, 1992; Знаменский, Холоднов, 2018; и др.). Возраст и условия их образования являются предметом дискуссии. По представлениям большинства исследователей порфировое оруденение зоны ГУР на Южном Урале связано с интрузиями, комагматичными вулканитам ирендыкской базальт-андезито-базальтовой формации (D2) (Грабежев, Белгородский, 1992; Андреев и др., 2018; и др.). Согласно палеовулканологическим реконструкциям, выполненным И.Б. Серавкиным с соавторами (1992), ирендыкская формация образовалась в обстановке развитой островной дуги. Вместе с тем в последние годы были опубликованы данные по изотопному возрасту, свидетельствующие о том, что порфировое оруденение начало формироваться в южноуральском сегменте зоны ГУР уже в раннем девоне на начальных стадиях развития Магнитогорской палеоостровной дуги (Грабежев и др. 2017; Kosarev et al., 2014; Плотинская, 2023). В частности, О.Ю. Плотинской (Плотинская, 2023) для молибденита Вознесенского месторождения, относящегося к эталонным Cu-порфировым объектам, связанным с ирендыкским магматизмом (Кривцов, 1983), получены Re-Os датировки 396±6 и 394±6 млн лет. В современных геохронологических схемах они соответствуют позднему эмсу.

Порфировые рудно-магматические системы считаются образованиями, имеющими смешанный корово-мантийный источник. Роль мантийных и коровых источников в формировании магматических систем и их рудоносности достаточно детально изучена для месторождений активных континентальных окраин (Richards, 2011). В настоящее время наиболее популярной, особенно среди зарубежных исследователей, является MASH модель генерации расплавов, предполагающая ассимиляцию материала континентальной коры мантийными расплавами и, как следствие этого, эволюцию состава магм от базальтового к андезитовому (Richards, 2022). Механизмы магмогенерации для месторождений, сформировавшихся в энсиматических островных дугах, изучены значительно слабее (Sillitoe, 2009; Грабежев и др., 2017).

Исследования, ранее выполненные на Кутуевском рудопроявлении (Знаменский и др., 2019; Знаменский и др., 2022), базировались на весьма ограниченном геохимическом материале (1–2 пробы для каждого типа пород), который не позволил детально охарактеризовать петролого-геохимические особенности рудовмещающих пород. Цель настоящей статьи – на основе новых геохимических данных для эффузивных и интрузивных пород рудопроявления оценить возможные источники и геодинамические обстановки генерации магматических расплавов, продуцировавших порфировое оруденение.

Краткая геологическая характеристика рудопроявления

Современная структура Кутуевского рудопроявления представляет собой пакет тектонических пластин, ограниченных разрывными нарушениями крутого юго-восточного падения (рис. 1).

Отдельные пластины сложены терригенно-тефроидными породами с прослоями яшмоидов и обломочных известняков, сопоставимыми по литолого-фациальному составу с отложениями ильтибановской толщи (D1lh) (Маслов, Артюшкова, 2010), массивными серпентинитами, серпентинитокластическими брекчиями эдафогенной природы с горизонтами офиокальцитов, местами перекрытыми маломощной толщей вулканогенных пород.

Серпентинитокластические брекчии имеют в зоне ГУР на Южном Урале региональное распространение и залегают в основании нижнедевонского разреза (Знаменский и др., 2019). С этими брекчиями ассоциируют многочисленные мелкие Со-Сu-колчеданные месторождения ивановского типа (Ивановское, Дергамышское, Ишкининское и другие) (Серавкин и др., 1992). На Кутуевском рудопроявлении в серпентинитокластических брекчиях одной из тектонических пластин локализовано несколько небольших линз массивных Co-Cu-колчеданных руд пирит-пирротин-халькопиритового состава.

Основание толщи вулканогенных пород, перекрывающей серпентинитокластические брекчии, слагают афировые и плагиофировые долериты, которые вверх по разрезу постепенно сменяются пироксен-плагиофировыми базальтами и андезибазальтами, содержащими в подчиненном количестве литокристаллокластические туфы основного состава. По данным электронно-микроскопических исследований пироксен в эффузивах представлен авгитом и диопсидом. Возраст вулканогенных пород не установлен.

По результатам поисковых буровых работ в пределах рудопроявления выявлена серия дайкообразных в плане тел габбро-диоритов и диоритов, прорывающих вулканогенные породы. Тела имеют длину по простиранию 200–350 м при ширине до 150 м. Габбро-диориты и диориты представляют собой мелкозернистые, иногда среднезернистые породы с массивной текстурой. Преобладают разновидности с порфировидной структурой, которая обусловлена наличием фенокристаллов плагиоклаза. Основная масса имеет, главным образом, призматическизернистую структуру. Главными минералами являются плагиоклаз, близкий по составу к андезину, и клинопироксен, представленный авгитом и диопсидом. Моноклинный пироксен в значительной степени замещен зеленой роговой обманкой часто в ассоциации с кварцем.

Рудная зона Кутуевского рудопроявления приурочена к наиболее крупному телу габбро-диорит-диоритового состава, залегающему среди серпентинитов в центральной части рудопроявления. Она представляет собой сульфидно-кальцит-кварцевый штокверк. Внутри интрузивного тела рудный штокверк приурочен к зоне хлорит-серицит-кварцевых метасоматитов и иногда выходит за ее пределы в пропилитизированные габбро-диориты и диориты. Пропилиты относятся к эпидот-актинолитовой фации. Вдоль западного контакта рудоносной интрузии местами развиты листвениты фуксит-карбонат-кварцевого состава, которые наложены на Au-Cu-порфировую минерализацию.

Методы исследования

Образцы для исследований были отобраны из керна поисковых скважин. Содержаниe петрогенных компонентов в породах определялось в химической лаборатории Института геологии УФИЦ РАН (г. Уфа, аналитик С.А. Ягудина) методом «мокрой химии». Определение редких элементов выполнено методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на квадрупольном масс-спектрометре ELAN 9000 фирмы PerkinElmer Inc. (США) в лаборатории физических и химических методов исследований Института геологии и геохимии УрО РАН (г. Екатеринбург, аналитик Д.В. Киселева), а также частично методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре ICPE-9000 фирмы Shimadzu (Япония) в Институте Нефтехимпереработки (г. Уфа, аналитик А.М. Карамова). Результаты аналитических исследований приведены в таблице.

Результаты

Содержание SiO2 в долеритах составляет 48–50%, в базальтах – 48–49%, в андезибазальтах –– 52–54%. В габбро-диоритах и диоритах концентрации SiO2 варьируют в интервале от 53.8 до 57.8% (таблица). По содержанию TiO2 эффузивные и интрузивные породы принадлежат к низко- и умеренно-титанистым образованиям.

На диаграмме TAS большинство фигуративных точек составов эффузивных и интрузивных пород попадают в поле магматитов нормальной щелочности (рис. 2а). В трех пробах (№ 333/128, 333/98 и 333/127) долериты и базальты имеют субщелочной состав, главным образом, из-за повышенных содержаний Na2O, что, по всей вероятности, связано с альбитизацией пород. На диаграмме отношений малоподвижных при вторичных изменениях элементов Zr/Ti–Nb/Y точки составов эффузивных и интрузивных пород располагаются в поле магматических образований нормальной щелочности (рис. 2б). По соотношению содержаний К2О и SiO2 среди эффузивных пород преобладают низко-калиевые разновидности (рис. 2в). Интрузивные образования относятся к умеренно-калиевой серии. Все типы пород рудопроявления характеризуются невысокой магнезиальностью (Mg# = Mg/ (Mg+Fe2+) = 0.3–0.52).

На диаграмме Zr-Y фигуративные точки составов долеритов концентрируются в поле толеитовой серии (рис. 2г). Базальты, андезибазальты и интрузивные породы имеют в основном переходный от толеитового к известково-щелочному состав. Часть габбро-диоритов по соотношению Zr и Y соответствует известково-щелочным породам.

На диаграммах Харкера эффузивные и интрузивные породы образуют единые тренды (рис. 3), что позволяет рассматривать их в качестве генетически родственных образований. С ростом кремнекислотности уменьшаются содержания TiO2, FeOобщ и MgO. Содержание глинозема от долеритов и базальтов к породам андезибазальтового состава увеличивается, а в дальнейшем с увеличением кремнекислотности снижается.

По сравнению с N-MORB все петрохимические типы пород рудопроявления имеют более низкие содержания высокозарядных и редкоземельных элементов (рис. 4). Породы обогащены Rb, Cs, Ba, U, Th и Pb и обеднены Ta, Nb и Zr относительно других высокозарядных элементов, например РЗЭ. Габбро-диориты и диориты обладают повышенными содержаниями Cu (до 109.21 г/т).

Спектры распределения РЗЭ в долеритах и базальтах слабо дифференцированы. Значения LaN/YbN составляют 0.93–2.16 (рис. 5а, б).

Степень дифференциации между легкими и тяжелыми лантаноидами несколько увеличивается в андезибазальтах (LaN/YbN = 1.74–4.91). Дифференциация внутри тяжелых лантаноидов в вулканогенных породах не выражена (GdN/ YbN = 0.96–1.25). Значения Sm/Yb составляют 0.94–1.57. Для эффузивных пород характерны небольшие отрицательные аномалии Eu (Eu/ Eu* = 0.82–0.98). Аномалии Eu рассчитывались по формуле: Eu/ Eu* = EuN/√(SmN × GdN).

Габбро-диориты и диориты характеризуются более высокой степенью обогащения ЛРЗЭ (рис. 5в). Значения (La/Yb)N составляют 3.9–4.49. Дифференциация внутри ТРЗЭ отсутствует ((Gd/Yb)N = 1.0–1.25). Значения отношений Sm/Yb находятся в пределах 1.48–1.96. Аномалии Eu на графиках РЗЭ не выражены (Eu/Eu* = 0.94–1.05).

На диаграммах SiO2–микроэлементы La, Nb, Zr и Y образуют единые тренды (рис. 6). При этом с ростом SiO2 содержания La увеличиваются, а концентрации Nb, Zr и Y уменьшаются. Содержания Cr, Ni не зависят от кремнекислотности.

Обсуждение результатов

Геохимические данные позволяют говорить о набсубдукционной природе эффузивных и интрузивных пород рудопроявления. Спектры распределения в них редких элементов близки между собой и демонстрируют на спайдерграммах обогащение крупноионными элементами (K, Rb, Cs, Ba), U, Th и Pb относительно высокозарядных и редкоземельных элементов, а также наличие отрицательных аномалий Ta, Nb, Zr и положительные аномалии Sr, что характерно для островодужных магматитов (рис. 4). В то же время на трендах эффузивных пород проявлены не свойственные для островодужных образований положительные аномалии Ti. На спектрах интрузивных пород эти аномалии носят знакопеременный характер.

Состав магматических расплавов, формирующихся в надсубдукционных обстановках, зависит от ряда факторов, основными из которых являются тип мантийного источника, степень частичного плавления, процессы кристаллизационной дифференциации и контаминации расплава коровым материалом и метасоматоз мантийного клина флюидами и/или расплавами, отделившимися от слэба (Школьник и др., 2009; Castillo et al., 1999; и др.).

Возможные мантийные источники и степень частичного плавления

Для оценки состава мантийного источника используются отношения некогерентных элементов, консервативных во флюидной фазе. Весьма информативными для выделения плюмового и неплюмового мантийных источников являются соотношения Nb/Y и Zr/Y (Condie, 2005). На диаграмме Nb/Y–Zr/Y практически все точки эффузивных и интрузивных пород Кутуевского рудопроявления, за исключением одной пробы базальта (№ 333/100), располагаются ниже линии ∆Nb (∆Nb = log(Nb/Y)+1.74–1.92log(Zr/Y)), разделяющей поля плюмовых и неплюмовых мантийных источников (рис. 7а). При этом основные эффузивы концентрируются в поле N-MORB, тогда как андезибазальты, габбро-диориты и диориты тяготеют к полю островодужных вулканитов.

Позиция точек пород на диаграмме Sm/Yb–La/Sm (рис. 7б) показывает, что источник расплавов для эффузивных и интрузивных пород рудопроявления мог иметь состав шпинелевого перидотита. Отсутствие дифференциации внутри ТРЗЭ (GdN/YbN = 0.96–1.25) и невысокие значения LaN/YbN (≤ 4.91) также свидетельствуют о том, что гранат не играл существенной роли в источнике. В целом эффузивные и интрузивные породы характеризуются достаточно низкими степенями частичного плавления. Для эффузивных пород этот показатель составляет 0.3–10%, а для интрузивных пород 0.1–1%.

Степень обогащения мантийного источника до его контаминации субдукционной или коровой компонентой позволяют охарактеризовать отношения некогерентных элементов, немобильных во флюидной фазе и имеющих высокий валовый коэффициент распределения (> 1) минеральные фазы-флюид: Nb/Yb, Tа/Yb и другие (Di Vincenzo, Rochi, 1999; Pearce, 2008; и др.). Вариации значений Nb/ Yb в большинстве проб долеритов и в одном образце базальтов (№ 333/98) (0.74–0.9) близки к значениям этого коэффициента в N–MORB (~ 0.8) (McDonoungh, Sun, 1995). В остальных пробах вулканогенных и интрузивных пород величина Nb/Yb (0.93–2.33) превышает средние значения этого показателя в N–MORB, что свидетельствует об относительной обогащенности мантийного источника. По всей вероятности, на начальных стадиях магмообразования доминировал источник близкий по составу к деплетированной мантии, а в дальнейшем плавлению подвергался более обогащенный мантийный субстрат. Повышенные, по сравнению с мантийными источниками, значения Th/Yb в породах рудопроявления отражают вклад в их формирование субдукционной и/или коровой компоненты (рис. 7в).

Фракционная кристаллизация и коровая контаминация

Единые тренды распределения петрогенных и ряда некогерентных элементов могут служить косвенным признаком существенной роли кристаллизационной дифференциации в происхождении магматических пород рудопроявления (рис. 3, 6). Обеднение пород TiO2, FeOобщ., MgO, Nb и Zr и обогащение La можно объяснить фракционированием клинопироксена. Изменение наклона тренда Al2O3–SiO2 в области андезибазальтовых составов, скорее всего, связано с появлением во фракционирующем минеральном парагенезисе плагиоклаза.

В то же время особенности распределения таких когерентных элементов, как Cr и Ni, не согласуются с моделью кристаллизационной дифференциации (рис. 6). Следует также отметить довольно широкий разброс точек составов пород на диаграммах. Все это дает основание полагать, что кристаллизационная дифференциация осложнялась наложением других процессов, скорее всего, ассимиляцией магматическими расплавами вещества коры при их подъеме к поверхности. Очевидно, что энергетические затраты магматической системы на плавление и ассимиляцию вмещающих пород должны приводить к кристаллизации расплавов. По данным многих исследователей, процессы кристаллизационной дифференциации и ассимиляции связаны в природе в единый AFC процесс (Willson, 1991). При AFC процессах распределение точек составов пород носит гиперболический характер на диаграммах с парными отношениями четырех компонентов и линейный на диаграммах с парными отношениями трех компонентов. Распределение точек составов эффузивных и интрузивных пород Кутуевского рудопроявления на диаграммах FeOобщ/SiO2–Al2O3/TiO2 и FeOобщ./SiO2–TiO2/ SiO2 свидетельствует об участии процессов смещения расплавов (источников) при магмообразовании (рис. 8). Как видно на рис 8 а, при формировании эффузивных пород преобладала фракционная кристаллизация, тогда как в генерации габбро-диоритов и диоритов заметную роль играли процессы ассимиляции вещества коры. По всей вероятности, с эффектом контаминации связаны повышенные значения La/Nb (4.1–6.8) в интрузивных породах.

Роль субдукционного компонента

Для определения вклада флюидов и расплавов в метасоматоз мантийного субстрата обычно используются отношения некогерентных элементов, имеющих разную подвижность во флюидной фазе. П.Р. Кастилло с соавторами (1999) для этих целей предложено использовать парные отношения Ba/La и La/Yb. Ba является элементом весьма мобильным в водном флюиде; La – к слабо мобильным, а Yb – к наиболее инертным (при отсутствии в рестите граната). На рис. 7г фигуративные точки эффузивных и интрузивных пород рудопроявления располагаются параллельно линии смешения MORB – флюид/осадок, что свидетельствует о существенном вкладе в магмогенезис интрузивных пород элементов, мобильных во флюидной фазе (Castillo et al., 1999). Повышенные содержания Cu в габбро-диоритах и диоритах, достигающие 109.21 г/т, скорее всего, связаны с метасоматозом перидотитов флюидами, которые экстрагировали этот металл из субдуцирующей океанической плиты. По оценкам В.М. Уайта и Е.М. Кляйна (2014), концентрации Cu в базальтах океанической коры существенно выше (~ 80 г/т), чем в мантии (~ 20 г/т).

Геодинамические условия образования

В зоне ГУР на северном окончании Магнитогорской мегазоны развиты вулканогенные породы поляковской свиты (О2), верхнеэмского комплекса и ирендыкской свиты (D2) (Маслов, Артюшкова, 2010). Поляковская свита представлена базальтами, которые, по данным многих исследователей, образовались на океанической стадии развития южноуральского орогена (Серавкин и др., 1992; Пучков, 2010; и др.). Формирование вулканических ассоциаций позднеэмского и среднедевонского возраста, как отмечалось выше, связано с субдукционными процессами. По химическому составу магматические породы Кутуевского рудопроявления близки к верхнеэмским вулканитам. Это наглядно иллюстрирует диаграммы Al2O3–TiO2 и Zr/Nb-Nb/Th (рис. 9). Породы верхнеэмского комлекса имеют слабо дифференцированный базальт-андезибазальтовый иногда андезитовый состав, характеризуются нормальной щелочностью и принадлежат к толеитовой и переходной толеитовой–известково-щелочной петрохимическим сериям (Знаменский и др., 2019). Близость химических составов дает основание предполагать аналогичный позднеэмский возраст эффузивов и интрузивных пород Кутуевского рудопроявления.

В южных районах Магнитогорской мегазоны вулканогенные толщи позднеэмского возраста имеют дифференцированный базальт-риолитовый состав и представлены баймак-бурибаевской свитой, которая содержит многочисленные колчеданные месторождения. Согласно палеовулканологическим реконструкциям (Серавкин и др., 1992), баймак-бурибаевские вулканиты слагают в пределах Магнитогорской палеоостроводужной системы фронтальную дугу.

О геодинамической обстановке формирования магматических пород рудопроявления позволяют судить данные, приведенные на диаграмме (La/Sm)N–TiO2 (рис. 10), на которой точки основных эффузивов рудопроявления попадают в поле базальтов задуговых бассейнов и N-MORB. При этом они не входят за пределы поля позднеэмских вулканитов зоны ГУР. Фигуративные точки вулканитов баймак-бурибаевской свиты южных районов Магнитогорской мегазоны располагаются в поле базальтов Тонго-Кермадекской и Марианской островных дуг. С учетом вышеизложенного можно предполагать, что магматические породы Кутуевского рудопроявления образовались в задуговом бассейне позднеэмской фронтальной островной дуги.

Заключение

Порфировая минерализация Кутуевского рудопроявления ассоциирует с вулкано-интрузивным комплексом, объединяющим долериты, базальты, андезибазальты, их туфы, интрузии габбро-диоритов и диоритов. Все петрохимические типы пород имеют нормальную щелочность. Долериты принадлежат в основном к толеитовой, а базальты, андезибазальты и интрузивные породы – к переходной толеитовой–известково-щелочной сериям. Наиболее вероятным мантийным источником магм для них являлись шпинелевые перидотиты, предварительно метасоматизированные водными флюидами, возникшими при дегидратации пород слэба. На начальных стадиях магмогенерации доминировал источник близкий по составу к деплетированной мантии, а в дальнейшем плавлению подвергался более обогащенный мантийный субстрат. В образовании эффузивных и интрузивных пород существенную роль играла фракционная кристаллизация. На состав габбро-диоритов и диоритов оказывали влияние также процессы коровой контаминации. Предполагается, что магматические породы рудопроявления образовались в задуговом бассейне фронтальной островной дуги, для которой предполагается позднеэмский возраст.

Финансирование/Благодарности

Исследования выполнены в рамках Программы государственного заказа ИГ УФИЦ РАН (FMRS-2025-0014).

Автор признателен рецензентам за внимательное ознакомление с рукописью и конструктивные замечания.