Блог

Холоднов В.В.
ГАЛОГЕНЫ В МИНЕРАЛАХ – ИНДИКАТОРЫ ЭВОЛЮЦИИ ИНТРУЗИВНОГО МАГМАТИЗМА, РЕЖИМА ФЛЮИДОВ И МИНЕРАГЕНИИ МАГНИТОГОРСКОГО МЕГАСИНКЛИНОРИЯ

ГАЛОГЕНЫ В МИНЕРАЛАХ – ИНДИКАТОРЫ ЭВОЛЮЦИИ ИНТРУЗИВНОГО МАГМАТИЗМА, РЕЖИМА ФЛЮИДОВ И МИНЕРАГЕНИИ МАГНИТОГОРСКОГО МЕГАСИНКЛИНОРИЯ

В. В. Холоднов, Т. Д. Бочарникова, Е. В. Коновалова

Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург, Россия

 

Изучение режима галогенов в процессах магматизма и рудообразования является актуальным и перспективным направлением современных минералогических и петрологических исследований. Это обусловлено важной ролью галогенов (хлора и фтора) в петро- и рудогенезе, где они выступают в качестве активных экстрагентов и транспортеров многих петрогенных и рудных элементов, являются активными агентами флюидно-магматической дифференциации. 

На примере Магнитогорского мегасинклинория (ММС) изучены закономерности распределения галогенов (Cl и F) в гидроксилсодержащих минералах (апатите, амфиболе и биотите) интрузивных комплексов, имеющих различный состав и формирующихся в условиях различных геодинамических режимов девонской островодужной системы, в пост-островодужной раннекаменноугольной рифтовой структуре (Магнитогорском рифте), сформированном в центральной части зрелой девонской палеодуги и в отдельных фрагментах окраинно-континентального пояса и в позднеколлизионных образованиях. На примере Урала такой подход к изучению флюидного режима процессов магматизма и рудообразования доказал свою эффективность [2, 9].

  1. Эволюционный ряд интрузивных серий островодужного ряда (400–362 млн лет). Для хорошо сохранившейся девонской палеодуги ММС по геодинамическим реконструкциям и изотопным датировкам реконструируется полный вертикальный ряд толеитовых, известково-щелочных и субщелочных магматических комплексов, индикаторных для юной, развитой и зрелой стадий ее формирования [1].

Эволюционный ряд интрузивных комплексов развитой и зрелой островодужных стадий представлен гранитоидами Рассыпнянского (398 млн лет; циркон), Краснинского (368–366 млн лет; циркон) и Верхнеуральского (362 млн лет, Rb-Sr метод) массивов, сопровождающихся прожилково-вкрапленной медно-сульфидной и медно-молибден-порфировой минерализацией, а также габброидами Погорельского титаномагнетит-медносульфидного месторождения. Режим галогенов на более ранней стадии формирования девонской палеодуги охарактеризован для контрастных вулканитов карамалыташской риолит-базальтовой серии, исследованной на ряде колчеданоносных месторождений ММС. Здесь и далее возрастные значения датирования единичных зерен циркона или других изотопных методов приведены по данным [3–7].

В целом, установлено, что для всех интрузивных комплексов островодужного ряда характерна умеренно-повышенная хлороносность при низкой фтороносности пород, с некоторым ростом количества фтора к завершающим этот ряд сериям. Доля галогенов относительно гидроксил-иона в апатитах возрастает (рис. 1) от Рассыпнянского диорит-гранодиоритового массива к Краснинскому габбро-диорит-гранодиоритовому массиву, а затем снижается в апатитах Верхнеуральского габбро-монцонит-сиенитового массива и Погорельского месторождения, отражая тренд эволюции магматизма в возрастном диапазоне 400–362 млн лет. Количество хлора в апатите характеризует уровень хлороносности массивов этого ряда. Содержание Cl в апатите возрастает от бедного калием Рассыпнянского массива (0.85 мас. %) к более калиевому Краснинскому массиву (1.0–1.35%), а затем падает в субщелочной интрузивной серии Верхнеуральского массива (0.7–0.9%) и в габброидах Погорельского месторождения (0.6–0.8 мас. %). Отношение содержаний Cl/F вначале возрастает от 0.4 до 0.9, а затем снижается до 0.7 в Погорельском месторождении и до 0.5 – в Верхнеуральском массиве.

К важной характеристике интрузивных серий островодужного ряда, особенно формирующихся на позднеостроводужной стадии, относится значительное перекрытие по содержанию хлора между группами пород, различающимися по кремнекислотности. Это означает, что формирование каждой из последующих групп пород в гомодромных сериях происходило при подтоке в магматическую систему глубинного хлороносного флюида. Одновременно с хлором происходил привнос с глубинным флюидом и серы. Ее максимальные концентрации (до 0.3 %) зафиксированы в составе апатита умеренно-кислых пород (граносиенитов и др.) Верхнеуральского массива.

Для поздних гранодиорит-порфиров Краснинского и Верхнеуральского массивов, сопровождающихся медно-порфировой и медно-молибден-порфировой минерализацией, диапазон перекрытия по хлору был наиболее значительным. Поздние гранодиорит-порфиры рудоносных комплексов по составу апатита образуют свои более хлороносные серии. Это означает, что поздние рудоносные комплексы пород умеренно-кислого состава были обогащены не только серой, но и хлором, и поэтому здесь происходила наиболее интенсивная концентрация халькофильных, сидерофильных и других рудообразующих элементов.

Относительно низкий спад хлора при фракционной кристаллизации расплавов – другая важная характеристика островодужного интрузивного магматизма. Спад хлора на 1 % прироста F в интрузивной серии апатитов Рассыпнянского массива составляет 0.5 %. В Краснинском массиве и в интрузивной серии Верхнеуральского массива спад хлора был самым минимальным (0.25%), возрастая до 0.5% в апатитах рудоносной порфировой серии Верхнеуральского массива. Это свидетельствует о сравнительно слабом выносе хлора из кристаллизующихся расплавов данных массивов. Этот показательможет использоваться как петрологический параметр, характеризующий условия петрогенезиса этих серий, их фациальную принадлежность и флюидный режим, влияющий на рудоносность. Он показывает, что формирование островодужных серий происходит в довольно стационарном режиме, определяемом принадлежностью массивов преимущественно к мезо-абиссальной фации глубинности, а также определяется относительной маловодностью расплавов. Это способствовало небольшой потере в содержаниях хлора при его выносе в дегазирующем флюиде и определяло длительное взаимодействие флюида, обогащенного хлором и серой, с остаточным умеренно-кислым расплавом, с формированием в кристаллизующихся породах сингенетичного им вкрапленного сульфидного оруденения, богатого золотом, медью, иногда и молибденом.

Индикаторными для этого типа магматизма [9] является величина коэффициентов распределения (соотношение мас. %) Cl апатит/амфибол = 3–7, апатит/биотит = 2–4, что является следствием повышенных содержаний хлора (0.1–0.3 мас. %) в породообразующих силикатах (амфиболе и биотите).

Погорельское месторождение титаномагнетитовых и медно-сульфидных руд является близким аналогом титаномагнетитовых и медно-сульфидных руд Волковского массивав Тагильском мегасинклинории. Апатиты Погорельского месторожденияпо данным химических анализов являются гидроксилапатитами. Они бедны фтором (1–2 мас. %) и отличаются повышенными концентрациями хлора (0.6–0.8 %). Отношение Cl/F в апатитах снижается от 0.7 в меланократовом габбро до 0.4 в амфиболовом габбро; спад Cl на 1 % прироста F составляет 0.3. По соотношению хлора и фтора апатиты Погорельского месторождения в целом близки апатитам из рудных габброидов Волковского месторождения. Относительно высокий окислительный потенциал рудно-магматических систем этого типа определяет умеренное содержание TiO2 в рудообразующих титаномагнетитах (2–8 мас. %).

Галогены в раннеостроводужных колчеданоносных вулканитах(средний девон).Дифференцированные комплексы натриевой риолит-базальтовой формации, вмещающие месторождения колчеданных руд в ордовик-силурийской и девонской палеодугах Урала, являются первыми вулканогенными продуктами конвергентного режима. Формируются они в условиях растяжения – преимущественно в зонах вторичного задугового спрединга. Независимо от возраста, строение колчеданоносных комплексов однотипно: на мощных лавовых толщах палеобазальтов залегают фациально пестрые кислые вулканиты. Они варьируют по составу от натриевых риолитов до андезитов и андезито-базальтов.

Специфика колчеданоносных комплексов карамалыташской свитыММС (Узельгинское, Гайское, Подольское и др. месторождения) – это контрастный состав галогенов в низкотитанистых базальтах и в кислых вулканитах. Апатиты миндалекаменных афировых базальтов бедны хлором (менее 0.1 мас. %) при вариациях фтора от 1 до 4 мас. %, с ростом в поздних генерациях [9]. Апатиты из умеренно кислых вулканитов (андезитов, андезито-базальтов, дацитов) вышележащих толщ характеризуются значительно более высокими содержаниями хлора (до 1–1.5 %) при низких концентрациях фтора (1–2 %). В апатитах из риолитов содержания Cl снижаются до минимальных значений (0.1 % и менее), а фтора – нарастают до 3–4 %. Микрозондовые исследования микровключений апатита свидетельствуют, что на ранних стадиях кристаллизации в умеренно кислых вулканитах вначале происходит существенное накопление хлора, а на заключительной (преимущественно в дацитах и риолитах) – его снижение. Прирост происходит в основном за счет поступления с глубины хлороносного флюида, который сменяется затем выносом хлора при кристаллизации расплавов. Установлено, что формирование умеренно кислых вулканитов на крупных колчеданных месторождениях (Подольском и Гайском), в отличие от мелких месторождений, происходит при более интенсивном привносе хлора с глубины. Соответственно, для крупных месторождений характерен и более интенсивный вынос хлора при кристаллизации обогащенных им расплавов. Здесь спадхлора на 1 % прироста фтора в апатитах составляет 0.7–0.8 % против 0.5 % для мелких месторождений. Наряду с хлором, для флюидов кислых вулканитов характерны повышенные концентрации серы. В апатитах дацитов и риодацитов установлены максимальные ее содержания (до 0.42 мас. % S). Резкое снижение концентраций хлора и серы при кристаллизации кремнекислых расплавов с возможным сбросом хлора и серы в постмагматическую рудообразующую флюидную фазу объясняет пространственную связь медноколчеданных месторождений Урала с умеренно кислыми вулканокластитами.

  1. Окраинно-континентальный магматизм (360 млн лет).Преобладающим типом окраинно-континентального магматизма является тоналит-гранодиоритовый [7, 8]. С интрузивами подобного состава связаны месторождения золота кварцево-жильной формации, в том числе и такие широко известные, как Кочкарское и Березовское.

На востоке ММС в конце девона (фамен) в обстановке активной континентальной окраины с формированием структур тектонического скучивания, аккреции островодужных и других гетерогенных блоков, начинают формироваться плутоны тоналит-гранодиоритового состава. На севере ММС это Ахуново-Карагайский массив, датированный по циркону возрастом 360 млн лет; далее к югу – Суундукско-Бутакский плутон, а еще южнее – плутонические серии гранитоидов в составе Бриентского массива и Домбаровского блока. Реликты таких плутонов могут быть встречены и среди более поздних рифтогенных комплексов ММС (Карабулакский массив и др.), их обнаружение важно в металлогеническом отношении, так как они могут быть золотоносны.

Плутоны тоналит-гранодиоритового состава как на востоке ММС, так и в других районах Урала слабо хлороносны и специализированы на сульфиды. Содержание хлора в апатите и других минералах здесь не превышает 0.1–0.2 мас. % (см. рис. 1) даже в породах повышенной основности (диоритах и габбро). В процессе эволюции от ранних малокалиевых диорит-трондьемитовых серий к поздним кали-натровым адамеллит-гранитным происходит последовательное снижение содержаний хлора в минералах до 0.05 % и менее, при росте количества фтора в апатите до 3.5 мас. %, в поздних биотитах – до 1 %, одновременно с ростом специализации поздних серий на золотое оруденение кварцево-жильного типа. Коэффициент распределения хлора между апатитом и амфиболом (и биотитом) равен 1, что является типичным для надсубдукционных анатектитов тоналит-гранодиоритового состава.

Таким образом, на рубеже 360 млн лет в эволюции надсубдукционного гранитоидного магматизма ММС произошла резкая смена флюидного режима – умеренно хлороносный маловодный преимущественно мантийный островодужный магматизм был сменен водным слабохлороносным коровым, с формированием анатектических надсубдукционных серий тоналит-гранодиоритового состава.

  1. Эволюционный ряд интрузивных серий рифтогенной стадии (нижний карбон, 353-330 млн лет).В раннем карбоне в ММС формируется надсубдукционный (?) рифт, с которым связан интенсивный и контрастный вулкано-плутонический магматизм. Интрузивные члены – куйбасовский габбровый массив с высокотитанистым титаномагнетитовым оруденением (м-ние Малый Куйбас) и магнитогорская габбро-гранитоидная серия. С массивами этой серии (Магнитогорский и Куйбасовский массивы) связаны промышленные скарново-магнетитовые месторождения, которые формируются в том же возрастном интервале, что и магматические породы. Рифтогенные серии раннего карбона отличаются от охарактеризованных выше островодужных существенно более высокими содержаниями титана (1–5 мас. %TiO2) и других тугоплавких высокозарядных элементов-примесей (ниобия, тантала, циркония, иттриевых РЗЭ и др.).

По соотношению хлора, фтора и гидроксил-иона в апатитах реставрирована общая последовательность интрузивного габбро-гранитного магматизма рифтогенной стадии. Намечается следующий эволюционный ряд массивов магнитогорской габбро-гранитной серии: Карабулакский (?) – Кассельский (353–340 млн лет; циркон)  – Богдановский (?) – Куйбасовский (352–337 млн лет; офитовое габбро, циркон; 339 ± 25 млн лет, Sm-Nd метод) – Магнитогорский (340–339 млн лет, циркон; 337 млн лет, Sm-Nd метод). Этот ряд характеризуется последовательным нарастанием в апатитах доли галогенов (Cl и F) относительно гидроксила, существенным ростом содержаний хлора и Cl/F-отношений в ранних членах серий (рис. 2). Он отражает прогрессивный этап в развитии надсубдукционного рифтогенеза с формированием в условиях максимального растяжения рифта крупного Магнитогорского рудно-магматического центра, характеризующегося наличием крупного скарново-магнетитового оруденения. На рис. 2 апатиты массивов магнитогорской серии по соотношению Cl и F образуют, в сравнении с апатитами островодужного ряда, более фракционированный контрастный тренд, с обособлением их на две дискретные группы составов. Апатиты ранних фаз этих массивов (габбро, габбро-диабазов, габбро-диоритов и диоритов) максимально богаты хлором (1.0–2.1 мас. %) при содержании фтора 1.2–2.0 % и Cl/F=1.75–0.5. Апатиты второй группы (граносиенитов, гранодиоритов, гранитов, гранит-порфиров) отличаются пониженным содержанием хлора (0.7–0.10 мас. % и менее), ростом количества фтора (2.0–4.0 %), снижением Cl/F-отношения до 0.24–0.02 и менее. Темноцветные минералы в породах магнитогорской серии содержат сравнительно невысокие количества хлора. В амфиболе и биотите первой группы (Магнитогорский массив) содержание хлора составляет 0.10–0.25 %, фтора – 0.12–0.30 %; в амфиболе второй группы содержание хлора несколько снижается (0.1–0.15 %), а фтора – увеличивается (0.18–0.60 %); в амфиболе наиболее поздних субщелочных гранит-порфиров содержание фтора возрастает до 1–2 мас. %. Соответственно, соотношение Cl апатит/Cl амфибол в породах первой группы является максимальным (15.0), а во второй группе снижается до 1–5. Эти изменения в соотношениях хлора между апатитом и силикатами указывают на преимущественный спад хлора в апатите относительно силикатов при фракционной кристаллизации расплавов, при преимущественном накоплении фтора в поздних силикатах. К другим параметрам, свидетельствующим об интенсивном удалении хлора при фракционной кристаллизации расплава наиболее продуктивного Магнитогорского массива, наряду с высоким коэффициентом распределения хлора (до 15) между апатитом и гидроксилсодержащими силикатами, относятся также общий высокий спад хлора в апатите (до 2 %) от габбро к граниту, когда на каждый 1 % прироста фтора в апатитах дифференцированной серии пород спад хлора составляет 1 % и более, резкое снижение Cl/F-отношения в апатитах от 1.7 в габбро и диоритах до 0.06 в гранитах. Для других массивов магнитогорской серии характерны менее интенсивные параметры. Так, коэффициент распределения хлора между апатитом и гидроксилсодержащими силикатами в габбро-диоритах и других породах Кассельского массива снижается до 7–10, в Богдановском массиве – до 3–6; максимальные содержания хлора в апатитах этих и других массивов понижаются до 1–1.6 мас. %, что определяет общий менее существенный спад хлора в апатитах от основных пород к кислым. Таким образом, перспективы других массивов магнитогорской серии, расположенных как к югу (Карабулакский и Богдановский), так и к северу (Кассельский) от Магнитогорского рудно-магматического центра, на наличие в связи с ними крупного магнетитового оруденения становятся весьма проблематичными.

На завершающем регрессивном этапе в условиях закрытия рифта формируются непрерывные субщелочные серии монцогаббро-диорит-граносиенитового состава – массивы Мосовский (330 ± 20 млн лет; Sm-Nd метод), Малая Чека и др. Они характеризуются существенным снижением хлороносности (см. рис. 2). На этом этапе происходит смена минерагении, поздние субщелочные интрузии специализируются на молибден и редкие металлы.

  1. Позднеколлизионный магматизм (294–290 млн лет).

Гумбейский комплекс. Начальному этапу коллизионного магматизма отвечает формирование на зрелой континентальной коре в структурах растяжения или глубинных разломов пестрых по составу интрузий кольцевого строения – от габбро и монцодиоритов до сиенитов, граносиенитов и лейкогранитов. Типичным представителем интрузий такого типа является гумбейский комплекс, отдельные массивы которого (например, Новобурановский) сопровождаются вольфрамовой минерализацией. Циркон из гранодиорита Новобурановского массива датирован возрастом 294 млн лет. Аналогом гумбейского комплекса является степнинский комплекс Восточно-Уральского поднятия.

В тоналит-гранодиоритовых массивах ММС (Новобурановском и Гумбейском) апатиты гранодиоритов и гранитов бедны хлором (до 0.10 мас. %) при повышенном количестве фтора (2.9–3.6 %). В биотите из гранита Гумбейского массива содержание фтора составляет 0.25 %, при минимуме хлора (0.03 %). Амфиболы Новобурановского массива содержат более высокое количество фтора (до 0.58 %). Сравнение с относительно близким по составу, но более молодым по возрасту (283 млн лет) степнинским монцодиорит-гранитным комплексом показывает, что породы гумбейского комплекса более бедны фтором. В биотитах степнинского комплекса содержание фтора значительно выше (1–2.7 мас. %). Эта особенность отражает латеральную зональность – рост фтора и калия на восток вглубь Восточно-Уральского поднятия, где формируется наиболее зрелая континентальная кора, включающая и докембрийские континентальные блоки.

Кацбахский массив.К позднеколлизионному этапу интрузивного магматизма с возрастом 290 млн лет относится формирование крупных гранитных массивов Среднего и Южного Урала, залегающих в основном в пределах палеоконтинентальных зон северо-западного и юго-восточного мегаблоков [7, 8]. В ММС к этому этапу корового магматизма относится Кацбахский гранитный массив, локализованный в крайней восточной части ММС. Он датирован по циркону возрастом 290 млн лет. Эти завершающие мегацикл Уилсона на Урале позднеколлизионные (гиперколлизионные) пермские анатектические граниты и гнейсо-граниты характеризуются самыми низкими для интрузивных гранитоидов Урала содержаниями хлора (0–0.05 %) в гидроксилсодержащих минералах, при повышенной фтороносности пород. Концентрации фтора в биотитах здесь возрастают до 1.5 мас. %, при содержании фтора в апатитах 3.6 % и более. Выявлена корреляция фтора в минералах с калиевостью пород в интрузиях в связи с усиливающейся ролью древнего сиалического субстрата в очагах магмообразования. Последний является, по-видимому, главным источником повышенных концентраций в породах не только калия и фтора, но и редких элементов корового геохимического профиля (Be, Li, Rb, Cs, W, Ta и др.). Поэтому роль субстрата приобретает важное значение при формировании позднеколлизионных гранитных анатектитов. Это определяет и различия в металлогенической специализации и рудоносности позднеколлизионных гранитных массивов на Среднем и Южном Урале. Гранитные массивы на Среднем Урале, в составе северо-западного мегаблока (мурзинско-адуйский комплекс, Шилово-Коневская группа массивов), характеризуются повышенными значениями первичного отношения изотопов стронция (0.712), они сопровождаются разнообразной самоцветной и редкометальной минерализацией. Эти особенности определяется связью массивов с древними сиалическими блоками и с наличием в последних рифейских рифтогенных метаморфических толщ, богатых редкими металлами и фтором. В то же время, граниты на Южном Урале (джабыкский комплекс и др.), в составе юго-восточного мегаблока, имеют первичное отношение стронция, близкое к мантийному (0.703–0.704). Они являются в основном продуктом водного анатексиса нижнепалеозойского базитового субстрата (метаофиолитов и метаморфизованных островодужных толщ). В связи с этим, перспективы позднеколлизионных гранитов юго-восточного мегаблока, в том числе и Кацбахского массива ММС, на наличие в связи с ними камнесамоцветного и редкометального оруденения выглядят весьма проблематичными.

Таким образом, на рубеже около 300 млн лет в эволюции интрузивного магматизма ММС вновь происходит резкая смена флюидного режима – высокохлороносный мантийный рифтогенный габбро-гранитоидный магматизм сменяется вначале слабохлороносным (с повышенной активностью фтора) субщелочным монцодиорит-гранитным магматизмом гумбейского типа, а затем – не содержащим хлора фтор-водным гиперколлизионным анатектическим гранитным магматизмом. 

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты 05-05-64079, 07-05-96006-р-Урал-а).

                                                      

Литература

  1. Бочкарев В. В., Язева Р. Г.Субщелочной магматизм Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 256 с.
  2. Бушляков И. Н., Холоднов В. В.Галогены в петрогенезисе и рудоносности гранитоидов. М.: Наука, 1986. 190 с.
  3. Краснобаев А. А., Ферштатер Г. Б., Беа Ф., Монтеро П. Цирконы из магматитов тагильской и магнитогорской зон как основа их возрастных и корреляционных соотношений // Ежегодник-2005 Ин-та геол. и геохим. УрО РАН. Екатеринбург, 2006. С. 276–283.
  4. Ронкин Ю. Л., Семенов И .В., Лепихина О. П., Попова О. Ю.Интрузивы Магнитогорской раннекаменноугольной рифтогенной структуры: Sr-Nd изотопные ограничения // Ежегодник-2005 Ин-та геол. и геохим. УрО РАН. Екатеринбург, 2006. С. 314–318.
  5. Ронкин Ю. Л., Журавлев Д. З.,Чащухина В. А.Sm-Nd изохронное датирование габбро Мосовского массива Магнитогорской эвгеосинклинальной зоны // Ежегодник-1989 Ин-та геол. и геохим. УрО РАН. Екатеринбург, 1990. С. 67–69.
  6. Салихов Д. Н., Митрофанов В. А., Юсупов С. Ш.Верхнеуральское медно-молибден-порфировое рудопроявление (Южный Урал). Уфа: УФНЦ РАН, 1994. 45 с.
  7. Ферштатер Г. Б., Краснобаев А. А., Беа Ф., Монтеро П., Бородина Н. С., Холоднов В. В., Зинькова Е. А., Шардакова Г. Ю., Прибавкин С. В. Этапы палеозойского интрузивного магматизма Уральского орогена и их геодинамическая интерпретация // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2007. С. 89–121. 
  8. Ферштатер Г. Б. Надсубдукционный интрузивный магматизм Урала // Геология и геофизика, 2003. № 12. С. 1349–1364.
  9. Холоднов В. В., Бушляков И. Н. Галогены в эндогенном рудообразовании. Екатеринбург. ИГГ УрО РАН, 2002. 394 с.

 

 

Подпись к рисунку ст. Холоднов

               

Рис. 1. Эволюция галогенов (Cl и F) в апатитах из интрузивных комплексов ММС.

1–4 – массивы островодужного ряда: 1 – Рассыпнянский, 2 – Краснинский, 3 – Верхнеуральский, 4 – Погорельское месторождение; 5 – массивы позднедевонского окраинно-континентального пояса (Ахуново-Карагайский, Карабулакский (в виде реликтов), Бриентский, Домбаровский); 6 – массивы позднеколлизионной стадии (Новобурановский и Гумбейский). 7–9 –поля состава апатитов: 7– тоналит-гранодиоритовой формации, 8– позднеколлизионной монцодиорит-гранитной формации (гумбейский комплекс), 9 –гиперколлизионных гранитов (джабыкский комплекс, Кацбахский массив и др.).

 

Рис. 2. Галогены в апатитах массивов рифтогенной стадии ММС.

Массивы: 1 – Магнитогорский, 2 – Куйбасовский, 3 – Богдановский, 4 – Кассельский, 5 – Карабулакский, 6 – Мосовский, 7 – Малочекинский.