6. Формация базальтовых порфиритов франского века (колтубанская свита).

По Г.Ф.Червяковскому (1972), с этой формации начинается орогенный вулканизм Магнитогорской зоны. Породы этой ассоциации образуют узкую полосу в северной части Магнитогорской зоны. Они представлены базальтовыми и отчасти андезито-базальтовыми порфиритами. Значительную роль в составе формации имеют субвулканиченские интрузии. Полное отсутствие осадочных пород может указывать на наземный характер извержений. В поле распространения формации расположены Магнитогорское месторождение и рудопроявление М.Куйбас.

Возраст формации уверенно определен по ее взаимоотношениям с кремнистыми сланцами позднего девона и вулканогенно-осадочными отложениями позднего девона – раннего карбона.

7. Базальт-трахилипаритовая формация позднего девона – раннего карбона (березовская и кизильская свиты).

Эта ассоциация широко распространена в средней, восточной и частично западной частях Магнитогорской зоны. Она представлена базальтовыми порфиритами, трахитовыми, трахилипаритовыми и липаритовыми порфирами. Причем, видна четкая приуроченность трахитовых и трахилипаритовых порфиров к разрывным нарушениям преимущественно субмеридионального направления. Они образуют субвулканические тела протяженностью до 3-4 км при ширине от 100 м до 3 км. Среди покровов лав есть игнимбритоподобные образования, свидетельствующие о наземных условиях извержений. Прослои осадочных пород представлены известняками, туфопесчаниками и туффитами. Липариты и трахилипариты в комплексе с сиенитами и гранитами образуют вулкано-плутонические комплексы.Степень дислоцированности пород формации невелика. Они залегают в хорошо сохранившихся недеформированных вулканических структурах. Возраст формации определен уверенно по наличию фауны в прослоях осадочных пород. Обобщение огромного фактического материала по вулканизму Магнитогорской зоны показывает, что островодужная стадия продолжалась здесь с раннего силура до раннего карбона. Все последующие формации носят субконтинентальный и континентальный характер. Последний, каменноугольный, этап вулканизма отделяется от предыдущих перерывом в вулканической деятельности, во время которого отложился флишзилаирской свиты фамена-нижнего турне. Характер раннекаменноугольного вулканизма Магнитогорской зоны подтверждает изложенные выше рассуждения. Г.Ф.Червяковским описана базальт-трахилипаритовая формация раннего карбона, отнесенная к орогенному этапу и завершающая вулканизм этой зоны. Породы формации представлены базальтовыми порфиритами, базальтами, трахитовыми, трахилипаритовыми и липаритовыми порфирами, имеющими широкое распространение в средней части погружения, меньшее – в его восточном борту и еще меньшее – в западном. В формации присутствуют наземные вулканические фации (игнимбриты, неслоистые и несортированные по крупности обломков туфы, краснокаменно-измененные лавы). Об этом же свидетельствует спокойная тектоническая обстановка периодов, следующих за формированием этой ассоциации, так как степень дислоцированности пород формации невелика. Повсеместно они залегают очень полого (10-150) в хорошо сохранившихся вулканических структурах. Оба этапа вулканизма Магнитогорской зоны (островодужный и субсеквентной активизации) разделены субплатформенной паузой, во время которой формировались терригенные отложения, включающие угленосную толщу. Более поздние проявления интрузивного магматизма Магнитогорской зоны относятся к образованиям континентальной стадии развития складчатой системы. В первую очередь это магнитогорский комплекс. Сведения о формационной принадлежности магнитогорского комплекса и механизме формирования этих интрузий содержатся в работах В.Д.Старкова и др. (1976), Пуртова и др. (1976). В настоящее время исследователи солидарны в утверждении о том, что магнитогорский комплекс формировался в уловиях растяжения коры (Старков, 1983; Ферштатер, 2005; Пучков, 2000).

Завершают интрузивный магматизм Магнитогорской зоны небольшие субвулканические тела субщелочных гранитоидов позднекаменноугольного-раннепермского возраста. Они рассматривались ранее в составе магнитогорского интрузивного комплекса. В этих субщелочных гранитоидах, описанных Д.Н.Салиховым под названием балбукского комплекса, наряду с олигоклазом, андезином и калиевым полевым шпатом, присутствуют рибекит и эгирин-авгит. Отличительная черта всех пород комплекса – высокая щелочность и повышенное содержание акцессорных минералов (апатита, сфена, циркона). Более основные члены – сиенодиориты, отличаются повышенной магнезиальностью. Этот комплекс по всем признакам соответствует продуктам стадии активизации рассматриваемой структуры, наступившей еще в эпоху формирования гранитоидов магнитогорского комплекса, комагматичного визе-намюрским вулканитамберезовской свиты. Фундаментальные работы по изучению магматизма Магнитогорской зоны проводились Т.И.Фроловой и Буриковой (1977). Петрохимический анализ большого количества проб вулканитов и их интрузивных аналогов привел этих авторов к выводу, что в Магнитогорской зоне нет базальтов сходных с таковыми в срединно-океанических хребтах. Ревизия фактического материала Т.И.Фроловой и Буриковой, проведенная Б.Г.Лутцем, подтвердила выводы этих авторов. В своей работе Б.Г.Лутц приводит таблицу химических анализов базальтов Магнитогорской зоны по свитам. Приведем выводы Б.Г. Лутца дословно: «Так как для Магнитогорского синклинория вопросы тектоно-магматической типизации дискуссионны, то здесь особенно интересно применить геохимические критерии формационной принадлежности вулканитов. Данные приведенные в таблице, показывают, что нет никаких оснований выделять среди вулканических комплексов Магнитогорского синклинория океанические породы и соответственно океаническую стадию развития. Все ее вулканиты, так же как и интрузивные образования, являются прямыми аналогами островодужных». По всем компонентам химический состав базальтов Магнитогорской зоны соответствует толеитам островных дуг. Однако все это вовсе не означает, что в Магнитогорской зоне нет океанических вулканитов. Другое дело, что занимаемый ими объем невелик, что может быть следствием почти полного поглощения продуктов этой ассоциации в процессе субдукции.

МПИ

 В коллизионных трогах Центрально-Магнитогорской зоны в раннем карбоне в островной обстановке сформировались толеитовые базальты и более поздние субщелочные, щелочные базальты калий-натриевого типа, риолиты, трахириолиты, реже андезиты, мощные известняковые и терригенные толщи. М.м. вмещает медноколчеданные месторождения (Юбилейное, Учалинское, Сибайское, Подольское, Бурибайское и др.), м-ния золото-колчеданно-полиметаллич. (Бакр-Тау, Балта-Тау и др.), золото-сульфидные (Муртыкты, Миндяк и др.), медно-порфировые (Вознесенское), мелкие м-ния и проявления меди, золота, марганца, железа и др.

Магнитогорское месторождение расположено на сев.-вост. окраине Магнитогорска. Известное 1747. После официального открытия долгое время являлось осн. сырьевой базой ММК; в наст. время почти полностью отработано.

Месторождение Малый Куйбас находится в сев.-вост. части Магнитогорского рудного поля, в 15 км к С.-В. от г. Магнитной. Запасы его составляли 119,9 млн т (подсчитано Бурковой). На 1 янв. 1984 балансовые запасы магнетитовых руд равнялись 42 929 тыс. т. Месторожд. известно с 1760-х гг.

Магнитогорское месторождение агата, Агаповский район, Челябинская область. Месторождение расположено южнее Магнитогрска, в 2,2 км к югу от пос. Приуральский