Общая характеристика и возраст платинового пояса Урала

27.05.2020

На рис. 1.1 показана среднеуральская часть ППУ, типичная и наиболее хорошо изученная. В широтном сечении ППУ имеет зональное строение. Все сравнительно крупные дунитовые массивы приурочены к западной части пояса, в средней части преобладают пироксенит-габбровые и габбровые массивы, к которым с востока примыкают габбро-гранитоидные серии - интрузивные члены вулканоплутонических формаций Тагильской вулканогенной зоны. Этот факт известен давно и показан на всех геологических картах Урала. Он отражает восточное падение массивов и уменьшение в восточном направлении эрозионного среза и глубинности становления интрузивных тел. В восточной части пояса появляются, например, гипабиссальные верлиты порфировой структуры с интерстициальным криптокристаллическим или стекловатым базисом базитового состава, замещенным родингитовым минеральным парагенезисом. Сейсмические исследования, выполненные в разные годы, показали падение всей структуры ППУ на восток под углом 30-50°. Вместе с тем изучение внутренней структуры массивов свидетельствует о преимущественно крутой, до вертикальной, ориентировке таких основных структурных элементов, как углы падения полосчатости, контактов отдельных тел, шлиров и др. Массивы залегают среди парасланцев и апоофиолитовых амфиболитов, возраст которых определяется как вендский и О1-2. В экзоконтактовом ореоле массивов развиты двупироксеновые и амфиболовые роговики, U-Pb-возраст циркона из которых на хр. Катышор составляет 437±17 млн лет.


В физических полях Платиноносный пояс зафиксирован крупной положительной аномалией силы тяжести, обусловленной ультрамафитовым и мафитовым составом пород. Конфигурация аномалии подтверждает восточное падение ППУ.

В рамках ППУ выделены следующие магматические серии, каждая из которых включает в себя габброиды (в порядке формирования): 1) дунит-клинопироксенит-габбровая (ДКГ), отвечающая по объему эпидунитовой группе А.А. Ефимова, в которой габброиды представлены оливин-клинопироксеновыми и амфиболовыми анортитовыми высокостронциевыми разностями плутонического типа; 2) габбровая, состоящая из двупироксеновых и амфиболовых лабрадоровых габбро с варьирующимся содержанием калия, близких по составу к известково-щелочным высокоглиноземистым базальтам и принадлежащих к вулканоинтрузивной группе; 3) анатектическая лейкогаббро-анортозит-плагиогранитная (ЛАП) серия, корневые зоны которой обнажены в Черноисточинском, а верхние части - в Кытлымском массивах; 4) клинопироксенит-меланогаббровая, наиболее полно представленная в Кытлымском массиве; 5) габбро-диорит-гранитоидная (ЕДЕ) серия горы Ермаковой и 6) серия мелкозернистых амфиболовых габбро (МАЕ) толеитового типа, образующих дайковые зоны в краевых частях пояса и сходных по составу с океаническими базальтами N-типа.

Возраст серий 2-6 надежно определен разными изотопными методами и рассмотрен ниже. Определение возраста ДКЕ-серии заслуживает специального обсуждения.

Недавние определения Sm-Nd-возраста ультрамафитов и анортитовых габбро ДКГ-серии показали неопротерозойские значения - около 550 млн лет. Цирконы такого же возраста наряду с палеозойскими содержат и все базиты ППУ (в том числе принадлежащие габбровой серии), что отличает их от одноименных пород близкого состава из Магнитогорской мегазоны (рис. 1.2). Наличие, по меньшей мере, двух популяций циркона, а в ряде случаев и трех, характерно для всех габбро (рис. 1.3). В трех пробах габбро на ионном зонде SHRIMP IIe/mc (лаборатория IBERSIMS, Университет г. Гранада, Испания) было проанализировано большое число зерен циркона, достаточное для надежной статистики. Габброиды Волковского массива (пробы к528 и к534) принадлежат тагило-кушвинскому габбро-сиенитовому комплексу, имеющему возраст 440-430 млн лет. Наличие в них генерации циркона возрастом 530-560 млн лет позволяет предположить ксеногенную природу такого циркона. Можно считать, что вендские значения Sm-Nd-возраста в крайне бедных РЗЭ породах ДКГ-серии обусловлены тем, что часть Sm и Nd заимствована из допалеозойского фундамента Тагильской мегазоны. Примерно такую же интерпретацию Sm-Nd-возраста ультрамафитов аляскинского типа в Китае дает и международный коллектив исследователей.


Для псевдолейцитовых тылаитов Косьвинского Камня в Университете г. Гранада (Испания) получена Rb-Sr-изохрона со следующими параметрами: возраст 340±22 млн лет, первичное отношение 87Sr/86Sr = 0.704014, MSWD = 4.3. Мы полагаем, что, поскольку породы этого массива, как и других массивов Платиноносного пояса, испытали катаклаз и сопровождающую его перекристаллизацию, то этот возраст отвечает, по-видимому, одному из поздних событий (метаморфизм, прогрев), которое зафиксировано также и в цирконах, в том числе из дунита этого же массива.

Возраст цирконов известен для дунита Косьвинского Камня (Кытлымский массив) и оливинового габбро Тагило-Баранчинского массива. В обоих случаях получена сходная картина. Породы содержат ксеногенные цирконы (1700-1800 млн лет), цирконы возрастом 430-460 млн лет, отвечающие времени формирования габбровой серии Платиноносного пояса, и молодые цирконы возрастом 340-380 млн лет, совпадающим с Rb-Sr-возрастом псевдолейцитовых тылаитов (рис. 1.4). Цирконы, отвечающие времени формирования самих пород ДКГ-серии, вероятно, пока не обнаружены либо из-за их низкого содержания, либо вследствие их растворения в исходном для пород ДКГ-серии расплаве состава полевошпатового клинопироксенита - тылаита. Последнее предположение согласуется с экспериментальными данными, свидетельствующими о высокой растворимости циркона в базитовом расплаве. Во всяком случае можно полагать, что цирконы палеозойского возраста в породах ДКГ-серии (табл. 1.1) отражают события, происходившие в зоне Платиноносного пояса после их формирования. Наличие протерозойских цирконов является признаком существования древнего кристаллического основания над очагом магмогенерации, материалом которого и была контаминирована магма.

Вариации значений еNd-еSr пород ДКГ-серии параллельны мантийному тренду, но при больших значениях еSr (см. рис. 1.4), что, по-видимому, обусловлено влиянием флюида, обогащенного Sr и его радиогенным изотопом. Такой изотопный состав Sr соответствует флюиду, генерированному в зоне субдукции в результате дегидратации водосодержащих минералов палеозойского по возрасту слэба.




Породы ДКГ-серии, с которыми связаны все коренные и россыпные месторождения платины, и магнетитовые месторождения в пироксенитах и горнблендитах, слагают как зональные изолированные тела с дунитовыми ядрами, окруженными каймами оливиновых клинопироксенитов, так и существенно габбровые массивы, в которых дуниты и клинопироксениты образуют мелкие тела, участвующие в полосчатости. Ориентировка полосчатых структур обычно крутая, с падением внутрь массива. Внутренняя структура массивов всегда автономна и отлична от тектонической структуры рамы. В рассматриваемой части Платиноносного пояса породы серии слагают массивы Светлый бор, Вересовый бор, горы Соловьева (см. рис. 1.1). В рамках сложного Кытлымского массива выделяются Тылай-Конжаковский и Косьвинский дунит-пироксенитовые массивы, Сухогорский оливинит-клинопироксенит-габбровый массив и Серебрянский массив, сложенный оливиновыми клинопироксенитами и клинопироксен-амфиболовыми и амфиболовыми анортитовыми габбро.

В совокупности с данными о концентрически-зональном строении массивов и крутой ориентировке полосчатости можно предположить, что обнаженные на современной поверхности тела этой серии представляют собой разные срезы трубообразных массивов первоначально примерно одинакового строения (рис. 1.5). Определение давления, отражающего уровень современного эрозионного среза разных массивов и показанного на рисунке, выполнено в основном роговообманково-плагиоклазовым барометром по амфиболовым габбро и вмещающим амфиболитам. Данные барометрии амфиболитов и гранитогнейсов свидетельствуют о росте давления при их формировании от 3-4 кбар в восточной части пояса до 10-13 кбар в западной, что совпадает с фациальной принадлежностью магматических пород.

Наибольшая часть пород ДКГ-серии сосредоточена в западной и центральной частях зоны развития пород ППУ. Собственно говоря, на их основе сложилось представление о петрологии и геохимии пород серии. Составы их приведены в табл. 1.2. Однако ими не исчерпывается все многообразие пород ДКГ-серии. В восточной части ППУ на границе с вулканоплутоническими магматитами Тагильской вулканогенной зоны Н.К. Высоцким были выделены и закартированы тела диаллаговых перидотитов (определение Н.К. Высоцкого). Выполненное нами детальное изучение этих пород показало, что они представляют собой особый тип ультрамафитов, отвечающих по составу верлитам, для которых устанавливаются магматический генезис и гипабиссальные условия формирования.


Верлиты ассоциированы с родингитизированными габброидами коронарной структуры (измененные оливиновые габбро) и вместе с ними залегают среди деформированных эпидотовых амфиболитов, принадлежащих досилурийскому офиолитовому комплексу. Верлиты образуют линзовидные тела, прорванные родингитизированными габброидами, мелкозернистыми роговообманковыми габбро и плагиогранитами (рис. 1.6).

В отличие от интенсивно деформированных вмещающих пород ультрамафиты имеют массивную текстуру. Породы состоят из целиком серпентинизированного оливина, интерстиции между которым выполнены диопсидом и тонкозернистым хлоритовым или серпентин-тремолит-клиноцоизит-гроссуляр-хлоритовым (родингитовым) мезостазисом. Диопсид, который резко ксеноморфен по отношению к оливину, на границе с мезостазисом приобретает, как и оливин, специфические ограничения, характерные для свободного роста кристаллов из жидкости (рис. 1.7). Наличие таких ограничений, так же как и идиоморфизм оливина и диопсида, свидетельствует о том, что мезостазис - это родингитизированный тонкозернистый продукт кристаллизации остаточного расплава или преобразованное стекло базитового состава. Выделения мезостазиса в процессе преобразования часто приобретают зональное строение (см. рис. 1.7, в-д).


В ультрамафитах постоянно отмечаются обособления овальной формы размером от нескольких миллиметров до 10x20 см с резкими границами, которые сложены теми же минералами, что и мезостазис: хлоритом, клиноцоизитом, тремолитом, гроссуляром. Химический состав таких обособлений устойчив и в общих чертах соответствует базитовому. Они практически совпадают по составу с мезостазисом и родингитизированными габброидами коронарной структуры, образующими интрузивные залежи в ультрамафитах (см. табл. 1.2, ан. 11, 12). Эти данные позволяют определить габброиды, обособления и мезостазис как продукты затвердевания расплава, образованного в ходе фракционной кристаллизации верлитов.

Минеральный состав пород отражает разные стадии их преобразования в ходе родингитизации и подробно рассмотрен в статье Г.Б. Ферштатера и Е.В. Пушкарева. Минеральный состав пород ДКГ-серии имеет важную черту - практически отсутствует ортопироксен. Ортопироксен-оливиновые породы («гарцбургиты»), развитые на контакте дунитов с клинопироксенитами в Кытлымском массиве, как считается, имеют реакционное происхождение. Ортопироксена нет даже в габброидах, которые представлены оливин- или амфибол-клинопироксеновыми, реже амфиболовыми разностями. По химическому составу оливиновые габбро отвечают котектике системы An-Cpx-Opx при 12-15 кбар (рис. 1.8), а оливиновые клинопироксениты - котектике оливин-клинопироксен при 20-25 кбар (рис. 1.9). Эти значения характеризуют примерные условия формирования соответствующих расплавов. Кристаллизация пород, судя по парагенезису оливина и анортита, происходила при давлении менее 6 кбар. Оливиновые анортитовые габбро принадлежат плутоническому высокобарическому типу и не имеют аналогов по химическому составу среди базальтов.


Большая часть пород ДКГ-серии ряда дунит-верлит-клинопироксенит принадлежит особому тренду, характеризующемуся высоким значением отношения CaC/Al2O3, равным примерно 4 (см. рис. 1.9, тренд II). Этот тренд обусловлен фракционированием оливина из верлитового расплава, тогда как дальнейшая эволюция в сторону тылаитов связана с фракционированием оливин-клинопироксеновой котектики из расплава, отвечающего по составу оливиновому клинопироксениту (тренд III). Исключение составляют породы восточной части ППУ, представленные верлитами и апооливиновыми габброидами. Они эволюционируют по главному тренду (I) с отношением СаO/Аl2O3, близким к 1, которому принадлежит большинство магматических пород. Эти различия, по-видимому, обусловлены разным составом субстрата - верлитовым для пород ДКГ-серии западной и центральной частей ППУ и пиролитовым - для верлит-габбровой серии восточной части. Такова модель, следующая из диаграммы рис. 1.9. Существовали ли на самом деле расплавы верлитового состава, еще предстоит решить.

Важную роль в составе ДКГ-серии играют плагиоклазсодержащие оливиновые пироксениты, которым один из первых исследователей ППУ Л. Дюпарк дал собственное имя - тылаиты. Эти породы характеризуются порфировой структурой (в фенокристах - клинопироксен), которая на основании наблюдаемых в породах явлений катаклаза была определена как порфирокластовая. Детальное изучение пород показало, что они сохранили многие особенности структуры и состава, позволяющие реконструировать их первичную природу. Порфировые зерна клинопироксена обладают зональным строением, подчеркнутым как закономерными пластинчатыми вростками рудного минерала, образовавшегося в результате распада твердого раствора первичного клинопироксена, так и включениями идиоморфного оливина и биотита, а в краевых частях и плагиоклаза, расположенных по зонам роста. В порфировидных клинопироксенах железистость от ядра к кайме слабо увеличивается. В этом же направлении заметно возрастает содержание натрия и слабо - глинозема. Железистость сингенетичных включений идиоморфных зерен оливина и биотита в порфировых вкрапленниках клинопироксена заметно увеличивается от центра вкрапленника к его краевой части. Подобные изменения состава характерны для магматической эволюции оливина и биотита и являются важным аргументом в пользу фенокристовой природы крупных зерен клинопироксена. Вкрапленники клинопироксена сцементированы мелкозернистой массой, состоящей из оливина, биотита, клинопироксена, а также магнетита, зеленой шпинели, плагиоклаза, иногда ортоклаза. В западной части ППУ в массивах горы Соловьева и Косьвинского Камня широко развиты тылаиты, содержащие тонкие андезин-ортоклазовые и ортоклаз-нефелиновые (псевдолейцитовые) срастания. Приведенные данные позволяют сделать важные петрологические выводы.

1. Биотит в тылаитах, а значит, и в бесполевошпатовых ультрамафитах имеет магматическое происхождение (что не исключает возможности эпимагматического генезиса для части биотита).

2. Последовательность кристаллизации тылаитов: 1) оливин + биотит + клинопироксен (парагенезис фенокристаллов), 2) оливин + биотит + клинопироксен + лабрадор + магнетит (парагенезис основной массы), 3) андезин + ортоклаз + лейцит (интерстициальный парагенезис), отвечает котектической схеме и свидетельствует о возможности образования ассоциированных с тыла-итами бесполевошпатовых ультрамафитов в виде кумулятов вкрапленников, а габброидов - как продуктов кристаллизации остаточного расплава. Тылаиты в этом случае выступают в качестве пород, в наибольшей степени отвечающих составу исходного расплава. Недавние находки включений стекла, а также зерен клинопироксена и биотита в платиноидах из дунитов массива горы Соловьева подтверждают это предположение.

В центральной и восточной частях пояса - в массивах Денежкин Камень, Сухогорский - известны анортитсодержащие тылаиты, лишенные кислого плагиоклаза, ортоклаза и псевдолейцита, но обладающие теми же особенностями структуры, что и вышеописанные. Есть основания полагать, что они представляют собой исходный расплав для восточной ветви пород ДКГ-серии.

Породы габбровой серии сосредоточены в ряде крупных массивов, таких как Кумбинский, Павдинский, Валенторский, Тагило-Баранчинский и, кроме того, образуют ряд мелких интрузивных тел. Судя по ориентировке полосчатости и магнитному полю над массивами, они имеют, как и массивы ДКЕ-серии, автономную внутреннюю структуру, но достоверные геологические сведения о глубинном строении массивов отсутствуют. По геофизическим данным, это наклоненные к востоку штокообразные тела. Габбро-нориты характеризуются относительно устойчивым химическим составом и по норме соответствуют плагиоклаз-двупироксеновой котектике при давлении около 15 кбар. Примерно в этом же интервале давлений формировались и водные базитовые расплавы, продуктами кристаллизации которых являются роговообманковые габбро, водные аналоги габбро-норитов (см. рис. 1.8). Обособление поздних порций расплава, представленных биотитсодержащими ортоклазовыми габбро-норитами, отвечает давлению 5-6 кбар. Кристаллизация пород, судя по роговообманково-плагиоклазовому геобарометру, происходила при существенно более низком давлении, не превышающем 4-6 кбар в западной части пояса и 3-4 кбар в его восточной части.

Среди однородных котектических габбро-норитов офитовой или трахитоидной структуры местами отмечаются оливинсодержащие, а среди амфиболовых - габбро-клинопироксенсодержащие разности, образующие как прослои, так и неправильные блоки среди преобладающих типов. В габбро-норитах жильная серия представлена близкими по минеральному составу, но более мелкозернистыми габбро-норитами либо амфиболовыми габбро. Габбронориты и роговообманковые габброиды образуют крупные массивы, где наряду с ними отмечаются тела клинопироксенитов, полевошпатовых клинопироксенитов (тылаитов), горнблендитов, общий объем которых в пределах массивов обычно невелик.

Важная особенность эволюции габбровой серии и уральского базитового интрузивного мантийного магматизма в целом заключается в смене маловодных существенно габбро-норитовых серий водными роговообманковыми габброидами, которые образуют интрузивные залежи и дайковые поля в предшествующих габбро-норитах. В ППУ эта смена происходит в возрастном интервале 430-420 млн лет назад. При этом эволюция продуктов водного базитового магматизма имеет антидромную тенденцию, которая наиболее отчетливо выражена в жильных породах: в отличие от вмещающих известково-щелочных габброидов жилы по составу приближаются к толеитам с соответствующим изменением петро- и геохимических параметров (табл. 1.3, ан. 4-9).


Более молодой возраст габбровой серии по сравнению с ДКЕ-серией определяется наличием жил габбро-норитов и амфиболовых лабрадоровых габбро в ультрамафитах и габброидах ДКЕ-серии. А.А. Ефимов и Л.П. Ефимова рассматривали такие жилы, в первую очередь амфиболовые габброиды, как метасоматические. Наши данные свидетельствуют о том, что большая часть жильных габброидов, за исключением части габбро-пегматитов - это ортомагматические породы котектического состава. Аллотриоморфно-зернистая структура жильных габброидов, определяемая цитированными авторами как роговиковая, представляет собой мелкозернистый вариант обычной габбровой структуры - результат отжига и перекристаллизации первичной офитовой структуры, которая в отдельных случаях сохраняется.

По данным цирконовой хронологии, в «габбровой» части геологической истории Платиноносного пояса выделяются два этапа формирования пород: 460-430 млн лет назад - для большей части габброноритов и 430-20 млн лет - для роговообманковых габбро и продуктов их анатексиса (роговообманковых анортозитов и плагиогранитов ЛАП-серии). Как и в породах ДКГ-серии, в габброидах отмечаются более древние цирконы двух возрастных уровней - мезопротерозойского (более 1000 млн лет) и неопротерозойского (580-550 млн лет). Такие древние цирконы либо являются ядрами в палеозойских разностях, либо образуют самостоятельные корродированные зерна. Они, несомненно, ксеногенные. Возрастные значения около 400 млн лет и менее в породах габбровой серии отвечают, по-видимому, этапам постмагматического преобразования с появлением новых разновидностей цирконов.

Наличие ксеногенных протерозойских цирконов в габброидах и базальтах Тагильской мегазоны может свидетельствовать о существовании под обеими ее подзонами древнего фундамента, цирконами из которого и были контаминированы габбровые расплавы, прорывавшие этот фундамент. Мы полагаем, что это же относится и к цирконам возраста 580-550 млн лет, имеющим магматический облик и отвечающим Sm-Nd-датировкам пород ДКГ-серии.

Породы ДКГ- и габбровой серий деформированы и перекристаллизованы. Большая часть преобразований происходила при высокой температуре и, по-видимому, сопровождала внедрение массивов в верхние горизонты коры.

Породы анатектической лейкогаббро-анортозит-плагиогранитной (ЛАП) серии подробно рассмотрены в главе 7, а также в более ранних наших работах. Они образуют крупный Черноисточинский массив в пределах Тагило-Баранчинского габбрового массива и ряд штокверковых и дайковых зон в других массивах (например в Качканарском, Кытлымском). Нижние, корневые, зоны магматической колонны представлены мигматитами области анатектического магмообразования (Робщ = 6-7 кбар), а верхние - эруптивными брекчиями и штокверком жил (Робщ = 2-3 кбар). Субстратом пород серии являются роговообманковые габбро, а анатектический расплав представлен роговообманковым лейкогаббро или анортозитом при существенно амфиболовом составе рестита. Все разнообразие пород в рамках ЛАП-серии обусловлено фракционной кристаллизацией этого исходного расплава. Частичное плавление роговообманковых габбро происходило в области стабильности роговой обманки при PН2О = Робщ = 5-6 кбар, t > 900 °С, степень плавления 0.6-0.65. Предполагается, что такие необычные условия (и как следствие бескварцевый состав продуктов анатексиса) реализуются при частичном плавлении горячих габброидов, возможно, в надсубдукционной зоне на начальной стадии субдукции.

Минеральный состав пород ЛАП-серии весьма прост: сквозными минералами являются лабрадор-андезин, роговая обманка и магнетит. В конечных членах серии - плагиогранитах - к ним добавляются кварц и в редких случаях ортоклаз и биотит. Все изменения в химическом составе пород обусловлены вариациями содержания трех названных главных минералов: реститы сложены преимущественно роговой обманкой; от лейкогаббро, представляющего собой исходный анатектический расплав, к плагиограниту количество роговой обманки снижается от 20-30 до 2-3%, соответственно уменьшается номер плагиоклаза от An40-45 до Аn25-30. Петрогенезис пород отвечает анатектической модели: субстрат - это амфиболовое габбро, рестит - горнблендит, анатектический расплав - лейкогаббро, конечный дифференциал - плагиогранит.


Породы ГДГ-серии изучены нами в районе горы Ермакова в восточной части ППУ на границе с вулканоплутоническими комплексами Тагильской вулканогенной зоны (см. рис. 1.1). Породы серии в виде полосы шириной 1.5-2 км протягиваются примерно на 20 км от широты пос. Карпушиха почти до пос. Черноисточинск. Они представлены габбро, габбро-норитами, кварцевыми диоритами и биотит-роговообманковыми гранитоидами (табл. 1.4). Обильные жильные породы варьируются по составу от кварцевых сиенитодиоритов до граносиенитов. Породы габбро-диоритовой серии образуют многочисленные небольшие интрузивные залежи и дайки в областях развития вышеописанной габбровой серии. Для них характерен парагенезис клинопироксена (иногда вместе с ортопироксеном) с биотитом, роговой обманкой и ортоклазом, что в общем не свойственно большинству пород Платиноносного пояса. Как и в породах габбровой серии, здесь четко проявлена антидромная тендеция эволюции, которая выражается в резком обеднении жильных пород калием при сходном содержании остальных петрогенных элементов. Породы ГДГ-серии заканчивают известково-щелочной магматизм Платиноносного пояса. Цирконовое датирование типичного пироксен-роговообманково-биотитового диорита с вершины горы Ермакова (см. табл. 1.1) показало средний возраст 406±5 млн лет (MSWD = 0.00045), который, несомненно, отвечает времени кристаллизации породы.

Жильные мелкозернистые амфиболовые габбро (МАГ-серия) представлены дайками мощностью от нескольких сантиметров до 2-3 м, локализованными в субмеридиональных зонах шириной до 1 км в породах ППУ и во вмещающих амфиболитах. Эти зоны изучены нами на горе Аблей в юго-восточной части Тагило-Баранчинского массива, в западной части этого же массива (район горы Ипатова) и некоторых других местах. Специальное детальное изучение этих важных пород ранее не предпринималось, и их распространение в пределах ППУ точно не установлено. Несмотря на то что породы МАГ-серии жильные, т. е. наиболее молодые в ППУ, они имеют облик амфиболитов, что связано как с водным типом магматизма, при котором первичным является роговообманково-плагиоклазовый парагенезис, так и с подвижками вдоль таких дайковых зон в ходе орогенеза. Ранее они выделялись под названием кытлымитов или мелкозернистого комплекса.

Более молодой возраст мелкозернистых габбро-амфиболитов, по сравнению с другими породами Платиноносного пояса, вначале был зафиксирован А.А. Ефимовым и Л.П. Ефимовой, а затем подтвержден И.В. Семеновым с соавторами, которые сопоставили их с параллельными диабазовыми дайками океанических спрединговых зон. Позднее, в 1980-х годах, нами на горе Аблей в юго-восточной части крупного Тагило-Баранчинского массива и в районе гор Белой и Ипатова, в западном экзоконтакте того же массива, были выявлены многочисленные дайки мелкозернистых габбро-амфиолитов, действительно сходные с параллельными диабазовыми дайками офиолитов.

Цирконовый возраст мигматизированных мелкозернистых амфиболовых габбро определен из обнажения в пос. Белогорский на западном склоне горы Белой. Цирконы представлены зональными зернами, однородными по составу, и имеют магматический облик, их возраст - 350 млн лет (рис. 1.10). Около 20% от всех цирконовых зерен - это обломки незональных кристаллов с практически конкордантным возрастом 407 млн лет, которые, по-видимому, являются реликтовыми.

Морфологические особенности цирконов мигматизированного габбро с возрастом его разноурановых зон 350 млн лет свидетельствуют о первично-магматической природе минерала, не связанной с мигматизицией. Можно полагать, что возраст таких цирконов отвечает времени кристаллизации из магматического базитового расплава. Если это так, то существовал большой разрыв во времени (около 100 млн лет) между формированием пород габбровой и МАГ-серий. Последние представляют собой низкобарическую котек-тику (см. рис. 1.8) и по химическому составу соответствуют океаническим базальтам (табл. 1.5), резко отличаясь от остальных пород Платиноносного пояса, с которыми их объединяет только сонахождение в единой рифтогенной структуре. Геодинамические условия формирования МАГ-серии не вполне ясны. Поскольку серия представлена в основном жильными породами, то можно предположить ее связь с зоной задугового спрединга, дренировавшей деплетированный мантийный клин.


Габброиды МАГ-серии интенсивно перекристаллизованы и сейчас представлены амфиболитоподобными породами. Лишь местами в них сохранились реликты первичной порфировой структуры. Вкрапленники - это зональный плагиоклаз, о чем можно судить по распределению продуктов его преобразований (существенно клиноцоизитовое ядро и соссюритовая периферия), и зональная идиоморфная роговая обманка.

Таким образом, современные методы цирконовой геохронологии позволяют выделить следующие основные этапы формирования Платиноносного пояса Урала: 460-430 млн лет - возможный возраст ДКГ-серии, а также маловодных проявлений базитового магматизма, представленных преимущественно габброноритами габбровой серии, 430-420 млн лет - водный базитовый магматизм - роговообманковые габбро и горнблендиты габбровой серии и продукты их анатексиса (роговообманковые лейкодиориты, анортозиты и плагиограниты ЛАП-серии); 405-400 млн лет - габброиды и диориты габбро-диорит-гранитоидной серии; 350 млн лет - жильные габбро-амфиболиты. Наиболее точные определения, полученные на ионных зондах, приведены на рис. 1.11, на котором наглядно видно фактическое изотопное обоснование названных рубежей.


Имя:*
E-Mail:
Комментарий:
Информационный некоммерческий ресурс fccland.ru © 2020
При цитировании и использовании любых материалов ссылка на сайт обязательна