Интрузивные породы Тагильской вулканогенной зоны

Породы являются комагматами соответствующих вулканитов и образуют вулканоплутонические ассоциации единого цикла базальтоидного магматизма, который включает в себя триаду: недифференцированные базальты - контрастная базальт-риолитовая серия - непрерывно дифференцированная базальт-андезит-риолитовая серия. Детальное описание вулканитов можно найти в работе Ю.С. Каретина, интрузивных комагматов - в монографии «Эвгеосинклинальные габбро-гранитоидные серии».

Цирконовый возраст плагиориолита к522 района Левихинского колчеданного месторождения составляет 446±6 млн лет, что отвечает, по современной шкале, верхнему ордовику. Это по существу первое изотопное определение возраста пород рудоносной толщи. Точно такой же цирконовый возраст имеют гранитоиды к407, к408 и сиениты к 1821 Тагильского массива, с которыми связаны знаменитые скарново-магнетитовые месторождения. Поздние дифференциаты гранитоидов представлены левихинским плагиогранитом к601 (возраст 432±5 млн лет), а сиенитоидов - нефелиновым сиенитом к304 Кушвинского массива (возраст 428±3 млн лет). Интервал 446-428 млн лет (поздний ордовик - ранний силур) определяет возрастные рамки габбро-гранитоидного и габбро-сиенитоидного магматизма и комагматичного ему вулканизма, а также колчеданного и скарново-магнетитового оруденения Тагильской зоны. В этот же возрастной интервал укладывается формирование существенно габброидного Волковского массива, с которым связано промышленное медно-ванадиевое оруденение. Волковские габбро имеют такой же цирконовый возраст, как гранитоиды и сиениты Тагильской зоны (около 440 млн лет), а их кремнекислые дифференциаты (кварцевые диориты и сиено-диориты) 435±10 млн лет. Важно отметить, что как и габброиды Платиноносного пояса, волковские габбро содержат более древние зерна циркона (T1 > 1500 и T2 = 620-550 млн лет), что свойственно всем базитам Тагильской мегазоны и свидетельствует о наличии докембрийского фундамента, из которого эти цирконы, по-видимому, заимствованы.

Еще одна общая и существенная деталь в цирконовой геохронологии Платиноносного пояса и Тагильской вулканогенной зоны заключается в том, что производные от габброидов породы (анатектические роговообманковые анортозиты и плагиограниты Платиноносного пояса и гранитоиды и сиенитоиды Тагильской зоны) не содержат древних цирконов, что, на наш взгляд, является убедительным доказательством обособления исходного для них расплава выше области генерации габбрового расплава и выше фундамента, из которого габбровым расплавом были заимствованы цирконы допалеозойского возраста.

Геохимическое сравнение габброидов Волковского массива и Платиноносного пояса свидетельствует о таких общих геохимических особенностях обоих пород, как отрицательные аномалии на спайдерграмме Nb, Li, Zr, низкое содержание Cr (более чем на порядок ниже по сравнению с MORB), высокое содержание Sr, Sc, V (рис. 1.22), хотя первые и обогащены большинством редких элементов. Эти данные, наряду с одинаковым изотопным возрастом, свидетельствуют о несомненном родстве пород Платиноносного пояса и Тагильской вулканогенной зоны, которое, кстати, подтверждается и пространственным совмещением габбро-гранитоидных массивов с крупными существенно габброидными массивами Платиноносного пояса. Интрузивные габбро-гранитоидные комагматы вулканитов располагаются в восточном, «висячем» контакте массивов Платиноносного пояса на всем почти тысячекилометровом протяжении пояса. Эти данные могут свидетельствовать о принадлежности пород габбровой серии Платиноносного пояса и вулканоплутонических ассоциаций Тагильской вулканогенной зоны к единой комагматичной вулканоплутонической ассоциации, самой ранней в Уральском палеозойском орогене, что и предполагалось нами на основании геологических данных.

В отличие от габбро гранитоиды Платиноносного пояса и Тагильской вулканогенной зоны резко различаются по возрасту (соответственно около 420 и 440 млн лет), генетически (первые принадлежат группе анатектических и образуются за счет частичного плавления роговообманковых габбро, а вторые -к вулканоинтрузивной группе, продуктам кристаллизационной дифференциации габброидов) и, естественно, геохимически (см. рис. 1.22). Роговообманко-вые анортозиты и плагиогранитоиды Платиноносного пояса, которые формируются в результате частичного плавления преимущественно плагиоклаза в области устойчивости роговой обманки, относительно обогащены крупноионными литофильными элементами - К, Ba, Sr, Р, а также Eu, положительные аномалии которых особенно заметны на фоне очень низкого содержания других элементов. Дифференциационные гранитоиды вулканоинтрузивной группы характеризуются гораздо более высоким содержанием почти всех редких элементов (за исключением Sr) и отрицательной, а не положительной аномалией Eu, что свойственно большинству гранитоидов дифференциационного происхождения и отражает влияние фракционирования плагиоклаза.

Сиенитоиды Тагильской зоны, как отмечалось, имеют тот же цирконовый возраст, что и гранитоиды, и принадлежат к типичным известково-щелочным разностям. Ранние члены серии представлены габброидами типа волковских, а поздние - нефелиновыми сиенитами (табл. 1.7).

Общая особенность гранитоидов и сиенитоидов - их связь с габброидами и формирование выше допалеозойского основания Тагильской мегазоны.

Все названные ранее интрузивные породы ТВЗ на Среднем Урале локализованы в едином крупном Тагильском массиве, подробно описанном Л.B. Малаховой. Слагающие массив формации располагаются кулисообразно, сменяя друг друга (с юга на север и с запада на восток): габбро-плагиогранитная - габбро-диорит-гранитная - габбро-сиенитовая (рис. 1.23). В этом ряду формаций в породах возрастает количество калия и сопряженных с ним литофильных редких элементов. Такая пространственная смена формаций и геохимическая зональность могут быть отражением надсубдукционной природы при восточном падении зоны субдукции, а само кулисообразное расположение разноформационных геологических тел - результатом тектоники. Судя по геологическим наблюдениям и палеонтологическому возрасту комагматичных вулканитов, этот пространственный формационный ряд разновозрастной и включает в себя позднеордовикско-силурийские породы. В этом же возрастном интервале колеблется и U-Pb-возраст циркона, но последовательное омоложение формаций при этом не выявляется. Все имеющиеся определения изотопного возраста находятся в интервале значений 455-430 млн лет, что можно объяснить как гетерогенностью самого циркона, что документально установлено для Тагильской мегазоны, так и аналитическими погрешностями.

Последние эпизоды магматической активности, непосредственно связанной с эволюцией ТВЗ, представлены ауэрбаховской габбро-гранитоидной серией, по возрасту и особенностям вещественного состава пород сходной с габбро-диоритовой серией горы Ермаковой Платиноносного пояса.

Ауэрбаховский массив, с которым связаны промышленные железорудные и медные месторождения скарнового типа, сложен биотит-амфиболовыми габбро-норитами и габбро-диоритами, биотит-роговообманковыми кварцевыми диоритами и гранодиоритами и биотитовыми гранитами. Он залегает среди комагматичных нижнедевонских вулканитов базальтового и андезитового состава. В терригенных породах верхнего эйфеля встречены обломки кварцевых диоритов массива. Сам массив имеет зональное строение. На уровне эрозионного среза массив отчетливо гипабиссальный с хорошо выраженным роговиковым ореолом. Габброиды преобладают в его краевой части, а кварцевые диориты и гранодиориты - в центральной. Серия пород является отчетливо гомодромной и образована в результате фракционирования базитовой магмы. Габбро-нориты и габбро-диориты состоят из клино- и ортопироксена, малоглиноземистой роговой обманки с железистостью f = 0.45, биотита, зонального плагиоклаза An75-60, с постоянной примесью ортоклаза, кварца, магнетита; акцессорные -сфен, апатит. Структура пород офитовая. Наиболее распространены в массиве кварцевые диориты и гранодиориты. Породы состоят из малоглиноземистой роговой обманки (Fe/(Fe + Mg) = 0.48-49), биотита, клино-и ортопироксена, зонального плагиоклаза Аn60-20, ксеноморфного ортоклаза и кварца; акцессорные - магнетит, апатит, сфен. Биотитовые граниты содержат идиоморфные зерна плагиоклаза Аn25-20, погруженные в микро-пегматитовую кварц-ортоклазовую массу.

Возраст цирконов из кварцевого диорита (проба к186) и гранодиорита (к187) определен на SHRIMP-II (ВСЕГЕИ) и составляет 404 и 393 млн лет соответственно. Rb-Sr-возраст пород этого же массива, определенный в Изотопном центре ВСЕГЕИ (аналитик Е.С. Богомолов), практически совпадает с цирконовым возрастом диорита - 404.5±9.1 млн лет. Изотопный состав стронция соответствует мантийному (рис. 1.24).

Приведенные данные не вызывают сомнений в том, что основные этапы магматической активности Платиноносного пояса и Тагильской вулканогенной зоны в палеозое (возрастной интервал 460-400 млн лет) практически совпадают. Неясным остается лишь место неопротерозойских (по Sm-Nd-данным) ультрамафитов Платиноносного пояса (если таковые реально существуют), которые не имеют возрастных и вещественных аналогов среди вулканоплутонических комплексов Тагильской вулканогенной зоны.