ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 461, № 2, с. 193-196
= ГЕОЛОГИЯ
УДК 621.039.86:551.251(470.5)
ВРЕМЯ ФОРМИРОВАНИЯ ДИНАМОТЕРМАЛЬНОГО ОРЕОЛА ПЛАТИНОНОСНОГО ПОЯСА УРАЛА
© 2015 г. К. С. Иванов
Представлено академиком РАН В.А. Коротеевым 15.06.2013 г. Поступило 19.08.2013 г.
БО1: 10.7868/80869565215080228
Платиноносный пояс Урала — классический геологический объект, исследования которого весьма важны для понимания геологической истории Урала (и в целом механизма формирования складчатых поясов полного геодинамического цикла развития) и металлогении, поскольку здесь локализованы месторождения железа, ванадия, меди, платиноидов и др. Платиноносный пояс протягивается на 1000 км вдоль меридиана 60° по Приполярному, Северному, Среднему Уралу, образуя очень пологую дугу, выгнутую на запад в ее центральной части. Пояс локализован в наиболее западной части палеостроводужного сектора Урала (т.е. его восточного склона) и состоит из 14 массивов, образованных главным образом оливиновыми и двупироксеновыми габбро. В структурно наиболее нижней, т.е. западной части Платиноносного пояса находятся массивы и тела дунитов (наиболее крупный из которых — Нижнетагильский имеет площадь 45 км2) с каймами кли-нопироксенитов. Гранитоиды, представленные преимущественно плагиогранитами, тоналитами, сиенитами, — наиболее молодые породы пояса, локализованы в его восточной (верхней) части, [1-14] и др.
Платиноносный пояс имеет островодужную природу, [7, 10] и др., и образован продуктами кристаллизации разноглубинных магм, сформировавшихся над палеозоной субдукции, завершившей свое развитие в силуре. Этот вывод последовал из исследований, показавших, что падающий под Платиноносный пояс Главный уральский глубинный разлом в раннем-среднем палеозое представлял собой зону субдукции, а главные вулканогенные зоны Урала - реликты островных дуг и задуговых бассейнов, [7, 12 ] и др.
В Платиноносном поясе выделено 7 вещественных комплексов (от более древних к моло-
Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской Академии наук, Екатеринбург E-mail: ivanovks@igg.uran.ru
дым) [6]: тагильский дунит-пироксенитовый, су-хогорский оливиновых габбро, тылайский дунит-пироксенит-тылаитовый горячий меланж, вален-торский (известен также под названием "тагило-кытлымский" [4]) габбро-норитовый, динамотер-мальный ореол кытлымитов, роговиков, амфиболитов, серебрянский роговообманковых габбро, гранитоидный. В последние годы для этих комплексов появились современные и—РЬ- и 8ш— Мё-датировки, [1, 4, 6]) и др., и лишь динамотер-мальный ореол непосредственно не был датирован. Породы динамотермального ореола в целом изучены гораздо хуже самих габбро и ультрабази-тов пояса, хотя объем пород ореола очень значителен и лишь немногим менее суммарного объема всех пород самого Платиноносного пояса (см., например, [6], рис. 1).
В экзоконтактовых зонах Платиноносного пояса выделен и исследован, [2—6, 9, 11, 13 ] и др., комплекс своеобразных метаморфических пород, сначала описанный как "полосатые трапповые гранулиты" (Ф.Ю. Левинсон-Лессинг), "кытлы-миты" (Н.М. Успенский и др.), "инъекционный полосчатый комплекс", [2] и др., "роговики" и др. Позднее этот комплекс пород стал известен как стресс-роговики, или динамотермальный ореол Платиноносного пояса, [5] и др. Комплекс представлен преимущественно кытлымитами — легко узнаваемыми мелкозернистыми тонкополосчатыми метаморфическими породами основного состава, сложенными главным образом бурым амфиболом и соссюритизированным плагиоклазом, не сланцеватыми, но испытавшими интенсивные пластические деформации и течение. Для них характерны гранобластовая (рогови-кая) структура и полосчатая мигматитоподобная текстура, выражающаяся в наличии существенно амфиболовых и существенно плагиоклазовых прослоев, сходных с "очковой" лейкосомой и серией струйчатых инъекций согласно полосчатости кытлымитов. Полосчатость в кытлымитах в целом всегда конформна границам ультраосновных и габбровых массивов, вдоль которых кытлы-
194
ИВАНОВ
1-А
I I 4 г_г
Г—г~
. L I
I L
\ \
\ ^
V у / %\
\ V_/ \
Нижний Тагил
с
о
Екатеринбург
-——
60
с.ш. 56
5
60 в.д.
Рис. 1. Геологическая схема Нижнетагильского района [3, 9, 11] с изменениями. 1 — осадочные нижне-среднепалео-зойские комплексы континентального склона; 2, 3 — Нижнетагильский массив: 2 — дуниты, 3 — клинопироксениты; 4 — габброидный комплекс Тагильского массива; 5 — диабазы, порфириты, зеленые сланцы; 6 — кытлымиты; 7 — амфиболиты; 8 — Главный уральский разлом; 9 — место отбора геохронологической пробы.
миты развиты. Ранние парагенезисы в этих породах, как правило, соответствуют гранулитовой фации низкого и умеренного давлений, поздние — амфиболитовой фации, [6] и др. Более конкретные определения Р— 7-параметров не приведены. Считают, что кытлымиты образовались по вулканитам преимущественно базальтового состава, отмечают в них также реликты комплекса параллельных диабазовых даек, а распределение РЗЭ и других индикаторных элементов свидетельствует о принадлежности этих мафитов к островодуж-ным офиолитам, [9] и др.
Проба НТ-2009-9 кытлымитов была отобрана в 4.6 км южнее горы Голая (рис. 1) из полосы, протягивающейся через гору Ипатова восточнее уль-трамафитов Нижнетагильского массива. Проба представлена мелко- и среднезернистой полосчатой породой, в которой выделяются существенно амфиболовые слои, состоящие из 80—85% амфибола, 15—20% плагиоклаза, и существенно пла-гиоклазовые. Встречаются и промежуточные по составу слои, состоящие из 55—60% амфибола, 35—40% плагиоклаза, 1—2% ксеноморфного рудного минерала. Амфибол короткопризматиче-
ский, по составу соответствует магнезиальной роговой обманке (ш§# 0.67—0.68). Плагиоклаз существенно соссюритизирован и представлен таблитчатыми зернами андезина, а в единичных случаях — олигоклаза Ап21-38. Р—Т-условия образования этих пород, рассчитанные по амфиболо-вым геотермобарометрам, [15 ] и др., 680—695°С, 3.2—3.6 кбар.
Проба НТ-2009-9 кытлымитов в 12 кг была раздроблена до фракции 0.2 мм и отмыта до серого шлиха, который был разделен на электромагнитную и немагнитную фракции. Немагнитная фракция разделена в тяжелой жидкости Клеричи с удельной массой 3.75 г/см3. Из фракции тяжелее такой жидкости под бинолупой выделены 15 зерен циркона. Цирконы субизометричные, так называемого секториального типа, характерного для метаморфических пород. В них видны ядерные части и зоны обрастания, из которых в сумме было проведено 16 измерений возраста (рис. 2; табл. 1). Но статистически значимой разницы в возрасте между краевыми и центральными частями зерен цирконов не оказалось (что, по всей видимости, свидетельствует о высокой скорости ме-
ВРЕМЯ ФОРМИРОВАНИЯ ДИНАМОТЕРМАЛЬНОГО ОРЕОЛА
195
Ы 5.1
13 22 31
1.1 4.1
6.2
Т0 1 Ш
9 ^^^^ , 200 мкм ,
Рис. 2. Катодолюминесцентное изображение зерен цирконов из пробы НТ-2009-9 кытлымита. Кружки — местоположение точек замеров, оцифровка соответствует номерам анализов в табл. 1.
таморфических процессов) — конкордантный возраст кытлымитов по результатам датирования цирконов на ионном микрозонде SHRIMP-II составил 426 ± 4 млн лет (рис. 3). Это соответствует раннему силуру, границе между ранним и поздним венлоком (426.2 ± 2.4 млн лет) по Международной стратиграфической шкале 2009 г.
Полученные результаты впервые позволили непосредственно датировать современными методами изотопной геохронологии одну из важных структурных единиц Платиноносного пояса Урала: его динамотермальный ореол, одновременно фиксирующий и время главной фазы внедрения массивов пояса (т.е. их внедрение на глубину около 10 км и начало остывания).
Полученная датировка уточняет и возраст наиболее распространенного комплекса Платинонос-ного пояса — габбро-норитового (валенторского), поскольку возраст внедрения этих габброидов тождествен с временем образования динамотермально-го ореола, [2—6, 13] и др. Отметим, что имеющиеся определения изотопного возраста ультрабазитов и габброидов Платиноносного пояса в целом занимают огромный интервал от 2 млрд до 300 млн лет [1, 6]. Достаточно часто в одной и той же пробе обнаруживается несколько генераций цирконов с разными возрастами. И их возможное разделение на сингенетические, преобразованные, ксеноген-ные и пр., как и соотнесение получаемых возрастных значений с геологической историей массивов пояса, зачастую весьма субъективно. Поэтому полученная нами четкая реперная датировка с ясным геологическим смыслом весьма важна.
Сейчас надежные данные о возрасте габбро-норитового комплекса пояса сводятся к следую-
щему, [4, 6, 7] и др.: 1) в габбро-норитах Кумбин-ского массива О.М. Яковлева по монофракциям минералов получила К—Аг-изохрону 413 ± 1 млн лет; 2) здесь же и—РЬ-методом по цирконам установлен возраст 428 ± 7 млн лет; 3) из габбро-нори-тов Чистопского массива получена Sm-Nd-изо-хрона 419 ± 12 млн лет. Сообщается также о и—РЬ-датировках (462 ± 12, 438 ± 9 млн лет), выполненных по циркону из габбро и габбро-нори-тов Тагильского массива [14], однако, поскольку эти данные получены методом LA ICP-MS (лазерная абляция), они не могут считаться преци-
207рь/206рь
Рис. 3. Изотопная и—РЬ-диаграмма с конкордией, построенная по результатам микрозондового изучения цирконов из кытлымитов (проба НТ-2009-9).
196
ИВАНОВ
Таблица 1. Результат изучения U—Pb-изотопной системы цирконов из кытлымита, проба НТ-2009-9
№ точки % 206Pbc Содержание, г/т 232Th/238U 206 Pb 238U-возраст, млн лет D, % Изотопные отношения (1)
U Th 206рь* * b P 6 0 2/ U/ ОС m 2 ± % £ 6 0 2/ •к b P 0 2 ± % U го 2/ * b P 0 2 ± %
1.1 0.00 35 11 2.08 0.31 426 ± 8 + 42 14.6 2.0 0.0633 5.1 0.60 5.5
1.2 1.03 35 6 2.02 0.17 419 ± 9 +913 14.9 2.2 0.0450 20.1 0.42 20.3
1.3 0.59 62 14 3.65 0.24 424 ± 8 -184 14.7 2.0 0.0491 10.9 0.46 11.1
1.4 4.92 29 6 1.68 0.22 422 ± 14 +174 14.8 3.4 0.0362 60.3 0.34 60.4
2.1 1.97 96 19 5.65 0.21 427 ± 7 +202 14.6 1.7 0.0386 21.1 0.36 21.2
2.2 0.47 81 29 4.67 0.37 421 ± 7 -74 14.8 1.6 0.0511 8.5 0.47 8.6
3.1 0.00 48 16 2.91 0.34 438 ± 8 +3 14.2 1.8 0.0560 4.8 0
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.