Геохимия, 2021, T. 66, № 6, стр. 499-517

ВВЕДЕНИЕ

Преобладающие породы Платиноносного пояса Урала (ППУ) – дуниты, верлиты, клинопироксениты и габброиды – в интрузивах дунит-клинопироксенит-габбровой формации прорваны дайками, сложенными породами различного состава. К их числу относятся горнблендиты, габбро-пегматиты, плагиограниты и граниты. Последовательность формирования этих дайковых тел может быть использована для установления закономерностей эволюции интрузивного магматизма, как в пределах Платиноносного пояса Урала (ППУ), так и тагильской островной палеодуги (Ефимов, 2009; Готтман и др., 2011). Дайки аналогичного состава являются типичной чертой концентрически-зональных массивов различных районов мира. Помимо ППУ, они в качестве членов вулканоплутонической ассоциации описаны в пределах Корякско-Камчатского платиноносного пояса (Осипенко и др., 2002), северо-западного Алтая, Монголии и северо-западного Китая (Изох и др., 2011; Su et al., 2013; Dong et al., 2018).

Необходимо отметить, что возраст дунитовых тел, являющихся неотъемлемой частью интрузивов дунит-клинопироксенит-габбровой формации, до сих пор остается дискуссионным (Ефимов, 2009; Ферштатер и др., 2009; Аникина и др., 2012; Ферштатер, 2013). И, если изотопные методы в большинстве случаев не позволяют надежно определить время начала формирования дунит-клинопироксенит-габбровых массивов, то время окончания их образования может быть установлено с высокой степенью достоверности (Готтман и др., 2011). Кроме того, анализ последовательности внедрения различных по составу пород дайковых тел может служить основой для оценки эволюции интрузивного магматизма в пределах Платиноносного пояса Урала.

Каменушенский клинопироксенит-дунитовый массив является составной частью ППУ (Иванов, 1997). Отличительная особенность этого массива – большое количество самых разнообразных дайковых тел, которые слагают от 5 до 10% объема дунитового “ядра” (Минибаев, Котова, 2017). Эта особенность, вместе с высокой обнаженностью центральной части массива, делает его самым подходящим для изучения как относительного, так и абсолютного возраста всего дайкового комплекса, характерного для всех массивов ППУ.

Эволюция интрузивного магматизма в пределах ППУ и Тагильской вулканической дуги охарактеризована с высокой степенью детальности (Иванов, 1998; Ферштатер, 2013), что позволяет также провести сравнительный анализ полученных нами результатов с уже известными фактами. Результаты проведенных исследований, основанные на представленных геологических данных и, прежде всего, на анализе взаимоотношений пересекающих друг друга геологических тел, позволяют впервые для Платиноносного пояса Урала однозначно охарактеризовать последовательность их внедрения и установить эволюцию интрузивного магматизма на примере локального геологического объекта.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Геологические наблюдения и отбор проб для последующих минералого-петрографических и изотопно-геохимических исследований проводился в рамках полевых работ нескольких сезонов (2014–2017 гг.). Для уточнения геологического строения Каменушенского дунит-клинопироксенит-габбрового массива в пределах дунитового ядра были пройдены опорные геологические маршруты по профилям через 250 м, пересекающим дунитовое тело и вмещающие его породы. Для детальных геологических наблюдений и отбора проб для изотопных исследований была выбрана серия геологических полигонов с наибольшей обнаженностью, часто расположенных в пределах участков отработки платиновых россыпей.

Всего было отобрано 173 образца горных пород, которые были исследованы оптическими методами в проходящем и отраженном свете. Типовые образцы были изучены с применением сканирующего электронного микроскопа VEGА 3, оснащенного энергодисперсионным спектрометром (ЭДС X-MАX с площадью 80 мм²) с программным обеспечением Аztec, аналитик В.М. Чубаров, Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН. Анализы проводились с использованием ускоряющего напряжения 20 kv и токе образца на контрольном эталоне Ni:– 0.7 nА. Изучение морфологических особенностей и внутренней зональности циркона было проведено на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500 в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.

Определение химического состава пород проведено рентгенофлуоресцентным методом в центре коллективного пользования “Геоаналитик” в Институте геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого (г. Екатеринбург). Для определения соотношения закисного и окисного железа использован метод титрования. Содержание элементов-примесей в породах было определено методом ICP-MS в центральной аналитической лаборатории Всероссийского геологического института им. А.П. Карпинского (аналитики В.А. Шишлов, В.Л. Кудряшов).

Датирование локальным U-Pb методом зерен циркона выполнено на вторично-ионном масс-спектрометре высокого разрешения SHRIMP II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) по стандартной методике (Williams, 1998; Larionov et al., 2004). Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 3 nА, диаметр пятна (кратера) составлял ~ 30 мкм. Полученные результаты обрабатывались с помощью программ SQUID v1.13 и ISOPLOT/Ex 3.41. (Ludwig, 2001, 2003). U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствует возрасту этого циркона 416.75 млн лет (Black, Kamo, 2003). Погрешности единичных анализов (изотопных отношений и возрастов) приводятся на уровне одной сигма, погрешности вычисленных конкордантных возрастов приводятся на уровне двух сигма.

По результатам геологических наблюдений и петрографических исследований были отобраны образцы (табл. 1) для определения изотопного возраста U-Pb методом по циркону. Основными критериями выбора образцов были слабое развитие метасоматических процессов и хорошая обнаженность геологических тел, сложенных этими породами.

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ И ВЕЩЕСТВЕННОМ СОСТАВЕ ПОРОД КАМЕНУШЕНСКОГО МАССИВА

Каменушенский клинопироксенит-дунитовый массив географически расположен на восточном склоне Уральского хребта, в Свердловской области в 35 км к северу от г. Качканар. Этот массив является составной частью качканарского плутонического комплекса, как и аналогичные Светлоборский и Вересовоборский массивы, расположенные южнее (Государственная геологическая…, 2003). Магматиты качканарского комплекса залегают в западной части Тагило-Магнитогорской мегазоны на незначительном удалении от Главного Уральского разлома (рис. 1а).

Рис. 1.

Положение Каменушенского клинопироксенит-дунитового массива в структурах Урала (а) и особенности его геологического строения по О.К. Иванову (1997) с дополнениями (б). Условные обозначения: 1 – палеозойские отложения осадочного чехла Восточно-Европейской платформы, 2 – Западно-Уральская складчато-надвиговая область, 3 – Центральное Уральское поднятие, 4 – Тагило-Магнитогорская мегазона, 5 – мезозойско-кайонозойские отложения Западно-Сибирской платформы, 6 – Полюдовское поднятие, 7 – клинопироксенит-дунитовые массивы (К – Каменушенский массив), 8 – клинопироксенитовые и габбровые интрузивы Платиноносного пояса, 9 – амфиболизированные долериты и габбро-долериты, амфиболиты мариинского комплекса, 10 – средне–крупнозернистые дуниты, 11 – мелкозернистые дуниты, 12 – верлиты, 13 – пироксениты, 14 – габбро, 15 – аллювиальные отложения, 16 – изолинии высот, 17 – гидросеть, 18 – поля развития даек; 19 – точки отбора проб на определение U–Pb возраста.

Каменушенский массив обладает отчетливо выраженным зональным строением. В центральной его части расположено дунитовое “ядро” размером 3.5 × 7.5 км. Это “ядро” окружено клинопироксенитовой оболочкой мощностью от 150 до 700 м. В отличие от большинства клинопироксенит-дунитовых массивов Среднего Урала, для Каменушенского массива характерна высокая степень сохранности клинопироксенитовой каймы – клинопироксениты полностью окружают дунитовое “ядро”. Клинопироксениты на востоке контактируют с габбро Павдинского полиформационного массива. Габбро образуют кольцевой или полукольцевой интрузив вокруг клинопироксенит-дунитового массива (Иванов, 1997). На западе вмещающими породами для Каменушенского массива являются амфиболизированные долериты и габбро-долериты, амфиболиты мариинского комплекса (рис. 1б). По данным О.К. Иванова (1997), Каменушенский массив представляет собой пологий купол со слабо эродированным ядром. Форма массива в сечении каплевидная, гарполитовая, круто падающая на восток (Иванов, 1997).

По данным О.К. Иванова (1997), дунитовое “ядро” обладает грубым зональным строением. Средне–крупнозернистые дуниты в пределах “ядра” Каменушенского массива образуют тело сложной формы (рис. 1б). Зернистость дунитов закономерно уменьшается от центра “ядра” к его краевой части. В центральной части “ядра” обнаружены небольшие тела крупнозернистых дунитов, по морфологии напоминающие жилы или сильно удлиненные линзы. Они залегают в средне-крупнозернистых дунитах. В краевой части “ядра” преобладают среднезернистые равномернозернистые дуниты.

Особенность Каменушенского массива – широкое распространение даек различного петрографического состава (верлитовых, клинопироксенитовых, габбровых и гранитовых) в пределах дунитового ядра. Сопоставимое распространение пород дайкового комплекса установлено для юго-западной краевой части дунитового “ядра” Светлоборского массива (Готтман, Пушкарев, 2009; Толстых и др., 2011). Полной противоположностью Каменушенского и Светлоборского массивов является Нижнетагильский массив. Здесь в пределах дунитового ядра вообще не выявлены дайковые тела (Заварицкий, 1935; Иванов, 1997), кроме того, они не обнаружены в дунитах Иовского тела, входящего в состав Тылай-Конжаковского массива. В остальных клинопироксенит-дунитовых массивах и дунитовых “ядрах” в пределах ППУ дайки встречаются редко.

Широкое распространение дайковых образований в дунитах Каменушенского массива, наряду со значительным количеством хорошо обнаженных, доступных для геологического наблюдения полигонов, позволило установить относительный возраст их формирования. Отчетливо фиксируемые и однозначно интерпретируемые пространственные взаимоотношения геологических тел в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива стали надежной основой для определения возраста пород с применением изотопных методов. Полученные возрастные датировки могут распространяться на другие подобные массивы ППУ, которые недоступны для геохронологических исследований вследствие убогого развития дайковых комплексов или сильного перекрытия объектов четвертичными отложениями.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Особенности геологического строения даек Каменушенского массива

Как и в большинстве зональных дунит-клинопироксенитовых массивов, наиболее ранними жильными образованиями в дунитовом “ядре” являются хромититовые прожилково-вкрапленные тела – как сингенетичные дунитам, так и эпигенетичные, секущие хромититовые жилы (Заварицкий, 1935; Иванов, 1997). Довольно часто наблюдаются пересечения хромититовых тел диопсидовыми жилами (Степанов и др., 2018). В свою очередь, дуниты, содержащие скопления хромититов и диопсидовые жилы, пересечены системой даек горнблендитов и габбро (рис. 2а, 2б). Наиболее поздние среди дайковых образований тела биотитсодержащих гранитов имеют секущие границы со всеми ранее перечисленным породам (рис. 2б, 2в). При этом, внедрение гранитов сопровождалось метасоматической переработкой дунитов с образованием хлорит-актинолитовых метасоматитов и замещением габбро хлорит-эпидотовыми метасоматитами. С целью датирования верхней возрастной границы проявления интрузивного магматизма в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива выполнено комплексное минералого-геохимическое исследование горнблендитов, габбро и гранитов, слагающих наиболее поздние дайковые образования (табл. 1).

Рис. 2.

Характер взаимоотношения дайковых тел с вмещающими дунитами: а – план расположения жильных тел в верховьях Первоначального лога р. Большая Каменушка; б–г – фото точек отбора проб для изотопных исследований с разрезами. Условные обозначения: 1 – дуниты, 2 – массивные и прожилково-вкрапленные хромититы, 3 – прожилки клинопироксенитов, 4 – горнблендиты, 5 – амфибол-плагиоклазовые габбро-пегматиты, 6 – пегматоидное лейкогаббро, 7 – биотитсодержащие граниты, 8 – актинолит-хлоритовые аподунитовые метасоматиты, 9 – апогаббровые эпидот-хлоритовые метасоматиты, 10 – точки отбора проб.

Минералого-петрографические особенности пород дайкового комплекса

Горнблендиты на 90–95% состоят из таблитчатых или изометричных кристаллов амфибола, по составу пограничного между эденитом и магнезиогастингситом, размером по удлинению 0.4 мм (рис. 3а). В кристаллах амфибола встречены изометричные включения пирротин-пентландитового состава, а в интерстициях между ними находятся зерна плагиоклаза, в значительной мере замещенные эпидот-хлоритовым агрегатом и содержащие большое количество призматических кристаллов апатита. Преобладающее большинство изученных горнблендитов характеризуется призматическизернистой средне- мелкозернистой структурой. Текстура этих пород обычно массивная.

Рис. 3.

Фото образцов и микроструктур пород, из которых выделены цирконы для определения U-Pb возраста: а – мелко-среднезернистый горнблендит (КР-14); б –крупнозернистое плагиоклаз-амфиболовое габбро (КР-7); в –среднезернистый биотитсодержащий гранит (КР-15). Amf – амфибол, Bt – биотит, Pl – плагиоклаз, Fsp – щелочной полевой шпат, Qz – кварц, Zrn – циркон.

Амфиболовые габбро обладают более высоким содержанием SiO₂ и щелочных металлов при значительно меньшем содержании MgO, по сравнению с горнблендитами (табл. 2). Амфиболовые габбро – это преимущественно грубозернистые породы, в равной степени состоящие из длиннопризматических, часто зональных, кристаллов магнезиогастингсита и короткопризматических или таблитчатых зональных индивидов плагиоклаза, по составу отвечающего лабрадору № 50–55 (рис. 3б). По характеру взаимоотношения индивидов минералов в породе ее структура может быть определена как габбровая. Часто наблюдается переход от грубозернистых разновидностей габбро к пегматитам с сохранением структурных особенностей. В редких случаях в телах габбро-пегматитов проявляется однонаправленная ориентировка длиннопризматических кристаллов амфибола. Они направлены от зальбанда дайки к ее центральной части, иногда – с отчетливым проявлением геометрического отбора. Текстура амфиболовых габбро массивная.

Таблица 2.  

Химический состав пород, отобранных для определения абсолютного U-Pb возраста по циркону в мас. %

№ обр.	SiO2	TiО2	Al2O3	Fe2O3	FeO	MgO	CaO	MnO	Na2O	K2O	P2O5	ППП	Сумма
KP-14	45.45	1.11	14.42	7.70	6.00	9.29	12.08	0.22	1.95	0.36	0.22	1.16	100.10
KP-7	48.20	0.46	22.88	6.96	2.50	2.53	9.33	0.09	4.07	0.52	0.26	2.27	100.07
KP-15	72.91	0.06	15.63	0.31	0.40	0.39	2.86	0.02	4.87	0.74	0.00	1.80	100.02
KP-12	74.27	0.06	15.07	0.23	0.04	0.03	0.96	0.03	4.23	4.35	0.00	0.25	99.89

Примечания. КР-14 – горнблендит, КР-7 – габбро-пегматит, КР-15 – плагиогранит, КР-12 – гранитный пегматит.

Наиболее поздними по времени внедрения являются граниты. Они состоят в равных пропорциях из кварца, щелочного полевого шпата и плагиоклаза, состав которого варьирует от олигоклаза № 20–25 до альбита. Из второстепенных минералов в граните обнаружены биотит и мусковит, а также апатит, титанит, циркон и ильменит. В последнем были встречены структуры распада с обособлениями мелких кристаллов оксида Nb и Ta. В протолочках и концентратах, полученных в ходе извлечения циркона, было встречено значительное количество зерен Ce-монацита и ксенотима. Структура гранитов среднезернистая гипидиоморфнозернистая (рис. 3в). Непосредственно в гранитовых телах отмечаются участки увеличения зернистости с переходом их в пегматоидные разновидности и гранитовые пегматиты с графической и блоковой структурой, обогащенные мусковитом турмалином и гранатом.

Геохимические особенности дайковых пород Каменушенского массива

Габбро-пегматит, так же, как и горнблендит из даек Каменушенского массива, характеризуется слабо дифференцированным характером распределения РЗЭ (La/Sm)_n = 2.45–3.83, (Gd/Yb)_n = = 2.10–2.19. По характеру распределения РЗЭ горнблендиты и габбро-пегматиты близки к спектрам габброидов Уральского платиноносного пояса (рис. 4а). В то же время, граниты дайковых тел в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива по сравнению с габбро-пегматитами и горнблендитами характеризуются в целом низкими содержаниями редкоземельных элементов и отчетливо заметной положительной европиевой аномалией (рис. 4а). Такой характер распределения РЗЭ в гранитах указывает на отсутствие прямой генетической связи между ними и жильными породами основного состава. В то же время, характер распределения РЗЭ в гранитах даек в дунитах Каменушенского массива наиболее близок к гранитам Черноисточинского массива, имеющим анатектическую природу (Ферштатер и др., 2013). Аналогичные по геохимическим особенностям и возрастным взаимоотношениям с ультрамафическими породами гранитоиды также описаны в пределах Кытлымского плутона на Северном Урале (Ефимов и др., 2005) и Мачевнинского массива Корякско-Камчатского платиноносного пояса (Кутырев, Жирнова, 2019).

Рис. 4.

Диаграммы хондрит нормализованного (McDonough, Sun, 1995) распределения РЗЭ (а, б) и распределения малых компонентов (в, г) в породах даек Каменушенского массива: габброиды: 1 – горнблендит (КР-14), 2 – габбро-пегматит (КР-7); гранитоиды, слагающие дайки в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива: 3 – плагиогранит (КР-15), 4 – гранитный пегматит (КР-12); граниты ППУ по Г.Б. Ферштатеру с соавторами (2009): 5 – анатектические граниты, 6 – граниты, являющиеся продуктами кристаллизационной дифференциации; 7 – поле составов РЗЭ в габбро ППУ (Ферштатер и др., 2009); 8 – поле составов РЗЭ в горнблендитах (Готтман, 2014).

При анализе поликомпонентных спайдер-диаграмм (рис. 4б, 4в; табл. 3) сходство между габбро-пегматитом и горнблендитом становится очевидным. Для обеих пород характерны высокие содержания Sr, что в целом характерно для интрузивных габбро платиноносного пояса и отельных мафических дайковых тел (Ферштатер, 2013). В ходе анализа характера распределения малых компонентов в мафитах и гранитоидах установлен целый ряд общих черт. Так, на фоне низких содержаний большинства редких элементов, повышенными концентрациями выделяются крупноионные литофильные элементы – K, Ba, Sr, P. Наряду с этим, гранитам свойственно уменьшение содержания РЗЭ элементов по сравнению с другими породами, включая габброиды.

Таблица 3.  

Содержание элементов-примесей в дайковых породах Светлоборского и Каменушенского массивов в г/т

Химические элементы	Каменушенский массив
	KP-50	KP-14	KP-7	KP-15	KP-12
	верлит	горнблендит	габбро-пегматит	гранит	гранитный пегматит
La	0.47	10.0	10.5	3.64	4.32
Ce	0.81	23.5	21.5	5.26	5.95
Pr	0.19	2.99	3.00	0.53	0.51
Nd	1.13	15.2	12.3	1.75	1.59
Sm	0.51	4.07	2.74	0.30	0.15
Eu	0.18	1.53	1.14	0.53	0.32
Gd	0.55	3.90	2.33	0.26	0.10
Tb	0.08	0.59	0.31	0.04	0.01
Dy	0.60	3.53	1.94	0.27	0.08
Ho	0.12	0.75	0.43	0.06	0.02
Er	0.30	2.01	0.98	0.21	0.04
Tm	0.04	0.29	0.14	0.04	0.01
Yb	0.22	1.85	1.05	0.28	0.11
Lu	0.05	0.21	0.16	0.06	0.02
V	105	382	145	4.13	4.77
Cr	1970	288	17.2	16.9	19.1
Co	77.1	54.8	10.3	0.83	н.п.о.
Ni	500	76.6	23.3	3.43	7.05
Cu	4.05	49.4	32.8	4.00	1.40
Zn	61.8	106	48.3	7.94	3.71
Rb	н.п.о.	3.39	9.46	87.6	16.40
Sr	26.2	635	1920	284	1380
Y	3.35	20.2	10.9	2.38	0.49
Zr	12.1	35.3	207	23.5	42.8
Nb	н.п.о.	2.61	2.14	3.63	0.87
Ba	8.21	114	321	2870	473
Hf	0.10	1.07	3.52	0.86	0.97
Ta	н.п.о.	0.15	0.14	0.28	0.11
Pb	н.п.о.	2.30	4.78	37.3	8.55
Th	н.п.о.	0.21	0.37	0.92	0.32

Детальные геохимические исследования пород Платиноносного пояса Урала позволили выявить геохимические особенности габброидов разных серий (Ферштатер, 2013). Сопоставление результатов, полученных для мафических даек Каменушенского массива, с данными по геохимическим особенностям габбро ППУ (рис. 5), позволило установить, что по сочетанию элементов-примесей габбро и габбро-пегматиты, образующие дайковые тела, наиболее близки к габброидам дунит-клинопироксенит-габбровой серии (Ферштатер, 2013). В то же время, горнблендиты Каменушенского массива по концентрации и соотношению элементов-примесей аналогичны габброидам собственно габбровой серии (Ферштатер, 2013).

Рис. 5.

Диаграммы Y–Co, Y–V, Y–Nb, Y–Nd, Y–Zr, Y–Zn для проанализированных дайковых пород Каменушенского массива: 1 – горнблендит (КР-14), 2 – габбро-пегматит (КР-7). Поля составов габбро серий (Ферштатер и др., 2009): 3 – дунит-клинопироксенит-габбровой, 4 – собственно габбровой, 5 – мелкозернистых амфиболовых габбро.

Морфологические особенности цирконов

Циркон в качестве акцессорного минерала широко распространен во всех видах изученных пород. В дайках габбро-пегматитов встречены короткопризматические идиоморфные зерна, размер которых превышает 200 мкм (рис. 6а). В катодных лучах в режиме катодолюминесценции ярко проявлено их грубо зональное и секториальное строение (рис. 6б). Цирконы находятся в срастании с магнезиогастенгситом и апатитом (рис. 6в), и несколько реже могут быть встречены отдельно от мафических минералов (рис. 6г). Часто можно наблюдать в них локализованные вдоль трещин вторичные включения хлорита и эпидота (рис. 6д).

Рис. 6.

Цирконы (Zrn) из габбро-пегматита Каменушинского массива (КР-7): а – фотография цирконов в проходящем свете, б – катодолюминисцентная фотография цирконов, в–г – BSE изображения цирконов: в – срастание кристаллов циркона с магнезиогастенгситом (Amf), апатитом (Ap) и плагиоклазом (Pl), г – идиоморфное зерно циркона в плагиоклазе; д – новообразованный хлорит (Chl) и эпидот (Ep) в трещинах в цирконе. Номера точек на рисунке (б) соответствуют номерам анализов в таблице 4.

Циркон из горнблендитовых даек, по сравнению с цирконом из габбро-пегматита, характеризуется несколько большим удлинением и не столь ярко выраженным в режиме катодолюминесценции зональным и, особенно, секториальным строением (рис. 7а, 7б). При этом, характерной чертой цирконов из горнблендита является зональность по Hf (рис. 7г, 7д). В породе циркон был встречен в срастании с альбитом, калиево-натриевым полевым шпатом и ильменитом (рис. 7в).

Рис. 7.

Цирконы из горнблендитовой дайки Каменушенского массива (КР-14): а – фотография цирконов в проходящем свете, б – катодолюминесцентная фотография цирконов, в–г – BSE изображения цирконов: в – фрагмент раздробленной породы, в котором виден мелкий идиоморфный кристалл циркона (Zrn), локализованный в измененном участке; г, д – зональные кристаллы циркона, светлые зоны обогащены Hf. Ab – альбит, Ilm – ильменит, Fsp – щелочной полевой шпат. Номера точек на рисунке (б) соответствуют номерам анализов в таблице 4.

Цирконы из гранитов имеют длиннопризматический облик, слабовыраженные, тупоугольные грани дипирамиды (рис. 8а, 8б), и практически не проявленную в катодных лучах зональность. Отсутствие свечения в режиме катодолюминесценции обусловлено весьма высокими концентрациями урана и тория, вследствие чего зональность в этих кристаллах не наблюдается. В цирконах не обнаружена ростовая зональность, подчеркиваемая закономерным распределением примесей в кристаллах, что отчетливо отражено на изображениях в обратно-рассеянных электронах (рис. 8б). Не обнаружены также признаки присутствия древних ядер в кристаллах циркона. Цирконы срастаются с титанитом (рис. 8в) и кварцем (рис. 8г). В наиболее богатых ураном цирконах наблюдаются фрагменты, испытавшие метамиктный распад (рис. 8д). Их характерной чертой является присутствие включений Ce-монацита, ксенотима и уранинита (рис. 8д).

Рис. 8.

Цирконы из гранитов Каменушенского массива (КР-15): а – фотография цирконов в проходящем свете, б–д – BSE изображения цирконов, б – общий вид цирконов, в – мелкие длиннопризматические кристаллы циркона (Zrn), срастающиеся с титанитом (Tit), г – длиннопризматические кристаллы циркона в кварце (Qz), д – зерно циркона с включениями ксенотима (Xnt) и уранинита (Um) и метамиктными участками (Zrn-Mt). Ep – эпидот, Fsp – щелочной полевой шпат. Номера точек на рисунке (б) соответствуют номерам анализов в таблице 4.

Таким образом, цирконы из разных типов пород отличаются по морфологическим и анатомическим особенностям и ассоциации сопутствующих минералов, обнаруженных в виде включений или срастаний. Главным различием цирконов изученных горных пород является содержание радиоактивных примесей – урана и тория. Для цирконов из габбро-пегматитов характерны наименьшие содержания U: от 30 до 206 г/т и Th: от 7 до 130 г/т (рис. 9) Th/U = 0.25–0.72. Содержание U и Th в цирконах из горнблендитов несколько выше, чем в цирконе из габбро-пегматита – 25–573 и 12–256 г/т соответственно (рис. 9), Th/U = = 0.42–0.65. Самые высокие содержания U и Th среди всех рассматриваемых объектов: 2051–26 449 и 287–6021 г/т соответственно выявлены в цирконах из гранитов и гранитовых пегматитов. При этом Th/U отношения являются самыми низкими, варьируя в диапазоне от 0.08 до 0.25, что, как правило, характерно для цирконов из метаморфических и метасоматических пород (Hanchar, Hoskin, 2003).

Рис. 9.

Зависимость между содержаниями U и Th в цирконах из даек Каменушенского массива: КР-7 – габбро-пегматит, КР-14 – горнблендит, КР-15 – плагиогранит. Анализы выполнены на приборе SIMS SHRIMP-II в ЦИИ “ВСЕГЕИ”.

Результаты U-Pb датирования цирконов из пород даек

Результаты U-Pb анализа цирконов представлены в табл. 4 и на рис. 10. Конкордантный U-Pb возраст, рассчитанный по 15 аналитическим точкам из 7 зерен цирконов из габбро-пегматитов пробы КР-7 (рис. 10а), составил 418.3 ± 4.5 млн лет (СКВО = 0.16). Конкордантный U-Pb возраст, рассчитанный по 14 аналитическим точкам из 7 зерен цирконов из горнблендитов пробы КР-14 (рис. 10б) составил 421.0 ± 2.4 млн лет (СКВО = = 0.97). Две точки изотопного состава (7.1; 7.2) в расчете конкордантного возраста не учитывались, так как они имеют существенно более молодой возраст: 396 и 403 млн лет. В пределах ошибок определения значений возрастов, полученных для цирконов из габбро-пегматитов и горнблендитов, совпали.

Таблица 4.  

U-Pb возраст цирконов из пород габбро-пегматитов (КР-7), горнблендитов (КР-14) и плагиогранитов (КР-15), слагающих дайки в дунитах Каменушенского массива

Образец, кристалл, кратер	206Pbc, %	U, мкг/г	Th, мкг/г	232Th/ 238U	206Pb* мкг/г	Возраст, млн лет				Д, %	Изотопные отношения
						(1)206Pb/ 238U	±	(1)207Pb*/ 206Pb	±		(1)238U/ 206Pb	±%	(1)207Pb*/ 206Pb*	±%	207Pb*/ 235U	±%	206Pb*/ 238U	±%
КР-7.1	0.24	110	77.0	0.72	6.11	402.2	8.1	–	–	–	15.53	2.1	0.057	4.8	0.506	5.2	0.0644	2.1
КР-7.12	0.44	66.0	24.0	0.38	3.72	407.1	8.3	–	–	–	15.34	2.1	0.0543	5.9	0.488	6.3	0.0652	2.1
КР-7.14	0.45	65.0	21.0	0.34	3.65	408.4	8.4	–	–	–	15.29	2.1	0.0553	7.6	0.499	7.9	0.0654	2.1
КР-7.3	–	109	54.0	0.51	6.2	412.0	8.2	–	–	–	15.15	2.1	0.0545	4.2	0.496	4.7	0.066	2.1
КР-7.5	–	92.0	25.0	0.28	5.24	414.6	8.6	–	–	–	15.05	2.1	0.055	4.5	0.504	5.0	0.0664	2.1
КР-7.10	0.12	206	130	0.65	11.8	414.7	7.2	–	–	–	15.05	1.8	0.0543	3.0	0.498	3.5	0.0664	1.8
КР-7.9	–	112	41.0	0.38	6.46	420.4	8.3	–	–	–	14.84	2.0	0.0558	4.1	0.519	4.6	0.0674	2.0
КР-7.15	–	122	36.0	0.30	7.09	423.0	7.7	–	–	–	14.75	1.9	0.0541	4.1	0.506	4.5	0.0678	1.9
КР-7.6	–	64.0	19.0	0.31	3.71	424.1	9.7	–	–	–	14.71	2.4	0.0565	5.5	0.53	6.0	0.068	2.4
КР-7.13	–	80.0	26.0	0.34	4.65	424.4	8.4	–	–	–	14.69	2.0	0.0518	4.1	0.486	4.6	0.0681	2.0
КР-7.4	0.38	63.0	21.0	0.35	3.68	424.4	9.7	–	–	–	14.69	2.4	0.0543	6.5	0.51	7.0	0.0681	2.4
КР-7.2	0.34	70.0	21.0	0.32	4.1	425.5	9.4	–	–	–	14.66	2.3	0.054	7.6	0.508	8.0	0.0682	2.3
КР-7.11	0.34	117	70.0	0.62	6.88	426.4	8.5	–	–	–	14.62	2.1	0.058	4.5	0.547	4.9	0.0684	2.1
КР-7.8	0.66	75.0	24.0	0.33	4.49	429.6	9.5	–	–	–	14.51	2.3	0.0544	7.8	0.516	8.2	0.0689	2.3
КР-7.7	–	30.0	7.00	0.25	1.83	441.0	13	–	–	–	14.11	2.9	0.0568	7.7	0.555	8.2	0.0709	2.9
КР-14-7.2	–	93.0	49.0	0.55	5.05	396.5	5.2	–	–	–	15.76	1.3	0.0569	3.7	0.497	4.0	0.0634	1.3
КР-14-7.1	–	314	188	0.62	17.4	403.5	3.9	–	–	–	15.48	1.0	0.0542	2.1	0.483	2.4	0.0646	1.0
КР-14-4.2	0.07	292	135	0.48	16.5	409.8	4.2	–	–	–	15.23	1.1	0.0564	2.2	0.511	2.5	0.0656	1.1
КР-14-5.2	1.04	25.0	12.0	0.51	1.44	412.5	8.9	–	–	–	15.13	2.2	0.0569	11	0.518	12	0.0661	2.2
КР-14-8.3	0.41	573	311	0.56	33.0	416.8	3.7	–	–	–	14.97	0.9	0.0552	2.3	0.508	2.5	0.0668	0.9
КР-14-2.2	0.1	563	356	0.65	32.4	417.5	3.6	–	–	–	14.95	0.9	0.0562	1.7	0.518	1.9	0.0669	0.9
КР-14-8.2	0.13	255	109	0.44	14.7	418.4	4.1	–	–	–	14.91	1.0	0.0561	2.6	0.519	2.8	0.0671	1.0
КР-14-5.1	0.05	554	299	0.56	32.0	419.0	3.8	–	–	–	14.89	0.9	0.0558	1.6	0.517	1.9	0.0672	0.9
КР-14-3.1	0.17	226	127	0.58	13.1	420.3	7	–	–	–	14.84	1.7	0.0565	2.8	0.525	3.3	0.0674	1.7
КР-14-1.1	0.18	325	157	0.50	18.9	421.5	4	–	–	–	14.80	1.0	0.0559	2.5	0.521	2.7	0.0676	1.0
КР-14-2.1	0.06	485	281	0.60	28.2	422.1	4	–	–	–	14.78	1.0	0.0543	1.8	0.506	2.0	0.0677	1.0
КР-14-4.1	0.37	152	62.0	0.42	8.92	423.9	4.9	–	–	–	14.71	1.2	0.0538	4.4	0.504	4.6	0.068	1.2
КР-14-8.1	0.10	181	100	0.57	10.7	426.9	4.9	–	–	–	14.61	1.2	0.056	2.8	0.529	3.1	0.0685	1.2
КР-14-1.2	0.25	461	234	0.52	27.2	427.4	3.8	–	–	–	14.59	0.9	0.0553	2.3	0.523	2.5	0.0685	0.9
КР-14-6.1	0.21	375	197	0.54	22.1	427.4	4.2	–	–	–	14.59	1.0	0.0551	2.6	0.521	2.8	0.0686	1.0
КР-14-3.2	0.52	136	56.0	0.43	8.08	428.6	5.4	–	–	–	14.55	1.3	0.0536	8.6	0.508	8.7	0.0687	1.3
КР-15-8	0.14	2051	290	0.15	112	395.9	3.3	434	30	10	15.79	0.9	0.0555	1.4	0.485	1.6	0.0633	0.9
КР-15-1	0.17	2197	287	0.13	120	396.4	3.3	433	30	9	15.77	0.9	0.0555	1.3	0.486	1.6	0.0634	0.9
КР-15-5	0.18	2289	344	0.16	125	396.8	3.4	404	35	2	15.75	0.9	0.0548	1.5	0.48	1.8	0.0635	0.9
КР-15-4	0.03	2450	355	0.15	132	390.9	3.2	377	20	–4	16.00	0.9	0.0541	0.9	0.467	1.2	0.0625	0.9
КР-15-11	0.78	2651	357	0.14	143	390.7	3.3	418	49	7	16.00	0.9	0.0551	2.2	0.475	2.3	0.0625	0.9
КР-15-10	0.08	2881	474	0.17	154	389.9	3.3	384	27	–1	16.04	0.9	0.0543	1.2	0.467	1.5	0.0624	0.9
КР-15-2	0.19	3030	506	0.17	174	416.9	3.5	387	32	–7	14.97	0.9	0.0544	1.4	0.501	1.6	0.0668	0.9
КР-15-13	0.03	3099	371	0.12	167	393.0	3.2	365	19	–7	15.91	0.9	0.0539	0.8	0.467	1.2	0.0629	0.9
КР-15-9.1	0.02	8113	1533	0.2	474	423.7	3.4	390	11	–8	14.72	0.8	0.0545	0.5	0.51	1.0	0.0679	0.8
КР-15-6	0.04	8288	959	0.12	491	429.9	3.4	383	13	–11	14.50	0.8	0.0543	0.6	0.516	1.0	0.069	0.8
КР-15-12	0.05	9085	2116	0.24	529	422.2	3.4	364	13	–14	14.77	0.8	0.0538	0.6	0.502	1.0	0.0677	0.8
КР-15-12	0.01	15 150	1172	0.08	934	446.6	3.5	384	8	–14	13.94	0.8	0.0543	0.4	0.537	0.9	0.0717	0.8
КР-15-7	0.07	16 623	4011	0.25	1020	445.5	3.6	369	13	–17	13.97	0.8	0.054	0.6	0.532	1.0	0.0716	0.8
КР-15-3.1	0.03	22 562	3461	0.16	1530	490.6	3.9	381	7	–22	12.65	0.8	0.0542	0.3	0.591	0.9	0.0791	0.8
КР-15-3.2	0.01	24 906	6021	0.25	1740	504.3	4	395	6	–22	12.29	0.8	0.0546	0.3	0.612	0.9	0.0814	0.8
КР-15-10.	0.10	26 449	3387	0.13	1870	509	4	380	14	–25	12.17	0.8	0.0542	0.6	0.614	1.0	0.0822	0.8

Примечания. Погрешности приводятся на уровне 1σ. Ошибка в калибровке стандарта не превышала 0.5%. Pb_c и Pb* обозначают обыкновенный и радиогенный свинец, соответственно. (1) – внесена поправка на обыкновенный свинец по измеренному ²⁰⁴Pb. K – коэффициент корреляции ошибок определения изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U, Д – коэффициент дискордантности: 100*((1 – (возраст ²⁰⁶Pb/²³⁸U)/(возраст ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)).

Рис. 10.

U-Pb диаграммы с конкордией (а–г) для цирконов из габбро-пегматитов (КР-7), горнблендитов (КР–14) и плагиогранитов (КР-15), а также средневзвешенный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст цирконов из гранитов (д).

На U-Pb диаграмме с конкордией 7 точек изотопного состава цирконов из пробы плагиогранитов КР-15 расположились на конкордии, а 9 точек – вдоль линии “обратной дискордии” (рис. 10в). Цирконы из этой пробы, как было описано выше, характеризуются крайне высокими концентрациями урана. В работе (Williams, Hergt, 2000) показано, что при измерениях на SIMS (ВИМС) (SHRIMP) в цирконах при концентрациях U более ~2500 ppm возникает так называемый “U-Pb матричный эффект”, который приводит к значительному разбросу изотопных отношений и, как правило, завышению (удревнению) ²⁰⁶Pb/²³⁸U возрастов. Таким образом, мы считаем, что изотопные отношения, полученные в 9 точках для цирконов с высокой концентрацией урана (более 3000 г/т) нельзя использовать для вычислений возраста. При этом, средневзвешенный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст цирконов (рис. 10 г), полученный по всей совокупности измеренных точек (n = 16), составил 385.0 ± 6.3 млн лет (СКВО = 0.96). Конкордантный U-Pb возраст, рассчитанный по 7 точкам с наименьшими концентрациями урана (2051–3099 г/т), составил 393.2 ± 2.5 млн лет (СКВО = = 0.109).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геологические исследования пространственного расположения даек в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива позволяют сделать вывод, что габбро-пегматиты были сформированы позже, чем дуниты, а гранитные дайки являются самыми молодыми образованиями по отношению ко всем другим магматическим породам. Эти взаимоотношения согласуются с результатами исследований предшественников (Минибаев, Котова, 2017). Горнблендитовые дайки обычно занимают секущее положение по отношению к габбро-пегматитам, однако, часто не выходят за пределы более крупных по размеру даек габбро-пегматитов. Таким образом геологические наблюдения позволяют говорить об относительной возрастной последовательности дайковых тел: габбро-пегматиты – горнблендиты – граниты.

Результаты петрографических и геохимических исследований дайковых пород, залегающих в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива, позволяют предполагать, что мафитовые дайки были сформированы в две стадии. В первую стадию формировались амфиболовые габбро-пегматиты, являющиеся результатом кристаллизации максимально дифференцированных, обогащенных летучими компонентами и некогерентными элементами остаточных расплавов, накопившихся в ходе кристаллизации пород дунит-клинопироксенит-габбровой серии. Во вторую стадию формировались горнблендитовые дайки, в ходе кристаллизации водонасыщенных расплавов, из которых были образованы габбро собственно габбровой серии. Характер геологических взаимоотношений габбро-пегматитов и горнблендитов подтверждает это положение – горнблендиты пересекают дайковые тела габбро-пегматитов, что ранее было отмечено также Г.Б. Ферштатером на других массивах ППУ (2013). Особенности геологического строения Каменушенского массива и его обрамления (Государственная геологическая…, 2003) также не противоречат этому положению. Породы дунит-клинопироксенит-габбровой серии относятся к качканарскому комплексу и являются результатом дифференциации верлитового расплава (Ферштатер, 2013). К востоку от Каменушенского массива в сложении Павдинского полиформационного массива широко распространены габброиды тагило-кытлымского габброноритового комплекса. Эти габбронориты и их водные аналоги – амфиболовые габбро – являются продуктом маловодного или водного базитового магматизма (Ферштатер, 2013). Вероятно, с эволюцией водонасыщенных расплавов связано образование горнблендитовых даек.

Таким образом, можно обоснованно утверждать, что амфиболовые габбро-пегматиты, образующие дайки в дунитах Каменушенского массива и являющиеся поздними дифференциатами дунит-клинопироксенит-габбровой серии завершают формирование этой серии. Учитывая, что на момент формирования этих даек клинопироксенит-дунитовые массивы были полностью раскристаллизованы и могли быть подвержены хрупким деформациям, возраст даек можно надежно считать временем завершения ультраосновного магматизма Платиноносного пояса Урала. Горнблендиты, залегающие в дунитах Каменушенского массива и пересекающие тела габбро-пегматитов, являются продуктом водного базитового магматизма (Фершатер, 2013) и представляют собой жильные породы магматитов габбровой серии. Проанализированные жильные мафические породы, залегающие в дунитах Каменушенского массивов, по набору элементов-примесей наиболее близки к базальтам островных дуг (рис. 11а), за исключением габбро-пегматитов, экстремально обогащенных цирконием. В целом, такая специфика характерна для “древних” габбро, возраст которых превосходит 380 млн лет (Ферштатер, 2015). Совокупность полученных результатов с учетом формирования платиноносного пояса в островодужных условиях (Иванов, 1998; Иванов, 2015) позволяет также предполагать, что генерация расплавов для разных серий габбро была связана с различной степенью плавления мантийного клина в палеозоне субдукции, что согласуется с выводами Г.Б. Ферштатера (2013).

Рис. 11.

Положение фигуративных точек анализов исследованных пород на дискриминационных диаграммах для мафитов (а) по (Meshide, 1986) и гранитоидов (б) по (Pearce et al., 1984). Поля: A-I – внутриплитные щелочные базальты, A-II – внутриплитные толеиты, B – E-тип MORB, C – базальты океанических дуг, D – N-тип MORB и IAB – базальты островных дуг, VAG – граниты вулканических дуг, syn-COLG – синколлизионные граниты, WPG – внутриплитные граниты, ORG – граниты океанических хребтов, пунктирная линия – граница ORG для аномальных рифтов. Породы из даек Каменушенского массива: 1 – среднезернистый горнблендит: 2 – амфиболовое габбро, 3 – гранитный пегматит, 4 – среднезернистый плагиогранит. В скобках указаны номера проб.

Граниты, слагающие дайковые тела в дунитах Каменушенского массива, по геохимическим признакам отвечают анатектическим гранитам, описанным в пределах Черноисточинского массива (Ферштатер, 2013). Их геохимические особенности полностью соответствуют гранитам, сформированным в островодужных условиях (рис. 11б). Таким образом, возникновение гранитов, слагающих дайки в дунитах Каменушенского массива, обусловлено процессами частичного плавления уже сформированных ранее габброидов, залегающих в надсубдукционной зоне. Совокупность этих процессов может рассматриваться как смена преимущественно мантийного магматизма на мантийно-коровый, произошедшая 380–385 млн лет назад (Ферштатер, 2015).

Для надежной интерпретации данных геохимических исследований целесообразно обратиться к результатам U-Pb датирования цирконов из пород, слагающих дайки в пределах дунитового “ядра” Каменушенского массива. При этом, необходимо подчеркнуть, что по результатам минералогических исследований цирконы, извлеченные из габбро-пегматитов, горнблендитов и плагиогранитов, несут признаки магматического происхождения, срастаются с породообразующими минералами и не производят впечатления ксеногенных захваченных цирконов, обнаруженных в габбро Платиноносного пояса при исследованиях Волковского габбрового массива (Аникина и др., 2017). В пользу метаморфического происхождения цирконов в габбро-пегматитах и горнблдендитах могут указывать очень грубая секториальность и зональность, а также редкие включения эпидота и хлорита. Однако, высокие Th/U отношения надежно указывают на магматическую природу цирконов. Совокупность минералогических наблюдений и данных об относительном возрасте дайковых пород позволяет считать полученные результаты U-Pb датирования цирконов достаточно достоверными.

Возрастные характеристики пород, слагающих дунит-клинопироксенит-габбровые комплексы, по-прежнему являются предметом широкого обсуждения. Наиболее дискуссионным остается вопрос времени формирования дунитов. Первые изотопные данные о возрастных характеристиках ультрамафитов получены при изучении цирконов из дунитов Юдинского тела, входящего в состав Кытлымского плутона (Bea et al., 2001). При этом, полученные возраста охватывают широкий диапазон – от архея до верхнего палеозоя. Дальнейшие попытки (Малич и др., 2009) датирования цирконов из дунитов не позволили прийти к единому мнению о времени формирования ультрамафической части дунит-клинопироксенит-габбровой серии. Изучение магматических пород Кытлымского массива (Попов, Беляцкий, 2005) позволило прийти к выводу о временной разобщенности более древних низкощелочных пород дунит-клинопироксенит-тылаитовой ассоциации и силурийских габбро. Однако, если возраст начала формирования интрузивов дунит-клинопироксенит-габбровой формации остается предметом дискуссии, то время завершения развития магматитов этой формации возможно установить с высокой степенью достоверности.

По разным литературным источникам возраст окончания формирования пород ультрамафит-мафитовой серии на основании исследования дайкового комплекса Светлоборского (Иванов, Калеганов, 1993) и Кытлымского (Пушкарев, Ронкин, 2014; Пушкарев и др., 2018) массивов может быть оценен как позднесилурийский–раннедевонский. Результаты наших исследований согласуются с данными предшественников. Однако, важно подчеркнуть, что по результатам исследования пород дайкового комплекса в дунитовом ядре Каменушенского массива, позднесилурийский возраст характерен как для габбро-пегматитов, являющихся дифференциатами магматитов дунит-клинопироксенит-габбровой серии, так и для горнблендитов – дифференциатов, собственно габбровой серии. Для последних был получен возраст 421 ± 2.4 млн лет, что близко к времени кристаллизации остаточного расплава, формирующегося при становлении габброноритовых интрузивов габбровой формации (Bosch et al., 2006). Именно этот возраст принят как время формирования габбрового (габброноритового) комплекса в составе Платиноносного пояса Урала (Аникина и др., 2017). Таким образом, время окончания формирования дунит-клинопироксенит-габбровой серии и время активного развития магматитов собственно габбровой серии укладывается во временной промежуток от 423.4 до 413.5 млн лет.

Анатектические граниты, слагающие дайки в дунитах Каменушенского массива, по данным датирования цирконов, обладают возрастом 384 ± ± 0.5 млн лет. Такие возрасты не характерны для магматитов Платиноносного пояса Урала. Установлено, что габброиды габбровой серии ППУ комагматичны толщам Тагильской вулканогенной зоны (Ферштатер, 2013), при этом, этапы магматической активности Платиноносного пояса и Тагильской вулканогенной зоны практически совпадают (Ферштатер, 2013), и в пределах Тагильской вулканической дуги окончание интрузивного магматизма связано с внедрением магматитов габбро-диорит-гранитового Ауэрбаховского комплекса (Краснобаев, Ферштатер, 2013). Для них установлен возраст 400–405 млн лет (Ферштатер, 2013). Более древний возраст присущ гранитам и другим породам лейкогаббро-анортозит-плагиогранитовой серии, связанной с частичным плавлением сформированных ранее габброидов. Их формирование укладывается во временной промежуток от 425 до 415 млн лет (Ферштатер, 2013). Таким образом, процессы частичного плавления габбро и формирования анатектических гранитов в пределах Платиноносного пояса не закончились 415 млн лет, как предполагаюсь ранее, а продолжались на всем протяжении становления Тагильской вулканической зоны и сопровождали процесс перехода от известково-щелочного островодужного магматизма к толеитовому базальтовому магматизму в условиях задугового спрединга, завершившегося формированием рифтогенных мелкозернистых амфиболитовых габбро около 350 млн лет назад (Ферштатер, 2013). Однако, необходимо подчеркнуть, что цирконы из гранитов по особенностям своего строения и состава и, в частности, вследствие крайне высоких содержаний урана и низкого уран-ториевого отношения, могут иметь метасоматическую природу (Zircon, 2003). Обогащение цирконов из гранитов ураном может быть связано с влиянием накопленного в ходе дифференциации расплавов остаточного флюида или перераспределением вещества в результате процессов регионального или контактового метаморфизма. Закономерности строения тел гранитов в дунитах и их петрохимические и петрографические особенности (метасоматические преобразования не выявлены), а также история геологического развития региона исключают возможность проявления значительных процессов преобразования гранитов, которые могли бы нарушить U-Pb систему в цирконах.

ВЫВОДЫ

Геологические взаимоотношения даек, распространенных в интрузивных образованиях зональных дунит-клинопироксенит-габбровых комплексов, а также их относительный и абсолютный возрасты, являются важным источником информации для реконструкции магматических процессов в пределах Платиноносного пояса Урала и могут найти применение в моделировании становления корневых частей островодужных систем. Важно подчеркнуть, что распространение всех разновидностей пород в дайках от верлитов до плагиогранитов в пределах одного массива, а тем более их взаимное пересечение, является огромной редкостью. Однако одним из объектов, где многочисленные разнообразные по петрографическому составу дайки пересекают друг друга и их относительные возрастные взаимоотношения не вызывают сомнений, является Каменушенский массив, где и были проведены наши исследования. В результате установлено, что дайки, залегающие в пределах дунитового “ядра” Каменушенского дунит-клинопироксенит-габбрового массива, имеют широкий диапазон возрастов, характеризующих разные этапы развития интрузивного магматизма Платиноносного пояса Урала и Тагильской вулканической зоны.

Габбро-пегматиты – это наиболее поздние дифференциаты дунит-клинопироксенит-габбровой серии, и возраст их формирования 418 ± ± 4.5 млн лет является как возрастом завершения формирования магматитов этой серии, так и временем завершения ультраосновного магматизма в пределах Платиноносного пояса Урала.

Горнблендиты, характеризующиеся секущим положением по отношению к габбро-пегматитам, были сформированы 421 ± 2.4 млн лет назад. По своим возрастным и геохимическим признакам они отвечают габбровой серии, последовательно сменяющей магматиты дунит-клинопироксенит-габбровой серии в Переделах Платиноносного пояса Урала.

Время формирования гранитов, имеющих секущее положение по отношению ко всем дайковым породам, выявленным в дунитах Каменушенского массива, составляет 384 ± 0.5 млн лет. Геохимические особенности исследованных гранитов по многим показателям соответствуют гранитам Черноисточинского массива, имеющим анатектическую природу. Однако, по времени образования граниты, слагающие дайки в дунитах Каменушенского массива, существенно моложе как ранее известных гранитов, относящихся к лейкогаббро-анортозит-плагиогранитной серии ППУ, так и магматитов ауэрбаховского габбро-диорит-гранитового комплекса, завершающего процессы интрузивного магматизма в пределах тагильской вулканической зоны. Таким образом, время проявления гранитоидного магматизма, связанного с процессами анатектического плавления габброидов, может быть расширено до верхнего предела в 384 млн лет, что свидетельствует о проявлении интрузивного магматизма в пределах ППУ, сопровождающего переход от известково-щелочных серий к толеитовой, завершившейся формированием рифтогенных мелкозернистых амфиболитовых габбро около 350 млн лет (Ферштатер, 2013).

Авторы рукописи выражают глубокую признательность Е.В. Пушкареву за замечания, позволившие в значительной мере улучшить текст рукописи статьи.