Первая U-Pb (SHRIMP-II) датировка гранитоидов Рефтинского массива (Восточная зона Среднего Урала)

Полный текст

Введение

Расположенный в пределах восточной окраины Среднего Урала Рефтинский габбро-гранитоидный массив является одним из наиболее крупных интрузивных тел этого состава на Урале. В его составе резко преобладают габбро, диориты и плагиоклазовые гранитоиды рефтинского комплекса, кроме того, в значительном количестве присутствуют породы офиолитовой ассоциации (рис. 1). В западной части массива кварцевые диориты и тоналиты рефтинского комплекса прорваны небольшими по размеру плутонами, сложенными калиево-натриевыми гранитоидами. Наряду с ними в некоторых телах присутствуют петрографические разновидности основного и среднего составов. Изотопными методами установлено, что возраст пород рефтинского комплекса раннесилурийский [1]. Надежной информации о возрасте прорывающих их тел до настоящего времени нет. Геологические наблюдения, позволяющие оценить возраст таких тел, отсутствуют, а изотопно-геохронологические данные ограничиваются единичными анализами, полученными недостаточно точными K-Ar и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb методами. В работе Г.Б. Ферштатера с соавторами [2] говорится о наличии датировки 405 ± 8 млн лет, полученной ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb методом (метод Кобера, Университет г. Гранады, Испания) по циркону из гранодиорита одного из таких тел (Южно-Хомутинская интрузия, юго-западная часть Рефтинского массива), но сами результаты датирования не приводятся. В объяснительной записке к Геологической карте масштаба 1:200 000 последней редакции [3] имеется ссылка на полученные ранее раннекаменноугольные K-Ar датировки по валовым пробам плагиогранитоидов рефтинского комплекса из экзоконтактовой зоны Хомутинской габбро-гранитоидной интрузии (юго-западная часть Рефтинского массива). По мнению авторов записки, эти возрасты являются результатом термального воздействия интрузии и, следовательно, отражают время ее внедрения. В соответствии с приведенными данными часть таких тел в этой работе отнесена к раннекаменноугольному некрасовскому габбро-диорит-гранитовому комплексу, а другая часть – к ранне-среднедевонскому алтынайскому диорит-плагиогранитовому комплексу. В настоящей работе приводятся первые надежные изотопно-геохронологические данные, полученные U-Pb методом (SHRIMP-II, ВСЕГЕИ), по цирконам из лейкогранитов одного из таких тел – Пещернинского штока, прорывающего тоналиты рефтинского комплекса в северо-западной части массива.

 

Рисунок 1. Геологическая карта Рефтинского массива (по [3] с уточнениями авторов). Условные обозначения: 1 – осадочные породы палеогенового возраста (₽_1-3,); 2 – мелового возраста (K_1-2); 3 – раннекаменноугольного возраста (С₁); 4 – девонские вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи (D_1-3); 5 – вулканогенные толщи ордовикского возраста (_βλO₃); 6 – риолиты пермского урукульско-покровского гипабиссального риолит-трахириолитового комплекса (P₁); 7 – гранитоиды каменского гранит-гранодиоритового комплекса (_γС_2-3); 8–10 – плутонические породы некрасовского комплекса: 8 – гранитоиды (_γС₁), 9 – диориты (_δС₁), 10 – габбро (_νС₁); 11–13 – девонские интрузии: 11 – гранитоиды (_γD₂), 12 – диориты (_δD₁), 13 – габбро (_νD₁); 14–16 – рефтинский комплекс: 14 – плагиограниты (_ργS₂), 15 – кварцевые диориты и тоналиты (_qδS₁), 16 – габбро (_νS₁); 17 – породы офиолитовой ассоциации, алапаевский дунит-гарцбургит-габбровый комплекс (V).

 

Геологическое строение района

Рефтинский габбро-гранитоидный массив расположен в пределах среднеуральского сегмента Восточной зоны, которая представляет собой полосу палеозойских вулканогенных, вулканогенно-осадочных и осадочных толщ, а также комагматичных вулканитам интрузивных тел, протягивающуюся параллельно главной вулканогенной зоне Среднего Урала – Тагильской – на расстоянии 80–100 км к востоку [4]. С запада эта зона ограничена крупным разрывным нарушением левосдвигового характера – Баженовской шовной зоной [5, 6], в восточном направлении погружается под чехол Западно-Сибирской плиты. Обрамление массива представлено широким спектром преимущественно вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ палеозойского возраста. Контакты с ними большею частью тектонические, но были описаны и рвущие взаимоотношения плагиоклазовых гранитоидов с ультраосновными породами Баженовского массива [7, 8].

Массив состоит из нескольких тектонических блоков (см. рис. 1). Преобладающим типом пород являются плагиоклазовые гранитоиды: кварцевые диориты, тоналиты и плагиограниты (трондьемиты), включенные на карты масштаба 1:200 000 и 1:1 000 000 [3, 9] в состав рефтинского плутонического комплекса, хотя, по мнению авторов настоящей публикации, плагиограниты (трондьемиты) следует отнести к выделенному на смежной к югу площади аверинскому диорит-трондьемитовому комплексу, породам которого они полностью идентичны по петро- и геохимическим особенностям [10, 11]. Плагиоклазовые гранитоиды слагают блок размером 60×15 км в западной части массива, на долю которого приходится более половины его площади. Роговообманковые габбро и диориты рефтинского комплекса образуют два относительно небольших по размеру блока (2×15 и 8×25 км), вытянутых вдоль восточного края массива. От сложенного гранитоидами блока они отделены субмеридиональной полосой пород офиолитовой ассоциации (комплексом параллельных долеритовых даек и габброидами расслоенной части офиолитового разреза). Гранитоидные и габбро-гранитоидные тела, прорывающие плагиоклазовые гранитоиды силурийского возраста, протягиваются в виде цепочки, вытянутой в субмеридиональном направлении вблизи западной границы Рефтинского массива. Размер этих тел на современном эрозионном срезе варьирует от сотен метров до 5–6 км, форма – от субизометричной до неправильной. Значительная часть таких тел, по всей вероятности, соединяется на глубине, образуя достаточно крупные плутоны. Контакты рассматриваемых тел с вмещающими тоналитами резкие, рвущие, с хорошо выраженными зонами закалки, кварц-полевошпатовыми роговиками и роговиковоподобными породами, местами с мощными ореолами метасоматических изменений.

Более детальная характеристика Рефтинского массива дана в работах [1, 12–15].

Для проведения изотопно-геохронологических исследований, результаты которых изложены в настоящей работе, был выбран относительно небольшой по размерам шток, расположенный в северо-западной части Рефтинского массива (устье р. Пещерной). Выбор Пещернинского штока обусловлен тем, что в отличие от большинства интрузивных тел рассматриваемого типа он расположен за пределами зоны наиболее интенсивных метаморфических преобразований, связанных с Баженовской сутурой, что исключает или, по крайней мере, минимизирует возможность влияния этих процессов на результаты датирования.

Краткая характеристика Пещернинского штока

Гранитоидная интрузия (Пещернинский шток) расположена в районе впадения р. Пещерной в Рефтинское водохранилище. На современном эрозионном срезе она имеет неправильную форму и небольшие (около 2.5 км в поперечнике) размеры (см. рис. 1). Однако ввиду того, что на незначительном удалении к востоку от нее расположено еще одно аналогичное по составу гранитное тело, есть все основания предполагать, что на глубине они сливаются, образуя достаточно крупный массив. Выходы гранитоидов Пещернинского штока наблюдаются по обоим берегам р. Пещерной на протяжении около 200 м от ее устья.

Слагающие Пещернинский шток породы является однородными по составу лейкогранитами, содержащими маломощные (до нескольких десятков сантиметров) жилы аплитов. Лейкограниты представляют собой массивные полнокристаллические породы белого, желтого или светло-бежевого цвета. По размеру зерен они варьируют от мелко- до среднезернистых. Главными породообразующими минералами являются кварц (40–45 %), олигоклаз (30–35), ортоклаз (12–18) и биотит (~4 %). Акцессорные минералы – магнетит, ильменит, апатит, циркон, монацит, ксенотим; вторичные (~1 %) – титанит, рутил, серицит, хлорит, эпидот. Лейкограниты характеризуются гранобластовой структурой с плохо сохранившимися реликтами гипидиоморфнозернистой гранитовой, размер зерен варьирует от 0.2 до 2.2 мм. Ненарушенная первичная структура гранитов не наблюдалась. Аплиты по минеральному и химическому составам близки лейкогранитам, отличаясь более мелкозернистой структурой (размер зерен – менее 0.5 мм), незначительно повышенным содержанием кремнезема и пониженной фемичностью. Метаморфические изменения заключаются в интенсивном катаклазе пород, обусловившем потерю первичных магматических структур, и слабо проявленных зеленокаменных преобразованиях.

Химический состав пород Пещернинского штока приведен в табл. 1. Гранитоиды представляют собой нормальнощелочные породы (рис. 2): величина суммы щелочей (Na₂O+К₂O) в них колеблется от 6.69 до 7.79 мас. %. Лейкограниты характеризуются натриевым типом щелочности (Na₂O/К₂O=1.2–1.7), аплит – калиево-натриевым типом (Na₂O/К₂O=0.9) [17]. Положение точек пород Пещернинского штока на диаграмме AFM [18] указывает на их принадлежность известково-щелочной серии (рис. 3, а). По классификации А. Печерилла и С.Р. Тейлора [19] лейкограниты Пещернинского штока соответствуют породам умереннокалиевой, а аплит – высококалиевой известково-щелочной серии (рис. 3, б).

 

Таблица 1

Химический состав пород Пещернинского штока, мас. %

Table 1

Chemical composition of rocks of the Peshcherninsky stock, wt. %

Оксиды	ХОМ-24	ХОМ-23	ХОМ-26	ХОМ-25
SiO2	76.4	77.7	78.0	79.0
TiO2	0.18	0.14	0.12	0.09
Al2O3	12.6	12.3	12.1	12.0
Fe2O3	1.09	0.40	0.34	0.12
FeO	0.40	0.40	0.40	0.40
MnO	0.04	0.03	0.03	0.01
MgO	0.24	0.11	0.08	0.00
CaO	1.67	0.89	0.78	0.40
Na2O	4.22	4.35	4.23	3.63
K2O	2.47	3.18	3.56	4.26
P2O5	0.02	0.01	0.01	0.01
П.п.п.	0.54	0.44	0.34	0.34
Сумма	100.00	100.01	100.00	100.02

Примечание. ХОМ-24, ХОМ-23, ХОМ-26 – лейкограниты; ХОМ-25 – аплит.

Note. HOM-24, HOM-23, HOM-26 – leucogranites; HOM-25 – aplite.

 

Рисунок 2. Положение гранитоидов Хомутинского, Южно-Хомутинского массивов, Пещернинского штока на классификационной диаграмме K₂O+Na₂O-SiO₂ (TAS) [16]. Условные обозначения: 1 – породы Хомутинского массива, 2 – породы Южно-Хомутинского, 3 – породы Пещернинского штока.

 

Рисунок 3. Положение гранитоидов Пещернинского штока (отмечены фигуративными точками) на классификационных диаграммах: а – диаграмма AFM [18] для разделения пород толеитовой и известково-щелочной серий; б – диаграмма А. Печерилла и С.Р. Тейлора [19] для разделения пород по содержанию калия.

 

Содержания элементов-примесей Пещернинского штока показаны в табл. 2, характер их распределения иллюстрируют рис. 4 и 5. Общее количество редкоземельных элементов варьирует в лейкогранитах от 64.19 до 72.66 г/т и понижается в аплите до 21.68 г/т. Графики распределения РЗЭ (рис. 4) во всех породах Пещернинского штока характеризуются преобладанием легких элементов спектра над тяжелыми (отношение La_n/Yb_n имеет величину 13,63–17.42 в лейкогранитах и 2.15 – в гранитах) и наличием хорошо выраженной отрицательной европиевой аномалии (величина Eu/Eu* равна 0.57–0.61 в лейкогранитах и 0.22 – в аплите).

 

Таблица 2

Микроэлементный состав гранитоидов Хомутинского массива и Пещернинского штока, г/т

Table 2

Trace element composition of granitoids of the Khomutinsky massif and the Peshcherninsky stock, ppm

Образец	ХОМ-19	ХОМ-17-1	ХОМ-24	ХОМ-23	ХОМ-26	ХОМ-25
1	2	3	4	5	6	7
№	1	2	3	4	5	6
Li	0.8	2.0	5.0	4.0	4.0	0.9
Be	1.10	0.38	0.60	0.44	0.90	0.60
Sc	11.0	3.4	6.0	4.4	5.0	4.0
Ti	1200	600	1000	700	800	400
V	5.0	0.9	17.0	7.0	6.0	1.9
Cr	1.8	1.0	1.0	0.9	16.0	0.9
Mn	130	130	360	230	250	90
Co	0.60	0.3	1.70	0.80	0.90	0.31
Ni	1.7	1.4	1.7	1.4	12.0	1.5
Cu	7.0	6.0	2.9	2.6	35.0	3.0
Zn	22	19	13	9	18	9
Ga	18	11	13	12	12	11
Ge	1.5	1.4	1.8	1.8	2.0	2.4
As	0.78	0.06	0.32	0.28	0.36	0.17
Se	0.56	0.31	0.46	0.42	0.44	0.41
Rb	20	7	50	67	67	69
Sr	140	180	230	140	150	100
Y	14	7	15	10	11	13
Zr	180	56	92	97	110	110
Nb	19	5	5.9	7.0	8.0	7.0
Mo	0.70	0.16	0.17	0.31	0.25	1.80
Ag	0.25	0.05	0.06	0.07	0.09	0.07
Cd	0.13	0.06	0.07	0.07	0.08	0.09
Sn	0.9	0.7	0.70	0.70	0.70	0.34
Sb	0.05	0.02	0.03	0.03	0.04	0.02
1	2	3	4	5	6	7
Te	0.06	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Cs	0.03	0.03	0.18	0.31	0.29	0.09
Ba	270	330	700	800	800	160
La	7	7	19	17	14	3
Ce	17	15	35	33	29	8
Pr	2.2	1.9	3.7	3.4	3.1	1.0
Nd	9.0	7.0	13.0	12.0	11.0	3.8
Sm	1.8	1.5	2.1	2.1	1.9	1.1
Eu	0.30	0.26	0.42	0.37	0.37	0.08
Gd	2.0	1.3	2.1	1.9	1.8	1.1
Tb	0.30	0.15	0.22	0.19	0.19	0.17
Dy	1.9	0.9	1.3	1.0	1.1	1.1
Ho	0.40	0.18	0.26	0.19	0.20	0.23
Er	1.3	0.6	0.8	0.6	0.6	0.8
Tm	0.20	0.09	0.13	0.09	0.10	0.13
Yb	1.4	0.7	1.0	0.7	0.7	1.0
Lu	0.22	0.12	0.16	0.12	0.13	0.17
Hf	2.3	1.2	1.6	1.7	1.9	2.4
Ta	0.70	0.16	0.25	0.25	0.33	0.26
W	0.10	0.10	0.05	0.21	0.17	0.06
Tl	0.17	0.06	0.14	0.18	0.20	0.18
Pb	9	10	8	11	11	12
Th	3.3	3.9	9.0	10.5	10.0	7.0
U	0.41	0.49	2.1	1.8	2.5	2.9
Eu/Eu*	0.48	0.57	0.61	0.57	0.61	0.22
Lan/Ybn	3.58	7.17	13.63	17.42	14.35	2.15
Σ REE	45.02	36.70	79.19	72.66	64.19	21.68

Примечание. ХОМ-19 – гранит Хомутинского массива, ХОМ-17-1 – лейкогранит Хомутинского массива; ХОМ-23, ХОМ-24, ХОМ-26 – лейкограниты Пещернинского штока; ХОМ-25 – аплит Пещернинского штока.

Note. HOM-19 - granite of the Khomutinsky massif; HOM-17-1 - leucogranite of the Khomutinsky massif; HOM-23, HOM-24, HOM-26 – leucogranites of the Peshcherninsky stock; HOM-25 – aplite of the Peshcherninsky stock.

 

Рисунок 4. Нормированное по хондриту [20] распределение редкоземельных элементов в гранитоидах Хомутинского массива и Пещернинского штока, сравнение с гранитами островных дуг (IAG) [28]. Условные обозначения: 1 – граниты Хомутинского массива; 2 – лейкограниты Пещернинского штока; 3 – аплит Пещернинского штока.

 

Рисунок 5. Нормированное по хондриту [21] распределение редких и рассеянных элементов в гранитоидах Хомутинского массива и Пещернинского штока, сравнение с гранитами островных дуг (IAG) [28]. Условные обозначения: см. рис. 4.

 

Мультикомпонентные спайдер-диаграммы гранитоидов Пещернинского штока (рис. 5) характеризуются отчетливыми минимумами высокозарядных элементов Nb, Ta и Ti при положительной аномалии K и Zr. График распределения элементов в аплите показывает заметно пониженное по сравнению с лейкогранитами содержание Ba, Sr и легких лантаноидов.

Материал и методы

Для проведения изотопно-геохронологических исследований из коренного выхода типичного для датируемой интрузии лейкогранита на правом берегу р. Пещерной, в непосредственной близости от ее устья, была отобрана проба ХОМ-24. Координаты точки отбора – 57°07,069′ с.ш., 61°36,286′ в.д. Выделение циркона проводилось с использованием обычного набора методов, включающего дробление пробы, промывку издробленного материала в воде до серого шлиха, магнитную сепарацию, разделение в тяжелых жидкостях и ручной отбор зерен циркона под бинокулярным микроскопом. При выборе точек для датирования использовались оптические и катодолюминесцентные изображения зерен. Анализ U-Pb изотопной системы цирконов выполнялся на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II (Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ) по стандартной методике [22, 23].

Результаты и их обсуждение

Все наблюдавшиеся в изученной пробе лейкогранита зерна циркона представляют собой идиоморфные короткопризматические кристаллы, имеющие огранку в виде тетрагональной призмы {100} с развитыми гранями двух дипирамид по {111} и {331} (рис. 6). Как правило, они бледно-желтой окраски, в виде исключения встречаются также бесцветные зерна. Размер варьирует от 100 до 450 мкм по длинной оси и от 50 до 200 мкм в поперечнике. Коэффициент удлинения зерен практически постоянен – 2–2,5.

Катодолюминесцентные снимки демонстрируют отчетливо выраженное ритмично-зональное строение зерен. Некоторые из них имеют черную незональную кайму. Измерения изотопного состава преимущественно выполнены в центральных частях кристаллов, в некоторых зернах дополнительно проведены замеры и во внешних зонах.

 

Рисунок 6. Катодолюминесцентное изображение зерен циркона из лейкогранита пробы ХОМ-24. Кружками показано местоположение точек замеров, цифры соответствуют номерам анализов в табл. 3.

 

Результаты изучения U-Pb изотопной системы цирконов приведены в табл. 3. На изотопной диаграмме ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U (рис. 7), построенной по этим данным, семь из 10 проанализированных точек образуют компактную группу, среднее значение конкордантного возраста по которой составляет 396±3 млн лет при СКВО=0.49 и вероятности конкордантности 0.48. Очевидно, что этот возраст может рассматриваться как время образования породы. Для двух точек (1.1 и 3.1) получены более молодые, по сравнению с преобладающей частью циркона, возрасты (приблизительно на 20 млн лет). Скорее всего, они объясняются нарушением U-Pb изотопной системы циркона. Наиболее молодое значение возраста – около 174 млн лет (точка измерения – 4.2) – получено по циркону поздней генерации, который нарастает на зерно циркона главной возрастной группы (рис. 6). От циркона, преобладающего в изученной пробе, этот циркон отличается отсутствием зональности, а также значительно повышенным содержанием Pb, U и Th (табл. 3).

 

Рисунок 7. Изотопная U–Pb диаграмма с конкордией, построенная по результатам микрозондового изучения цирконов из лейкогранита Пещернинского штока (проба ХОМ-24). На конкордии отображены эллипсы с номерами замеренных точек в соответствии с табл. 3.

 

Таблица 3

Данные изотопного U-Pb анализа цирконов Пещернинского штока

Table 3

Data of the U-Pb isotopic analysis of zircons from the Peshcherninsky stock

Номера точек измерений	206Pbc, %	U, ppm	Th, ppm	232Th/ 238U	206Pb*, ppm	206Pb/238U Age, (1)	Total 238U/206Pb	±٪	Total 207Pb/206Pb	±٪	(1)238U/ 206Pb*	±٪	(1)207Pb* /206Pb*	±٪
Xom 24-4.2	12.62	3575	2032	0.59	95.9	173.6 ± 2.0	32.01	1.0	0.1469	1.6	36.64	1.1	0.0458	10.0
Xom 24-1.1	0.41	974	646	0.68	50.1	373.2 ± 4,0	16.71	1.1	0.0579	1.3	16.78	1.1	0.0546	2.1
Xom 24-3.1	0.24	738	343	0.48	38.3	377.4 ± 4.1	16.55	1.1	0.0564	1.5	16.59	1.1	0.0545	2.1
Xom 24-7.2	0.00	1383	421	0.31	73.5	386.8 ± 4.0	16.17	1.1	0.0544	1.1	16.17	1.1	0.0544	1.1
Xom 24-3.2	0.00	1031	470	0.47	55.3	390.6 ± 4.0	16.01	1.1	0.0542	1.2	16.01	1.1	0.0542	1.2
Xom 24-2.1	0.00	379	111	0.30	20.4	392.5 ± 4.4	15.93	1.2	0.0546	2.1	15.93	1.2	0.0546	2.1
Xom 24-6.1	0.00	450	153	0.35	24.4	394.5 ± 4.4	15.85	1.1	0.0545	2.0	15.85	1.1	0.0545	2.0
Xom 24-5.1	0.00	341	83	0.25	18.7	399.1 ± 4.7	15.66	1.2	0.0546	2.2	15.66	1.2	0.0546	2.2
Xom 24-4.1	0.00	179	51	0.29	10.0	405.9 ± 5.1	15.39	1.3	0.0540	3.1	15.39	1.3	0.0540	3.1
Xom 24-7.1	0.00	285	81	0.29	16.0	408.8 ± 5.0	15.28	1.3	0.0545	2.4	15.28	1.3	0.0545	2.4

Примечания. # – U-Pb SRIMP-II данные, исключенные из соответствующих возрастных расчетов; погрешности ±1σ; Pbc и Pb* – обычный и радиогенный свинец соответственно; (1) – обычный Pb, скорректированный с использованием измеренного ²⁰⁴Pb; D – дискордантность; Rho – коэффициент корреляции. В качестве эталона использовались стандарты Temora и 91 500 [24–26], для которых по усредненным отношениям ²⁰⁶Pb/²³⁸U были получены 416.26±8.06 млн лет, СКВО=1.4, n=47, 1059±21 млн лет, СКВО=1.8, n=53 соответственно.

Note. # – U-Pb SRIMP-II data excluded from the corresponding age calculations; errors ±1σ; Pbc and Pb* denote common and radiogenic lead, respectively; (1) conventional Pb corrected using measured ²⁰⁴Pb; D – discordance; Rho – correlation coefficient. The Temora and 91500 standards were used as a reference [24, 25, 26]. According to the average ²⁰⁶Pb/²³⁸U ratios, we obtained 416.26±8.06 Ma, MSWD=1.4, n=47 and 1059±21 Ma, MSWD=1.8, n=53 for the Temora and 91500 standards, respectively.

 

Многочисленные мелкие гранитоидные и габбро-гранитоидные интрузии западной части Рефтинского массива, к числу которых относится датированный гранитный шток, имеют одинаковое геолого-структурное положение [27]. Они прорывают зеленокаменно измененные и в разной степени деформированные плагиоклазовые гранитоиды силурийского возраста, образуя цепочку, вытянутую в субмеридиональном направлении в западной части Рефтинского массива (см. рис. 1). Гранитоиды всех этих тел обладают общими особенностями состава: представляют собой породы с нормальным или слабо повышенным содержанием щелочей при незначительном преобладании натрия над калием и обратным их соотношением в наиболее кислых петрографических разновидностях. Это демонстрирует рис. 2, на котором наряду с фигуративными точками пород Пещернинского штока показано положение точек гранитоидов Хомутинского и Южно-Хомутинского массивов, расположенных в южной части этой полосы. Однотипным является также поведение редких и рассеянных элементов в гранитоидах рассматриваемых интрузий. На рис. 4 показан характер распределения редкоземельных элементов в лейкогранитах Пещернинского штока и Хомутинского габбро-гранитного массива. Лейкограниты этих интрузивных тел обладают общими особенностями состава РЗЭ: легкие элементы спектра преобладают над тяжелыми, наблюдается отчетливо выраженная отрицательная Eu аномалия. Спайдер-диаграммы распределения редких и рассеянных элементов данных пород характеризуются наличием максимумов по K и Zr и минимумов по Nb, Ta и Ti (см. рис. 5). По характеру распределения и содержанию большинства элементов изученные гранитоиды близки к островодужным гранитам (IAG), описанным С.Н. Рудневым с соавторами [28]. Это позволяет считать, что формирование рассматриваемых интрузивных тел является результатом единого эпизода магматизма, и полученный для лейкогранитов Пещернинского штока возраст 396 ± 3 млн лет, соответствующий второй половине эмсского века, отражает время формирования всех этих образований.

Интрузивные породы, близкие по составу и времени формирования рассматриваемым в настоящей публикации, достаточно широко распространены в пределах территории Восточной зоны Среднего Урала. Для кварцевых диоритов Алтынайского массива U-Pb-SIMS методом получены две близкие по величине датировки – 405.9 ± 3.8 млн лет и 405.7 ± 2.5 млн лет, а для гранитов Артемовского массива – возраст 404.2 ± 2.4 млн лет [29]. Возраст гранитов Брусянского массива, по результатам U-Pb LA-ICP-MS датирования, составляет 386.9 ± 3.3 млн лет [3]. Перечисленные данные указывают на наличие в восточной части Среднего Урала достаточно продолжительного эпизода интрузивного магматизма, охватывавшего промежуток времени от 406 до 387 млн лет назад, т. е. с конца эмсского века до начала живетского. Фиксируемый эпизод интрузивного магматизма соответствует времени существования на Среднем Урале девонской островной дуги. Возрастные рамки этого этапа развития – со второй половины эмса до начала франского века включительно – были надежно установлены на основе биостратиграфического датирования островодужных вулканогенно-осадочных толщ [30]. Это согласуется с полученными ранее данными о том, что по геохимическим особенностям породы рассматриваемых в настоящей работе интрузивных тел близки аналогичным петрографическим разновидностям (см. рис. 2, 4, 5), формировавшимся в островодужной обстановке [27].

Об авторах

Дмитрий Дмитриевич Коровин

Институт геологии и геохимии имени академика А.Н. Заварицкого УрО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: korovin@igg.urun.ru

аспирант

Россия, г. Екатеринбург

Владимир Николаевич Смирнов

Институт геологии и геохимии имени академика А.Н. Заварицкого УрО РАН

Email: smirnov@igg.urun.ru
Scopus Author ID: 7403516946

кандидат геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник

Россия, г. Екатеринбург

Список литературы

Дополнительные файлы