15.6. Позднеордовикские и позднесилурийские интрузивные образования

Ревдинского массива^

Полиформационный Ревдинский массив, самый южный в Платиноносном поясе Урала (ППУ), сложен различными комплексами: позднеордовикскими качканарским дунит-верлит-клинопироксенитовым (10%), тагило-кытлымским габбровым (большая часть массива) и позднесилурийским верхнетагильским габбро-диоритовым (5%), с многочисленными останцами кровли – ороговикованными породами мариинской свиты.

Ревдинский массив расположен на стыке четырех листов м-ба 1:200000 международной разграфки. В пределах изученной территории находится его большая восточная часть. С запада (на площади листа О-40-ХХХVI) массив ограничен надвигом с мощной зоной милонитов, а на востоке ограничен Ревдинским разломом. Судя по данным грави- и сейсморазведки, массив-бескорневой и находится в аллохтонном залегании. В непосредственном его обрамлении и в провесах кровли развиты ороговикованные и габброизированные эффузивы основного состава мариинской свиты (О₃mr). Это труднодиагностируемые роговиковоподобные породы, варьирующие по составу от метабазитов, метадолеритов, кытлымитов, амфиболитов до полосчато-пятнистых габброидов метасоматической природы. Постепенные переходы к ним от менее метаморфизованных и метасоматически измененных пород мариинской свиты можно наблюдать во многих коренных выходах внутри массива.

Массиву соответствует гравитационный максимум в 65 мГал, а непосредственно к востоку от него наблюдается гравитационная ступень.

Магнитное поле имеет интенсивность в среднем –200+200 НТл, магнитные аномалии амплитудой до 1500 нТл обусловлены телами ультрабазитов и габброидов, а отсутствие аномалий характерно для полей развития роговиков.

По геофизическим данным массив представляет собой линзовидную пластину с вертикальной мощностью до 6 км, с восточным падением под углами 40-70⁰.

Качканарский дунит-верлит-клинопироксенитовый комплекс (O₃k) представлен дунитами, верлитами, клинопироксенитами. Комплекс слагает концентрически-зональные тела с дунитовыми ядрами или более мелкие, где преобладают клинопироксениты при подчиненной роли верлитов.

Примером зонально-концентрического массива является Омутнинский (южная часть Ревдинского). Массив имеет овальную форму; размеры 6х2 км. Располагается в поле роговиковоподобных пород мариинской свиты. Овальное ядро (3х1 км) сложено серпентинизированными дунитами, а периферия – диопсидсодержащими дунитами мелко- и среднезернистыми. В них отмечаются шлиры и жилки хромитов. Вокруг дунитового ядра развита клинопироксенитовая зона шириной 500-700 м, в которой периферия клинопироксенитовая, а на контакте с дунитами развиты верлиты. Внутри нее отмечаются мелкие выходы диопсидсодержащих дунитов. Внешняя зона массива сложена габброидами верхнетагильского комплекса, образующими кольцевую интрузию шириной от 0,5 до 1,5 км. На контакте с ними развиты оливиновые габбро и тылаиты – метасоматические образования по ультрабазитам [11]. Та же зональность пород наблюдается и в других телах ультрабазитов Ревдинского массива, но большая часть их сложена только верлитами и клинопироксенитами. Состав ультраосновных пород определяется переменными соотношениями оливина и клинопироксена.

В магнитном поле Омутнинский массив выделяется в целом положительной магнитной аномалией интенсивностью до 1500 нТл. Западный, юго-западный контакт Омутнинского массива отчетливо прослеживается высокоградиентной зоной магнитного поля интенсивностью 2000 нТл на 300-400 м. Вдоль всего западного и юго-западного контактов прослеживаются цепочки отрицательных аномалий интенсивностью 500-700 нТл. Падение западного контакта массива, по магнитным данным, восточное, юго-западного – северо-восточное под углом 70-80. В гравитационном поле массив не выделяется. Массив располагается в южном замыкании гравитационной аномалии, обусловленной Ревдинским полиформационным массивом.

Дуниты характеризуются аллотриоморфнозернистыми и панидиоморфнозернистыми структурами, верлиты и клинопироксениты – пойкилитовыми, порфировидными, катакластическими структурами. Оливин – хризолит (Fa-6-9%), большей частью серпентинизирован, железистость 9,2% [11]. Клинопироксен – диопсид-ферросалит, рудные минералы – магнетит, хромшпинелиды, титаномагнетит, акцессорные – апатит, сфен, лейкоксен, вторичные – серпентинит, амфибол.

Металлогеническая специализация качканарского комплекса характеризуется повышенными (вплоть до промышленных масштабов) концентрациями титаномагнетита, металлов платиновой группы и хромита.

Тагило-кытлымский габбровый комплекс (O₃tk) представлен габброноритами, оливиновыми и амфиболовыми габбро, слагающими более 50% площади массива на уровне современного эрозионного среза. Габбронориты и оливиновые габбро сохранились в центральных частях тел, окружены амфиболитизированными цоизитовыми габбро, слагающими больщую их часть.

Габбронориты – серые массивные породы с трахитоидной текстурой. Структуры – габбровая, пойкилитовая. Состав: плагиоклаз №72-40, ортопироксен – гиперстен, клинопироксен - диопсид и ферросалит. Титаномагнетит образует ксеноморфные “сидеронитовые” выделения на контакте зерен плагиоклаза и темноцветных минералов. Акцессорные – апатит, сфен, лейкоксен.

Верхнетагильский комплекс (S₂vt) развит в пределах Ревдинского массива очень ограниченно. Представлен габброноритами, габбродиоритами, диоритами и кварцевыми диоритами. Габбронориты в отличие от габброноритов тагило-кытлымского комплекса характеризуются крупнозернистой структурой, постоянным присутствием биотита и кварца, идиоморфизмом ортопироксена, четкой трахитоидностью породы; по петрохимическим характеристикам они близки габброноритам других массивов ППУ[86].

Нельзя исключить, что описанный выше тагило-кытлымский комплекс, возможно, не является самостоятельным, а входит в состав верхнетагильского.

Краткая характеристика габбродиоритов и диоритов приведена ниже.

Дайковый комплекс приурочен к Ревдинскому массиву, развит, главным образом, на листе О-41-XXV и откартирован в западной эндоконтактовой части массива, в зоне шириной 1,0-1,5 км, где объем дайковых образований достигает 70-80% (комплекс “дайка в дайке” по В.А.Шилову [86]). Выделяются две серии даек: ранняя – долериты, габбродолериты, мелкозернистые габбро; и поздняя – диоритовые порфириты, плагиогранит-порфиры, микродолериты. Дайки ранней серии имеют прямолинейные закаленные контакты, раскристаллизованную центральную часть, содержат ксенолиты вмещающих пород. Мощность их от 0,3 до 7 м; простирания преимущественно субширотные - для ранней серии и субмеридиональные – для более поздней.

Долериты характеризуются офитовыми, иногда порфировыми структурами; плагиоклаз в них замещен соссюритом, цоизитом; пироксен уралитизирован, роговая обманка - уралитовая или обыкновенная. Петрохимическая характеристика их полностью аналогична таковой для базальтов зюзельской свиты и ее субвулканитов.

Метаморфические процессы, проявленные в породах Ревдинского массива, сводятся к симатическому плутонометаморфизму, зеленосланцевому и контактовому типам. К продуктам симатического плутонометаморфизма относится ореол пород, преобразованных на уровнях от гранулитовой до зеленосланцевой фаций и слагающих верлит-клинопироксенитовую зону, а также зоны развития амфиболитов и роговиков. Метаморфизм по отношению к габброидам и ультрамафитам является регрессивным, а по отношению к вмещающим основным вулканитам – прогрессивным. Минеральные парагенезисы для пород гранулитовой фации: плагиоклаз № 85-80, клинопироксен-диопсид—ферросалит, оливин с повышенной железистостью; для зеленосланцевой фации: плагиоклаз-альбит, соссюрит, цоизит, амфибол-актинолитовая или уралитовая роговая обманка.

С этим типом метаморфизма связано повсеместное развитие метасоматической полосчатости, обусловленной чередованием полос, отличающихся по составу, степени меланократовости и кристалличности. Широко распространены пластические деформации со складками течения и волочения, быстрая смена ориентировки полосчатости, зоны бластомилонитов.

На все комплексы массива наложился регрессивный зеленосланцевый метаморфизм. Наименее подвержены этому процессу габбронориты. Характерные минеральные ассоциации: кислый плагиоклаз, цоизит, эпидот, хлорит, карбонат. Контактовый метаморфизм проявлен вблизи интрузий габбро зонами роговиков, иногда двупироксеновых.

Природа Ревдинского массива, как и других плутонов ППУ, трактуется по-разному. По мнению А.А.Ефимова (1998), каждый из массивов ППУ представляет собой совокупность выведеных на современный уровень блоков пород платформенного допалеозойского основания, подвергшихся пироксенизации и фельдшпатизации и затем в условиях высокой температуры испытавших пластическое течение (“горячая тектоника”). Г.Б.Ферштатер (1989) связывает их формирование с зоной раздвига и с фракционированием оливиновой и оливин–клинопироксеновой котектики в процессе интрудирования. Согласно Г.А.Кейльману [14], Ревдинский и подобные ему массивы - это диапировые протрузии изначально мантийных пород, перемещенные в верхние горизонты коры вследствие симатического плутонометаморфизма. Приведенные выше данные свидетельствуют о полиформационной природе, гетерогенности и гетерохронности Ревдинского массива.

Данные о времени его формирования противоречивы. В настоящей работе принят позднеордовикский возраст ультрамафитов качканарского комплекса в соответствии со сводной легендой Среднеуральской серии Госгеолкарты-200. Он подтверждается наличием внутри массива многочисленных останцов и ксенолитов пород мариинской свиты (О₃mr). Вместе с тем дайки долеритов – комагматы зюзельской свиты (О₃-S₁zz) прорывают образования качканарского комплекса. Такого же мнения о позднеордовикском возрасте пород качканарского комплекса придерживается Г.Б.Ферштатер (1989). Для тагило-кытлымского комплекса также принят позднеордовикский возраст, хотя он относительно моложе качканарского: принадлежащие первому из них габброиды метаморфизуют ультраосновные породы качканарского комплекса и встречаются среди них в виде даек и небольших по размерам интрузивных тел.

Часть исследователей (М.А.Гаррис, В.Б.Борисенко, Е.С.Контарь и др.), основываясь на цифрах абсолютного возраста, считают время формирования пород, слагающих массивы ППУ, доордовикским. Об этом же свидетельствует возраст горнблендита из Первоуральского титаномагнетитового месторождения, определенный K-Ar методом в 725-650±30 млн.лет [18].

Другие исследователи (О.К.Иванов, К.С.Иванов, Ю.С.Каретин, и др.) относят все породы массивов ППУ к одному раннесилурийскому комплексу, основываясь на следующих данных. Определения абсолютного возраста дают значения:423±3 млн.лет по K-Ar изохроне (Иванов, Колеганов, 1993); 419±12 млн.лет по Sm-Nd изохроне (Ронкин, Иванов, 1997); 428±7 млн.лет U-Pb методом по цирконам (Bosch, Krasnobaev, 1997). Кроме того, габбронориты прорывают вулканогенные образования нижнего силура (Каретин, 1976). Возможно, приведенные данные касаются только возраста верхнетагильского комплекса, который комагматичен вулканитам именновской свиты.

Подводя итог сказанному, следует выделить, как наиболее вероятные, два этапа формирования пород ППУ: позднеордовикский для ультрамафитов и, возможно, части габброидов и силурийский – для большинства габброидов.