Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 494, № 2, стр. 3-8

В восточных зонах Южного Урала широко распространены средне- и позднепалеозойские гранитоиды, прорывающие гнейсово-мигматитовые и амфиболит-гнейсово-сланцевые комплексы (рис. 1). Метаморфические комплексы ранее рассматривались как выступы докембрия. Работы последних лет показали, что метаморфизм некоторых гнейсово-мигматитовых комплексов имеет палеозойский возраст, а для гранито-гнейсов в ряде работ доказывается среднепалеозойский возраст их протолита и близкий к нему возраст метаморфизма [1–4]. В связи с мощной метаморфической переработкой пород в среднем и позднем палеозое сильно затушеваны проявления более ранних этапов магматизма и метаморфизма и остается нерешенной проблема возраста протолита гнейсов большинства комплексов, а присутствие в структуре докембрия не доказано [1]. Изотопные исследования свидетельствуют о неоднородности земной коры региона и о присутствии блоков с относительно молодой, позднедокембрийской континентальной или островодужной корой [1, 3, 5–7]. Изучение детритовых цирконов из ордовикских толщ в Восточно-Уральской мегазоне показывает преобладание популяции венд-кембрийского возраста с источником материнского материала из ювенильной коры с модельным возрастом $T_{{{\text{DM}}}}^{C}$ = = 0.72–1.06 млрд лет [8].

Рис. 1.

Обзорная схема расположения основных структурных элементов Южного Урала и исследованных объектов. 1 – палеоконтинентальные блоки; 2 – блоки с палеозойскими офиолитами и островодужными комплексами; 3 – гранитоиды среднего и позднего палеозоя; 4–5 – крупные разломы: 4 – Главный уральский разлом, 5 – прочие. Структурные элементы: I – Предуральский краевой прогиб, II–VI – мегазоны: II – Западно-Уральская, III – Центрально-Уральская, IV – Магнитогорская, V – Восточно-Уральская, VI – Зауральская; VII – Денисовская зона, VIII – Западно-Тургайская зона. К востоку от Суундукского массива показано положение территории рис. 2.

Задачей проведенных исследований являлось U–Th–Pb-геохронологическое изучение акцессорных цирконов из гнейсов и гранито-гнейсов в Восточно-Уральской мегазоне на экзоконтакте Суундукского гранитного массива с целью определения возраста их протолитов. Возраст определялся U–Pb-локальным анализом (SIMS SHRIMP) в ЦИИ ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по методике, описанной в [12]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Индивидуальные погрешности даны для интервала 1σ (%), рассчитанные возрасты –2σ (млн лет). Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [13] и ISOPLOT [14].

В строении Суундукского массива принимают участие средне- и позднепалеозойские гранитоиды [9]. Метаморфический комплекс к востоку от массива выделяется как кусаканская свита, для которой условно принимался раннерифейский возраст [2, 9]. Для кристаллических сланцев кусаканской свиты ранее были получены Sm–Nd-минеральные изохроны с возрастом 463 ± 40 и 460 ± ± 7 млн лет [2]. Считается, что эти значения характеризуют возраст метаморфизма, связанного с рифтогенезом [2].

Нами установлено, что метаморфические образования в районе пос. Зеленодольский представлены двумя разнородными комплексами (рис. 2). В первом комплексе, преобладают гранито-гнейсы. Второй комплекс представлен гнейсами, кристаллическими сланцами и кварцитами. На метаморфических породах с тектоническим контактом залегают серпентинитовый меланж и нижнекембрийская (?) чулаксайская свита, в разрезе которой преобладают графитистые кварцито-сланцы и базальты.

Рис. 2.

Метаморфические комплексы на левом берегу р. Суундук в районе пос. Зеленодольск к востоку от Суундукского гранитного плутона. 1 – рыхлые кайнозойские отложения; 2–3 – чулаксайская свита (нижний кембрий?): 2 – углеродистые кварциты, 3 – базальты; 4–6 – зеленодольский гранито-гнейсовый комплекс (ранний ордовик): 4 – лейкократовые гранито-гнейсы, 5 – гнейсы по аплитам, 6 – серые полосчатые гранито-гнейсы мигматизированные; 7 – кусаканская свита (нижний кембрий), гнейсы, кристаллические сланцы и кварциты по туфогенным и терригенным породам; 8 – флогопитовые амфиболиты по габбро-долеритам; 9 – граниты джабыкско-санарского комплекса (ранняя пермь); 10 – серпентинитовый меланж; 11 – тектонические контакты; 12 – точки отбора проб на цирконы и их номера.

Гранито-гнейсы, которые мы предлагаем выделять как зеленодольский комплекс, представлены желто-белыми (металейкограниты) или серыми (метадиориты) породами с редким амфиболом, биотитом, мусковитом и гранатом. Гранито-гнейсы имеют субмеридиональную кристаллизационную сланцеватость и содержат конформные жилы белых гранатовых гнейсов, образованных по гранитным аплитам, а также жилы и линзы кварц-альбитовых пегматитов.

Среди гранито-гнейсов залегают крупные линзы (ксенолиты?) с фрагментами толщи мигматизированных переслаивающихся полосчатых разноокрашенных гнейсов, кристаллических сланцев и гранатовых метакремнистых кварцитов (кусаканская свита). В гнейсах и кристаллических сланцах наблюдается полосчатость, обусловленная чередованием крупно- и тонкокристаллических пород. Среди гнейсов и кристаллических сланцев преобладают гранат-биотитовые, гранат-биотит-мусковитовые разности со ставролитом, андалузитом, силлиманитом. Толща смята в мелкие изоклинальные складки с вертикальными субмеридиональными осевыми поверхностями и субгоризонтальными шарнирами. В структуре присутствуют силлы метагабброидов, представленных флогопит-содержащими амфиболитами.

Протолитами гнейсов и кристаллических сланцев кусаканской свиты, вероятно, являются туфы и туффиты, по составу соответствующие андезитам и дацитам. Гранито-гнейсы принадлежат известково-щелочной серии и по составу близки к гранитам вулканических дуг [10].

Из зеленовато-серых полосчатых биотит-кварц-полевошпатовых гнейсов кусаканской свиты, отобранных в точке 15164 (см. рис. 2) с координатами 52°23′07.7″ с.ш. 59°53′58.9″ в.д., выделен циркон, представленный кристаллами с осцилляторной зональностью и расплавными включениями, что указывает на магматический генезис цирконов. Многие зерна трещиноваты. По 16 точкам получена оценка возраста 529 ± 6 млн лет (рис. 3, табл. 1).

Рис. 3.

Диаграммы с конкордиями и CL-микрофотографии цирконов для гнейсов кусаканской свиты (проба 15164) и гранито-гнейсов зеленодольского комплекса (проба 14354). На фотографиях номера точек соответствуют номерам анализов в таблицах 1 и 2.

Из гранито-гнейсов зеленодольского комплекса в точке 14354 с координатами 52°23′19.9″ с.ш., 59°53′37.3″ в.д. выделен циркон, представленый бесцветными кристаллами призматической формы с типичной магматической осцилляторной зональностью. По 10 точкам получена оценка возраста 478 ± 5 млн лет (см. рис. 3, табл. 2).

Формирование рассмотренных магматических комплексов происходило на континентальной окраине, фрагменты которой присутствуют в различных структурных зонах Южного Урала [8, 11]. Разрез ордовика в этих структурах представляют рифтогенные толщи с вулканитами и терригенными преимущественно аркозовыми породами. В западных структурных зонах присутствуют толщи с вулканитами, дифференцированные от андезитов до риолитов серии [11]. В зоне Уралтау Центрально-Уральской мегазоны терригенные толщи несогласно залегают на вендских и кембрийских комплексах [8, 11], которые рассматриваются, как комплексы вулкано-плутонического пояса активной континентальной окраины. В Восточно-Уральской мегазоне терригенные толщи низов ордовика представлены рымникской и маячной свитами. Детритовые цирконы, выделенные из песчаников этих толщ, имеют возрасты в диапазоне 511–583 млн лет [8]. При этом фиксируется яркий максимум со значением 529 млн лет, сходный с возрастом протолита гнейсов кусаканской свиты (529 ± 6 млн лет).

Полученный раннекембрийский и раннеордовикский возрасты протолитов метаморфических ортопород в структуре Восточно-Уральской мегазоны и данные о их составе позволяют относить эти комплексы к активной континентальной окраине, развитие которой продолжалось в венде-раннем палеозое. Наиболее полные фрагменты этой окраины установлены в более западных структурных зонах Урала [8]. Среднеордовикский метаморфизм, проявленный к востоку от Суундукского массива [2], по-видимому, связан со структурами растяжения, типичными для комплексов метаморфических ядер кордильерского типа.