Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 501, № 2, стр. 132-138
Среднедевонский возраст метаморфизма гранатовых амфиболитов в подошве Кемпирсайского офиолитового аллохтона (Южный Урал): результаты U–Th–Pb (SIMS)-датирования
А. В. Рязанцев 1, *, А. В. Скобленко 1, Б. Г. Голионко 1, О. А. Артемова 2
1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия
2 Центральный научно-исследовательский геологоразведочный институт цветных и благородных металлов
Москва, Россия
* E-mail: avryazan51@mail.ru
Поступила в редакцию 27.05.2021
После доработки 13.08.2021
Принята к публикации 31.08.2021
Аннотация
В подошве Кемпирсайского офиолитового аллохтона на Южном Урале распространены метагабброидные гранатовые амфиболиты с реликтами парагенезисов высокобарических гранулитов, сформированных на пике метаморфизма при P = 12–16 кбар и T = 700°–790°C. Гранатовые амфиболиты представлены высокожелезистыми разностями с ассоциациями граната и реликтами пироксена, и высокоглиноземистыми породами с ассоциациями граната, пироксена, корунда и сапфирина. Подстилающие аллохтон метаморфические породы вендского и нижне-среднепалеозойского разрезов преобразованы в условиях амфиболитовой фации. Задачей проведенных исследований было определение возраста пикового метаморфизма гранатовых амфиболитов. Cредняя 206Pb/238U (SIMS, SHRIMP II)-оценка возраста для цирконов из гранатовых амфиболитов соответствует 392 ± 4 млн лет. Полученное значение возраста характеризует время проявления метаморфизма пород, связанного с мантийным магматизмом, сопровождающим обдукцию.
В Кемпирсайском аллохтоне представлен полный разрез офиолитовой ассоциации [1, 12]. Он облекает западное крыло и южную периклиналь Эбетинской антиформы зоны Уралтау, сложенной вулканогенно-осадочными и терригенно-кремнистыми толщами венда и раннего-среднего палеозоя, сформированными на континентальной окраине [11] (рис. 1). Аллохтон смят в синформу, в ядре которой находится дунит-гарцбургитовый комплекс, структурно ниже которого на крыльях залегают мафит-ультрамафитовые комплексы, испытавшие метаморфизм гранулитовой и последующей амфиболитовой фации [2–5, 11]. Метаморфизм амфиболитовой фации проявлен в подстилающих аллохтон толщах венда и нижнего-среднего палеозоя. На севере Кемпирсайский аллохтон структурно связан с Хабарнинским офиолитовым аллохтоном, некоторые комплексы которого имеют сходство с кемпирсайскими.
Задачей проведенных исследований являлось установление возраста метаморфических преобразований пород в подошве Кемпирсайского аллохтона. Возраст определялся по цирконам U–Pb-методом (SHRIMP II) в ЦИИС ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург).
Представительные разрезы метаморфических комплексов обнажены в Куагачском и в Мамытском сегментах Кемпирсайского аллохтона (см. рис. 1а) [2–5, 11]. По положению в структуре и составу ниже дунит-гарцбургитового комплекса выделяются кокпектинский, куагачский, мамытский и восточно-хабарнинский (ВХК) мафит-ультрамафитовые комплексы.
Неметаморфизованные породы кокпектинского дунит-троктолит-габбрового полосчатого комплекса распространены в структуре одноименного массива на юго-западе Кемпирсайского аллохтона [1] (см. рис. 1а).
Куагачский комплекс мезо- и лейкократовых изотропных и такситовых габбро-амфиболитов распространен в Куагачском сегменте аллохтона [2–5]. Комплекс сопровождается роями и пакетами долеритовых даек, сходными по составу с вмещающими габбро. Ширина выхода комплекса не превышает 1 км. Комплекс тектонически налегает на альбит-актинолитовые метабазальтовые сланцы с реликтами подушечного строения (дергаишская свита (?) нижнего силура). Вблизи перекрывающего восточно-хабарнинского комплекса габбро-амфиболиты превращены в мигматизированные гранатовые амфиболиты с шириной выхода до 250 м.
Мамытский комплекс распространен, в основном, в одноименном сегменте Кемпирсайского аллохтона, представленного здесь меридионально вытянутой синформой (рис. 1 Б). Фрагмент разреза метаморфических пород на крыльях и северном замыкании синформы представлен меланократовыми гранатовыми амфиболитами с клинопироксеном и габбро-амфиболитами. На северной центриклинали синформы мигматизированные гранатовые амфиболиты с тектоническим контактом залегают выше ордовикских (?) метатуфов с гранатом и сине-зеленой роговой обманкой, а на западном крыле – на альбит-актинолитовых метабазальтовых сланцах нижнего силура (?) и имеют ширину выхода 250–600 м. В Куагачском сегменте гранатовые амфиболиты мамытского комплекса образованы по габброидам даек, прорывающих такситовые габбро-амфиболиты куагачского комплекса. В Мамытском сегменте вблизи контакта с перекрывающими породами восточно-хабарнинского комплекса гранатовые амфиболиты мамытского комплекса содержат линзовидные ксеноблоки (ксенолиты?) мощностью до 60 м мезо- и лейкократовых метагаббро куагачского комплекса, и метатроктолитов кокпектинского комплекса (см. рис. 2б).
В разрезе восточно-хабарнинского комплекса, петротипический разрез которого описан в структуре Хабарнинского аллохтона [7, 10], в Куагачском сегменте и на крыльях синформы Мамытского сегмента присутствуют тонкопереслаивающиеся дуниты, верлиты, клинопироксениты, габбронориты. Ширина выхода комплекса составляет 350–800 м.
Породы перечисленных комплексов сближены в структуре, внешне очень сходны, но имеют существенные различия по составу.
Меланократовые гранатовые амфиболиты мамытского комплекса, из которых выделены датированные цирконы, это породы с порфиробластовой структурой. Зерна граната окружены вытянутыми кристаллами амфибола, плагиоклаза, в редких случаях ксеноморфными кристаллами моноклинного пироксена. По составу гранатовые амфиболиты соответствуют пикробазальтам и базальтам, с натриевым типом щелочности. Породы принадлежат толеитовой серии с TiO2 = 1.7–3.0%; Al2O3 = 10.1–12.1%; F = FeO*/(FeO* + + 1.37MgO) = 0.5–0.6; (La/Yb)n = 1.6–1.7 (рис. 2).
Метагабброиды куагачского комплекса по составу отвечают пикробазальтам и базальтам с натриевым типом щелочности с TiO2 = 0.8–1.1%; Al2O3 = 15–17%; F = 0.4–0.5; (La/Yb)n = 0.4–0.7.
Лейко- и мезократовые габбро и троктолиты кокпектинского комплекса превращены в клиноцоизит-амфибол-пироксеновые породы с порфиробластами граната, корунда, Cr-ставролита, сфена, сапфирина. Состав габброидов соответствует пикробазальтам и базальтам. Метатроктолиты имеют TiO2 = 0.1–0.55%, Al2O3 = 17–26%, F = 0.2–0.5. Они в значительной степени обеднены РЗЭ, (La/Yb)n = 0.3–1.0, с положительной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 1.1–2.7) и отрицательной Ta–Nb- аномалией.
Габбро и габбронориты дунит-верлит-клинопироксенит-габброноритового восточно-хабарнинского комплекса отличаются от описанных выше метагабброидов повышенным содержанием К, Rb, Sr, при умеренной глиноземистости, низком содержании TiО2, с дифференцированным спектром РЗЭ и высоким La/Yb-отношением [10].
Пиковая ассоциация гранатовых амфиболитов с реликтами клинопироксена мамытского комплекса по гранат-пироксеновому термометру и барометру [6, 15] характеризуется параметрами Т = 790°C и Р = 12 кбар, отвечающими гранулитовой фации, с последующей декомпрессией при Т = 770° и Р = 7.4 кбар и охлаждением при Т = = 660°C и Р = 7.3 кбар, соответствующих условиям амфиболитовой фации. Минеральные парагенезисы метатроктолитов кокпектинского комплекса включают высокомагнезиальный гранат и ортопироксен с низким содержанием Al2O3 (1.2–1.9%), что позволяет оценить параметры давления, соответствующие 14–16 кбар, при температурах 700°–750°С. Пиковые минеральные парагенезисы метатроктолитов типичны для высокобарических гранулитов. Присутствие в породах сапфирина позволяет предполагать и более высокие температуры. По данным [5] температура образования метаморфических парагенезисов в Мамытском сегменте достигала 1000°С.
На восточном крыле синформы Мамытского сегмента Кемпирсайского аллохтона из гранатовых амфиболитов мамытского комплекса в точке 1884 (50°32′37.2 с.ш., 58°26′01.0″ в.д.) (см. рис. 1 Б) была взята проба весом 5 кг, из которой были выделены 0.01 г кристаллов циркона. Цирконы бесцветные, прозрачные, округлой изометричной многогранной формы, на CL-изображениях лишены зональности. Морфология и внутренняя структура цирконов свидетельствуют об их метаморфической природе и принадлежности к так называемому “гранулитовому” типу. По-видимому, цирконы сформированы при пиковых параметрах метаморфизма пород. Средневзвешенная U–Pb-оценка возраста цирконов составляет 392 ± 4 млн лет и отвечает среднему девону (рис. 3, табл. 1).
Таблица 1.
№ Анализа | 206Pbc, % | Содержание, мкг/г | Изотопные отношения | Rho | Возраст, млн лет | |||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
206Pb* | U | Th | 232Th/238U | 207Pb/206Pb | 206Pb/238U | 207Pb/235U | 206Pb/238U | |||
1 | 0.00 | 1.89 | 35 | 37 | 1.08 | 0.053 ± 7.3 | 0.0628 ± 1.8 | 0.459 ± 7.5 | 0.2 | 392.9 ± 7 |
2 | 0.00 | 2.06 | 38 | 41 | 1.09 | 0.055 ± 5.4 | 0.0627 ± 1.4 | 0.473 ± 5.6 | 0.3 | 392.1 ± 5 |
3 | 0.00 | 1.08 | 21 | 10 | 0.50 | 0.054 ± 7.5 | 0.0610 ± 1.9 | 0.457 ± 7.8 | 0.2 | 381.6 ± 7 |
4 | 0.00 | 1.81 | 34 | 27 | 0.83 | 0.054 ± 5.9 | 0.0628 ± 1.5 | 0.469 ± 6.1 | 0.3 | 392.4 ± 6 |
5 | 0.00 | 1.09 | 20 | 12 | 0.65 | 0.056 ± 7.5 | 0.0635 ± 2.0 | 0.493 ± 7.7 | 0.3 | 397.2 ± 8 |
6 | 0.00 | 1.05 | 19 | 9 | 0.49 | 0.059 ± 7.4 | 0.0629 ± 2.0 | 0.511 ± 7.7 | 0.3 | 393.5 ± 8 |
7 | 0.00 | 1.00 | 19 | 11 | 0.63 | 0.059 ± 7.6 | 0.0629 ± 2.1 | 0.508 ± 7.9 | 0.3 | 393.3 ± 8 |
8 | 0.00 | 1.60 | 30 | 23 | 0.81 | 0.057 ± 6.3 | 0.0626 ± 1.7 | 0,49 ± 6.5 | 0.3 | 391.5 ± 6 |
9 | 0.00 | 1.16 | 21 | 13 | 0.65 | 0.054 ± 7.4 | 0.0631 ± 1.9 | 0.473 ± 7.6 | 0.3 | 394.4 ± 7 |
10 | 0.00 | 1.47 | 27 | 17 | 0.65 | 0.056 ± 6.5 | 0.0632 ± 1.7 | 0.491 ± 6.7 | 0.3 | 395.3 ± 7 |
Из амфиболитов на юге Кемпирсайского массива ранее были выделены цирконы, подобные вышеописанным, U–Pb (La–ICP–MS)-возраст которых соответствует 410 ± 6 млн лет [14]. Значения возраста около 411–423 млн лет получены разными методами для гранатовых амфиболитов и кристаллических сланцев гранулитовой фации в обрамлении ВХК в подошве Хабарнинского аллохтона (см. рис. 1 А) [9, 10]. Считается, что гранулитовый метаморфизм связан со становлением восточно-хабарнинского комплекса [9, 10]. Значения изотопного возраста разных пород ВХК и его комагматов варьируют в интервале 412–363 млн лет [10]. В подстилающих ВХК амфиболитах Хабарнинского аллохтона отмечается регрессивная эволюция метаморфизма и связанные с амфиболитовой стадией возрасты 389–397 млн лет [10].
Сходные с описанными в Кемпирсайском районе метабазитами комплексы распространены в зоне ГУР и в связанных с ним офиолитовых аллохтонах, где образование высокотемпературных и высокобарических парагенезисов связывается с эволюцией мантийного диапира [8].
Возраст метаморфических цирконов 392 ± 4 млн лет близок к возрасту пикового метаморфизма распространенных севернее в зоне Уралтау эклогитов в UHP максютовском комплексе (388 ± 4 млн лет), образованном при коллизии дуга-континент [16].
Совмещение комплексов океанической литосферы и континентальной окраины, наблюдаемое в Хабарнинском и Кемпирсайском аллохтонах, связывается с обдукцией. По времени с обдукцией совпадает начало проявления мантийного магматизма, обусловленного подъемом мантийного диапира и представленного ВХК, и гранулитовый метаморфизм [10]. Приведенные выше ранне- и среднедевонские оценки возраста магматических пород ВХК и проявления метаморфизма в подошвах Кемпирсайского и Хабарнинского аллохтонов обусловлены, вероятно, длительностью аккреционно-коллизионных процессов на континентальной окраине, при которых происходила эволюция изотопных систем магматических и связанных с ними метаморфических комплексов.
Список литературы
Балыкин П.А., Лавренчук А.В., Леснов Ф.П., Петро-ва Т.Е. Условия формирования и особенности состава Кокпектинского дунит-троктолит-габбрового массива Кемпирсайской офиолитовой ассоциации Южного Урала // Литосфера. 2007. № 4. С. 41–58.
Ефимов А.А. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов. М.: Наука, 1984. 232 с.
Ефимов А.А., Царицын Е.П. Образование пироповых амфиболитов по оливиновым габброидам в контактовой зоне Кемпирсайского гипербазитового массива // Геология метаморфических комплексов Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1975. С. 26–36.
Панеях Н.А., Соболев С.Ф., Петрова Т.Л., Меламедов С.В. Природа амфиболитов Кемпирсайского и Мамытского массивов // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1983. № 2. С. 25–37.
Перцев А.Н., Савельев А.А. Габбро-амфиболиты в подошве офиолитов Кемпирсайского массива на Южном Урале: петрологические и тектонические аспекты формирования // Геотектоника. 1994. № 3. С. 21–35.
Перчук А.Л. Новый вариант омфацит-альбит-кварцевого геобарометра с учетом структурных состояний омфацита и альбита // ДАН СССР. 1992. Т. 324. С. 1286–1189.
Петрология постгарцбургитовых интрузивов кемпирсайско-хабарнинской офиолитовой ассоциации (Южный Урал) // Балыкин П.А., Конников Э.Г., Кривенко А.П., Леснов Ф.П., Лепетюха В.В., Литвинова Т.И., Пушкарев Е.В., Ферштатер Г.Б. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. 160 с.
Пушкарев Е.В., Рязанцев А., Третьяков А., Белова А.А., Готтман И.А. Гранатовые ультрамафиты и мафиты в зоне Главного уральского разлома на Южном Урале: петрология, возраст и проблема образования // Литосфера. 2010 (5). С. 101–133.
Пушкарев Е.В., Ферштатер Г.Б., Костицын Ю.А., Травин А.В. Новые данные об изотопном возрасте магматических пород Хабарнинского мафит-ультрамафитового аллохтона: геологические следствия // Ежегодник–2007. Информац. Мат–лы ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГиГ УРО РАН, 2008. С. 277–285.
Пушкарев Е.В., Травин А.В., Кудряшов Н.М., Готтман И.А., Серов П.А., Бирюзова А.П., Юдин Д.С. Изотопная геохронология магматических и метаморфических комплексов Хабарнинского мафит-ультрамафитового аллохтона на Южном Урале и история его становления // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. Мат. III межд. конф. Т. 2. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН. 2009. С. 125–132.
Русин AM. Высокобарический метаморфизм Мамытского габбро-гипербазитового массива (Южный Урал) // Ежегодник ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1995. С. 86–93.
Рязанцев А.В., Толмачева Т.Ю. Ордовикские вулканогенные и плутонические комплексы Сакмарского аллохтона на Южном Урале // Геотектоника. 2016. № 6. С. 1–28.
Савельева Г.Н., Шараськин А.Я., Савельев А.А. и др. Офиолиты зоны сочленения южных уралид с окраиной Восточно-Европейского континента // Урал: фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии. М.: Наука, 1998. С. 93–117.
Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П., Краснобаев А.А. и др. Эволюция палеозойского интрузивного магматизма Среднего и Южного Урала // Литосфера. 2005. № 3. С. 57–72.
Krogh Ravna E. The Garnet-clinopyroxene Fe2+–Mg Geothermometer: An Updated Calibration // J. Metamorph. Geol. 2000. 18. P. 211–219.
Leech M.L., Willingshofer E. Thermal Modeling of the UHP Maksyutov Complex in the South Urals // Earth and Planetary Science Letters. 2004. V. 226. P. 85–99.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Доклады Российской академии наук. Науки о Земле