Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 504, № 1, стр. 52-59

Харбейский метаморфический комплекс является одним из крупнейших фрагментов выступа кристаллического фундамента на Полярном Урале. Он расположен в пределах Центрально-Уральского поднятия, в южной части Харбейско-Марункеуского блока на границе двух тектонических зон, характеризующих палеозойскую историю формирования уральской складчатости – Западно-Уральской и Тагило-Магнитогорской, и относится к основанию палеоконтинентального сектора Урала. С запада породы комплекса тектонически граничат с верхнепротерозойскими отложениями, а с востока они глубоко вдаются в Тагило-Магнитогорскую зону и по разрывным нарушениям контактируют со среднепалеозойскими образованиями Щучьинской области и мезозойскими формациями Западно-Сибирской платформы (рис. 1). В комплексе распространены амфиболиты, плагиогнейсы и кристаллические сланцы в составе ханмейхойской, лаптаюганской и париквасьшорской свит [4, 5]. Породы претерпели полиметаморфизм [5, 12]. В данной работе харбейский комплекс рассматривается отдельно от расположенного севернее марункеуского комплекса в качестве самостоятельной структурной единицы, как предложено некоторыми исследователями [10].

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта харбейского метаморфического комплекса (с использованием материалов [5]). Условные обозначения: 1–3 – харбейский метаморфический комплекс: 1 – париквасьшорская свита, 2 – лаптаюганская свита, 3 – ханмейхойская свита; 4 – верхнепротерозойские отложения западной тектонической зоны, 5 – палеозойские породы Тагило-Магнитогорской зоны; 6 – мезозойские отложения Западно-Сибирской платформы; 7 – гранито-гнейсы; 8–9 – разрывные нарушения: 8 – главные (а – ГУР, б – шарьяж), 9 – второстепенные (а – надвиги, б – неустановленной морфологии); 10 – граница между свитами; 11 – место отбора образца.

Согласно IV Уральскому межведомственному стратиграфическому совещанию [11], метаморфиты харбейского комплекса отнесены к раннепротерозойским образованиям, чему способствовали имеющиеся раннепротерозойские изотопно-геохронологические датировки по цирконам из гнейсов – 2200–1730 млн лет [7, 10], полученные с помощью метода термоионной эмиссии (²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb-возраст). В последние годы сотрудниками ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) U–Pb-методом на SHRIMP II выполнено изотопное датирование единичных зерен циркона из амфиболитов и плагиогнейсов [6]. Согласно полученным возрастам, соответствующим 582–431 млн лет, исследователи выводят харбейский метаморфический комплекс в ранг ранневендских образований. Среднепалеозойские датировки связаны, по их мнению, с поздними метаморфическими событиями. Для гнейсогранитов, располагающихся в ядрах брахиформных складок харбейского метаморфического комплекса, были получены датировки – 557 и 497 млн лет (U–Pb, SHRIMP II), отвечающие тиманскому тектогенезу и эпиконтинентальному рифтогенезу [3].

Отсутствие детальных петрологических, изотопно-геохимических и геохронологических исследований пород харбейского комплекса приводит к разным трактовкам возраста протолитов метаморфитов и последующих метаморфических изменений. Всестороннее изучение плагиогнейсов, широко распространенных среди амфиболитов, даст возможность уточнить историю геологического развития сегмента земной коры, участвующей в строении харбейского метаморфического комплекса.

Нами проведено U–Pb LA–ICP–MS-датирование зерен циркона из гранат-клиноцоизит-мусковит-биотитового плагиогнейса, отобранного по левобережью ручья Амфиболитового в 90 м выше его устья в пределах ханмейхойской свиты (рис. 1). Порода представлена телом мощностью около 2 м, залегающим среди амфиболитов. Она имеет лепидогранобластовую, мелкозернистую и порфиробластовую структуру. Гнейсовидность породы согласуется с метаморфическими структурами вмещающих пород. Метаморфит состоит (в об. %) из граната (5), клиноцоизита (10), мусковита (5), биотита (15), плагиоклаза (олигоклаза, альбита) (25), кварца (35), апатита, титанита, циркона и ильменита (3). В порфиробластическом гранате (рис. 2а) от центра к краю наблюдаются понижение марганца и повышение железа и магния, что может указывать на прогрессивный метаморфизм.

Рис. 2.

Изображение в отраженных электронах (BSE) и точки составов минералов в плагиогнейсе (а), используемые для расчета начальных (I) и пиковых (II) РТ-условий метаморфизма (б) по программе WinTWQ. Условные обозначения [17]: Grt – гранат, Bt – биотит, Ab – альбит, Ms – мусковит.

Согласно дискриминантной функции [2], разделяющей метаосадочные образования от метамагматических, метаморфит является ортопородой. По содержаниям породообразующих оксидов ((в мас. %) SiO₂ – 68.52, TiO₂ – 0.73, Al₂O₃ – 14.12, Fe₂O₃ – 1.66, FeO – 1.71, CaO – 3.36, MgO – 0.93, Na₂O – 4.69, K₂O – 1.41) он обнаруживает сходство с нормально-щелочным плагиогранитом известково-щелочной серии. По рассчитанным значениям коэффициента агпаитности (0.65) и индекса насыщения глиноземом (ASI – 0.93) порода относится к метаглиноземистому образованию. Петрохимические особенности метаплагиогранита сближают его с гранитами I типа, в пользу чего указывают и индикаторные содержания редких и редкоземельных элементов ((в г/т) Ba – 477, Rb – 44, Sr – 157, Zr – 81).

Для расчета PТ-условий метаморфизма использован пакет программ TWQ [13], предназначенных для выполнения согласованных между собой термобарометрических расчетов, и составы центральных и краевых частей граната и биотита из плагиогнейса. При расчетах учитывались составы олигоклаза и мусковита (рис. 2 а). Моделирование минеральных равновесий показало, что условия метаморфизма, показанные тремя минеральными реакциями (рис. 2 б), изменялись от Т – 520°C, Р – 10 кбар до Т – 600°C, Р – 12 кбар. Согласно гранат-биотитовому геотермометру [16], рассчитанные пиковые значения температур при давлении 12 кбар составляют 570°. Полученные данные по метаморфизму плагиогнейса согласуются с результатами [6] исследований PT-условий формирования гранатсодержщих пород харбейского метаморфического комплекса, согласно которым породы испытали дислокационный метаморфизм повышенных давлений.

Зерна циркона в метаплагиограните представлены бледно-розовыми удлиненными и изометричными субидиоморфными кристаллами с коэффициентом удлинения от 5 до 1.4, размерами от 0.1 до 0.8 мм, для которых характерно развитие граней – {100}, {110}, {111}, {311}. Грани призм минерала часто неровные, с углублениями и ямками, пирамидальные окончания зерен округлые. В цирконе отмечаются включения вторичных минералов, приуроченных к кавернам. На изображениях цирконов в режимах отраженных электронов (BSE) и катодолюминесценции (CL) наблюдаются две генерации этого минерала – магматические цирконы с концентрической зональностью роста и значениями Th/U в пределах 0.6–1.51 обрастают тонкой каймой мощностью 5–50 мкм, скорее всего, метаморфического циркона (рис. 3).

Рис. 3.

Морфологические особенности некоторых проанализированных зерен циркона из метаплагиогранита харбейского метаморфического комплекса. Изображения в режимах BSE, CL и ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст (в млн лет).

U–Pb-изотопный анализ зерен циркона из изучаемого метаморфизованного плагиогранита выполнен на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (“Thermo Fisher Scientific”), соединенном с приставкой лазерного пробоотбора UP-213 (New Wave Research), в лаборатории инструментальных методов анализа Геологического института Сибирского отделения РАН (Улан-Удэ). Обработка данных анализа выполнена в программах Glitter [14] и Microsoft Excel с надстройкой Isoplot [18]. Диаметр пучка лазера составляет 25 мкм. При этом в качестве внешнего стандарта использовались зерна циркона 91 500 [20], GJ [15] и Plešovice [19], по которым получены конкордантные возраста соответственно 1059 ± 22, 605 ± 16 и 341 ± 1.8 млн лет. Подробное описание метода приведено в работе [1]. Проанализированы центральные и средние зоны 77 кристаллов магматического циркона (табл. 1). По 21 анализам выявлены дискордантные значения. Конкордантный возраст составил 463 ± 1 млн лет при СКВО – 1.02 (рис. 4 а). Средневзвешенный изотопный ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст, корректированный на обыкновенный свинец ²⁰⁷Pb-методом, составил 464 ± 1 млн лет (рис. 4 б). Значения датировок, соответствующие среднему ордовику, для метагранитоида харбейского комплекса получены впервые.

Рис. 4.

Диаграмма Аренса–Везерилла с конкордией (а) и диаграмма средневзвешенных ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрастов (б), корректированных на обыкновенный свинец ²⁰⁷Pb-методом, для зерен циркона из гранат-клиноцоизит-двуслюдяного плагиогнейса харбейского метаморфического комплекса. Эллипсы и планки погрешностей на уровне 2σ.

Для пород палеоконтинентального сектора Полярного Урала среднеордовикские датировки встречаются редко. U–Pb-методом на SHRIMP-II (ВСЕГЕИ) получен конкордантный возраст 457 ± 5 млн лет по зернам циркона “габбрового” типа из эклогитизированных бронзитовых перидотитов слюдяногорского метаультрамафит-метагаббрового комплекса (хр. Марункеу) [5]. Радиологический возраст (K–Ar-метод) нормально- и умеренно-щелочных габбродолеритов изъяхойского и орангюганско-лемвинского комплексов, распространенных в виде даек и силлов соответственно в Бельско-Елецкой и Самаро-Лемвинской СФЗ и характеризующих рифтогенные процессы, составляет 420–470 млн лет [4, 5]. По мнению В.Н. Охотникова [8], гранитный магматизм в раннем палеозое завершился в среднем ордовике 460 млн лет назад (K–Ar-метод).

Если принять во внимание, что харбейский метаморфический комплекс в палеозое представлял собой фундамент палеоконтинентального сектора, то полученные результаты по U–Pb LA–ICP–MS-датированию зерен циркона из метаплагиогранита подтверждают, что до среднего ордовика уже после раскрытия Палеоуральского океана на северо-восточном краю Восточно-Европейского палеоконтинента сохранялась эндогенная активность, связанная с долгоживущими рифтами и, возможно, вызванная плюмовыми процессами. Плюм-зависимый магматизм при заложении континентальных окраин может приводить к плавлению нижней коры (гранулитов или амфиболитов) с образованием гранит-риолитовой магматической компоненты [9]. В связи с этим метаплагиограниты, распространенные в харбейском комплексе, могут быть связаны с габбродолеритами орангюганско-лемвинского комплекса и образуют с ними контрастную серию.