Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 2, стр. 164-172

ВВЕДЕНИЕ

Геодинамика коллизионных процессов (включая их последовательность и возраст) на севере Урала является дискуссионной проблемой. Важным маркером коллизионных событий является гранитоидный магматизм. На Полярном Урале присутствует большое разнообразие кремнекислых магматических пород, относящихся к двум геодинамическим циклам Уилсона – протоуральско-тиманскому (позднедокембрийско-раннекембрийскому) и уральскому (палеозойскому) [6]. Гранитоиды протоуральско-тиманского цикла распространены только в Западно-Уральской мегазоне и по одной из наиболее обоснованных гипотез [15] формировались на активной окраине позднедокембрийского континента Арктида, а также в обстановке коллизии Арктиды и Балтики. Островодужный магматизм (734–719 млн лет, гранитоиды I- и М-типа) сменялся аккреционным (670 млн лет, гранитоиды I-типа), а затем – магматизмом активной континентальной окраины и коллизионным (~650–520 млн лет, гранитоиды А-, I- и S-типов) ([20] и ссылки в этой работе).

Наиболее ранние гранитоиды уральского цикла Уилсона (преимущественно A-типа, ~505–475 млн лет [18]) распространены в Западно-Уральской мегазоне и связаны, согласно модели [4], с континентальным рифтингом на восточной, в современных координатах, окраине раннепалеозойского континента Аркт-Европа (Арктида + Балтика). Сначала формировались океанические и раннеостроводужные гранитоиды M- и I-типов (490–444 млн лет ([4, 7] и ссылки в этих работах)), а затем – позднеостроводужные гранитоиды I-типа (435–382 млн лет ([8, 20] и ссылки в этих работах), которые распространены только в Тагило-Магнитогорской мегазоне. На заключительных стадиях эволюции Уральского палеоокеана, в позднедевонско-каменноугольное время, шла аккреция Полярноуральской островодужной системы к Аркт-Лавруссии, которая сопровождалась метаморфизмом с возрастом 360–355 млн лет [13] и постаккреционным магматизмом 349–334 млн лет [9]. В позднекаменноугольно-пермское время произошла континентальная коллизия между Аркт-Лавруссией и Сибирью, которая на Полярном Урале зафиксирована преимущественно в виде позднекаменноугольно-раннетриасового омоложения изотопных возрастов ([4] и ссылки в этой работе) и в виде проявлений средне-позднекаменноугольного (313 ± 10 млн лет) базитового магматизма [9].

Коллизионные гранитоиды каменноугольно-пермского возраста широко представлены и хорошо изучены на восточном склоне Южного и Среднего Урала ([6, 12] и ссылки в этих работах), в то время как на Северном, Приполярном и Полярном Урале эти образования, по всей видимости, перекрыты мезозойско-кайнозойским чехлом Западно-Сибирской плиты. На Полярном Урале известны немногочисленные и небольшие по размерам гранитоидные тела (яркеуский, яйюский и погурейский комплексы), которые принято относить к этапу уральской коллизии. Их возраст, в большинстве случаев, основан на геологических данных и на методически устаревших K/Ar-датировках [1, 2]. Настоящая работа содержит новые минералого-геохимические и изотопно-геохронологические данные для монцонитоидов Яркеуского массива, считавшегося петротипическим и единственным интрузивом средне-позднекаменноугольного [1] яркеуского комплекса, выделенного В.В. Григорьевым и В.А. Душиным в 1989 г.

Яркеуский массив расположен в Западно-Уральской мегазоне Полярного Урала, в 13 км к северу от поселка Харп (рис. 1 а, б), среди докембрийских пород Харбейского блока. Массив размером 6 × 3 км слагает большую часть горы Яркеу (рис. 1 в), образуя вытянутую в меридиональном направлении структуру с элементами концентрической зональности среди позднедокембрийских плагиогранитоидов харбей-собского комплекса, с которыми он имеет нечеткие, “постепенные”, согласно [1], контакты. В составе Яркеуского массива выделяют три интрузивные фазы: монцогаббро и субщелочные габбро (1-я фаза); монцониты, монцодиориты и кварцевые монцодиориты (2-я фаза), слагающие наибольшие объемы массива; а также маломощные дайки камптонитов (3-я фаза).

Рис. 1.

Расположение и геологическое строение северной части Полярного Урала. а – географическая врезка. Уральское складчато-надвиговое сооружение – УрС, Пайхойско-Новоземельское складчато-надвиговое сооружение – ПНС, красным квадратом показана исследованная северная часть Полярного Урала; б – геологическая карта Северной части Полярного Урала, составлена на основе [2, 3]; в – детальная геологическая схема Яркеуского массива (г. Яркеу), составлена по данным геологического картирования [1]. 1–7 – образования Западно-Уральской мегазоны: 1–2 – метаморфические породы (1 – раннедокембрийские, 2 – позднедокембрийские), 3 – палеозойские преимущественно осадочные породы, 4 – габброиды (а) и гранитоиды (б) позднедокембрийского харбей-собского комплекса, 5 – субщелочные граниты (а) и метаграниты (б) позднедокембрийско-раннекембрийского возраста, 6 – монцонитоиды средне-позднекаменноугольного яркеуского комплекса, 7 – габброиды и гранитоиды яйюского комплекса; 8–14 – образования Тагило-Магнитоигорской мегазоны: 8 – палеозойские вулканогенные и осадочные породы, 9 – средне-позднеордовикские (?) ультраосновные и основные породы офиолитовой ассоциации, 10 – средне-позднеордовикские габброиды (а) и гранитоиды (б) хоймпэйского комплекса, 11 – позднесилурийские габброиды харампэйско-масловского комплекса, 12 – позднесилурийско-среднедевонские габброиды и гранитоиды собского и юнъягинского комплексов, 13 – ранне-среднедевонские монцонитоиды конгорского комплекса, 14 – каменноугольные дайки (а) и силлы (б) мусюрского и наунпэйского комплексов; 15–16 – осадочные породы Западно-Сибирской плиты: 15 – триасово-юрские, 16 – меловые, 17 – разрывные нарушения (а – Главный Уральский разлом, б–г – другие разломы); 18 – точки отбора образцов; 19 – рудопроявления.

В металлогеническом отношении массив Яркеу находится в пределах субмеридиональной Харбейско-Лонготъюганской редкометальной минерагенической зоны с молибденитовыми рудопроявлениями, а в одном из них, Ханмейском проявлении (вкрапленность молибденита с подчиненным халькопиритом), молибденитовый концентрат содержит до 1178 г/т рения [1]. На г. Яркеу, помимо этого, отмечена целая серия халькопиритовых проявлений, находящихся в монцодиоритах или вблизи их контактов. В 1.5 км к северо-западу от северного окончания выхода монцодиоритов отмечена зона сфалерит-галенитовой вкрапленности в плагиогранит-порфирах, а на южном склоне г. Яркеу в шлиховых пробах выявлены знаки киновари, а в отдельных местах – и самородного золота [1].

На основании результатов K/Ar-изотопного датирования навески калиевого полевого шпата с плагиоклазом из кварцевых монцонитов, получен возраст 310 ± 10 млн лет (московский век, а с учетом погрешности – конец башкирского – начало гжельского века каменноугольного периода) [1], который на современных геологических картах принят для яркеуского комплекса. В то же время, основываясь на геологических наблюдениях, М.А. Шишкин и соавт. [2] высказали предположение о том, что монцонитоиды г. Яркеу относятся к позднедокембрийскому харбей-собскому комплексу.

Для уточнения условий и времени формирования яркеуского комплекса нами проведены петрографические, минералого-геохимические и изотопно-геохронологические (U/Pb и ⁴⁰Ar/³⁹Ar) исследования роговообманковых кварцевых мон-цодиоритов второй фазы Яркеуского массива.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Петрографические особенности и минеральный состав пород изучались в прозрачных шлифах методами оптической микроскопии в ИГЕМ РАН (Москва). Составы амфибола и изображения амфибола и циркона в режиме обратно-рассеяных электронов (BSE) получены на электронном сканирующем микроскопе “Tescan Vega-II XMU” с энергодисперсионным спектрометром “INCA Energy” 450 и спектрометром с волновой дисперсией “Oxford INCA Wave” 700 (ИЭМ РАН, г. Черноголовка).

Силикатный анализ пород выполнен в ИГЕМ РАН, в центре коллективного пользования (ЦКП) “ИГЕМ-Аналитика” (Москва, аналитик А.И. Якушев). Содержания в породах элементов-примесей определены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) в ИПТМ РАН (Черноголовка, аналитик В.К. Карандашев).

Исследование морфологии зерен циркона производилось в ИГЕМ РАН (г. Москва) на бинокуляре МБС-1 и поляризационном микроскопе “Nikon” Eclipse 50i POL, оснащенном камерой “Nikon” DS-Fi1 и программой NIS-Elements F 2.30. Исследования цветной катодолюминесценции кристаллов циркона выполнены в ЦКП “ИГЕМ-Аналитика” (Москва, аналитик Т.И. Голованова).

U/Pb (LA-ICP-MS)-датирование выполнено в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН (Москва) по методике, изложенной в работе [5]. Расчет коэффициента дискордантности производился по формуле D = 100 × (Возраст (²⁰⁷Pb/²³⁵U)/Возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) – 1). Главным критерием отбора качественных анализов послужил диапазон дискордантности (D) от –10 до +10 включительно.

⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирование монофракции амфибола из кварцевых монцодиоритов выполнено в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований Сибирского отделения РАН (ЦКП МИИ СО РАН) по стандартной методике [11].

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД И СОСТАВ АМФИБОЛА

Слабо тектонизированные кварцевые мон-цодиориты (обр. S1/17, S4/17, S5/17) характеризуются гипидиоморфнозернистой среднезернистой структурой, массивной или слабо выраженной такситовой текстурой. Породообразующие минералы представлены сильно серицитизированным и соссюритизированным плагиоклазом (55 об. %), амфиболом (20 об. %), калиевым полевым шпатом (15 об. %) и кварцем (10 об. %). Амфибол – преимущественно магнезиальный гастингсит, реже магнезиальная роговая обманка. Акцессорные минералы – циркон и апатит.

Сильно тектонизированные разности (обр. S2/17, S3/17) имеют реликтовую бластопорфировую структуру с нематолепидогранобластовой структурой основной массы и линзовидно-полосчатую плойчатую текстуру. Реликтовые порфировидные выделения представлены актинолитизированным амфиболом, реже серицитизированным и соссюритизированным плагиоклазом. Полосчатость обусловлена чередованием лейкократовых (актинолит-кварц-полевошпатовых) и меланократовых (эпидот-мусковитовых и амфиболовых) невыдержанных слойков и линзочек.

Параметры расплава, равновесного с магматическим амфиболом из слабо измененных кварцевых монцодиоритов, рассчитаны по содержанию Al в тетраэдрической позиции амфибола [17]: давление 2.1–3.5 кбар, температура кристаллизации 871–960°C, содержание воды 4.5–5.6 мас. %.

ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

Изученные кварцевые монцодиориты – это преимущественно калиево-натриевые породы повышенной щелочности (рис. 2 а). В наиболее рассланцованных разностях (обр. S2/17) отмечаются аномально низкие значения K₂O (1.7 мас. %) и высокие Na₂O (5.2 мас. %), что, вероятно, обусловлено перераспределением щелочей в результате метаморфизма. Кварцевые монцодиориты Яркеуского массива характеризуются следующими вариациями петрогенных оксидов (в мас. %): SiO₂ (58.3–61.9), TiO₂ (0.6–0.8), Al₂O₃ (16.5–18.0), FeO_общ (4.8–7.4), MgO (2.8–3.9), CaO (3.6–6.3), Na₂O (2.8–5.2), K₂O (1.7–4.6), P₂O₅ (0.2–0.3).

Рис. 2.

Особенности химического состава плутонических пород Западно-Уральской мегазоны Полярного Урала. а – классификационная диаграмма (Na₂O + K₂O)–SiO₂. 1–2 – монцонитоиды яркеуского комплекса: 1 – наши данные, 2 – данные из [1]; 3 – гранитоиды второй фазы позднедокембрийского харбей-собского комплекса [3]; 4–5 – позднедокембрийские гранитоиды поднятия Енганепэ по данным [10]: 4 – массив Южный; 5 – обломки гранитоидов из конгломератов енганепэйской свиты (V₂–${{\epsilon }_{1}}$). б – мультиэлементная диаграмма, нормировано к примитивной мантии по [19].

В кварцевых монцодиоритах отмечается высокое суммарное содержание редкоземельных (РЗЭ) элементов, которое варьирует от 130 до 167 г/т. Хондрит-нормированное распределение РЗЭ демонстрирует значительное обогащение легкими редкоземельными элементами относительно тяжелых – La_N/Yb_N = 9.4–14.2 и слабо выраженный дефицит Eu (Eu/Eu* = 0.7–0.9). На мультиэлементной диаграмме (рис. 2 б), демонстрирующей распределение в породах элементов-примесей относительно состава примитивной мантии, отмечается обогащение пород крупноионными литофильными элементами (Cs, Rb, Ba, Pb) относительно высокозарядных элементов и РЗЭ. Отчетливо проявлены Ta-Nb, P, Ti-минимумы и Pb-максимум.

РЕЗУЛЬТАТЫ U/Pb- И ⁴⁰Ar/³⁹Ar-ДАТИРОВАНИЯ

Выполнено U/Pb (LA-ICP-MS)-датирование индивидуальных зерен циркона и получен ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраст магматического амфибола из кварцевых монцодиоритов южной части Яркеуского петротипического массива (обр. № S4/17, 66°56′02.1″ с.ш., 65°47′53.6″ в.д.).

Исследованные цирконы представлены бипирамидально-призматическими, идиоморфными, часто с округлыми оплавленными вершинами, прозрачными светло-желтыми зернами длиной 75–225 мкм при К_удл – 1.5–3.5, с большим количеством мелких включений апатита. В катодном свете циркон имеет свечение в серых и желтых тонах, сочетая в себе зональность различных видов (слабо- и умеренно-контрастную): осцилляционную, секториальную и мозаичную (“лоскутную”). В единичных зернах зональность отсутствует, либо проявлена очень слабо. В центральных частях зерен иногда присутствуют полурастворенные амебовидные ядра.

Всего проанализировано 45 индивидуальных зерен циркона (48 анализов) (рис. 3 а). Дискордантность во всех случаях не превышала 1%. Индивидуальные ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрасты датированных зерен образуют достаточно широкий диапазон – 650–707 млн лет, а средний конкордантный возраст по 48 анализам составляет 680 ± 2 млн лет (доверительный интервал 95%, СКВО = 0.3). Средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраст при этом составляет 681 ± 3 млн лет (доверительный интервал 95%, СКВО = 2.4).

Рис. 3.

Результаты изотопно-геохронологических исследований кварцевых монцодиоритов Яркеуского массива. а – диаграмма с конкордией для ²⁰⁷Pb/²³⁵U–²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрастов циркона; б – данные ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования магматического амфибола; в – диаграмма соотношения возраста цирконов и содержания в них урана; г – диаграмма соотношения возраста цирконов и величины U/Th.

Результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования первичного магматического амфибола (рис. 3 б) показали наличие  в высокотемпературной части возрастного спектра устойчивого плато, состоящего из шести последовательных ступеней, составляющих 83.5% выделенного ³⁹Ar, с возрастом 669 ± ± 8 млн лет (СКВО = 0.62). рис. 4

Рис. 4.

Диаграмма Rb – (Y + Nb) (а) и Ta – Yb (б) [16] для гранитоидов яркеуского комплекса и других гранитоидов Западно-Уральской мегазоны. 1 – монцонитоиды яркеуского комплеса; 2 – позднедокембрийские гранитоиды второй фазы харбей-собского комплекса [3]; 3–4 – позднедокембрийские гранитоиды поднятия Енганепэ по данным [10]: 3 – массив Южный, 4 – обломки гранитоидов из конгломератов енганепэйской свиты (V₂–${{\epsilon }_{1}}$). Поля составов гранитоидов различных геотектонических обстановок: ORG – срединно-океанических хребтов, VAG – надсубдукционных, syn-COLG – синколлизионных, WPG – внутриплитных.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геодинамические условия формирования монцонитоидов. Наличие магматического амфибола и высокие содержания в нем воды (4.5–5.6 мас. %), гипабиссальные условия формирования (P = 2.1–3.5 кбар) в совокупности с особенностями химического состава пород (низкие содержания TiO₂, CaO, высокие Al₂O₃ и K₂O, обогащение крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных и редкоземельных элементов, Ta–Nb-минимум и Pb-максимум) (рис. 2 б) свидетельствуют о формировании монцонитоидов Яркеуского массива в надсубдукционной обстановке в достаточно мощной коре (рис. 2 б, 4). По характеру распределения РЗЭ и других элементов-примесей изученные кварцевые монцодиориты сопоставимы с надсубдукционными позднедокембрийскими (671 ± 4 и 663 ± 6 млн лет [3]) гранитоидами харбей-собского комплекса и, в мень- шей степени, – с более молодыми (638 ± 5 млн лет [10]) гранитоидами поднятия Енганепэ (рис. 2–4). Дополнительным подтверждением вероятного родства монцонитоидов Яркеуского массива с породами харбей-собского комплекса являются их одинаковая металлогеническая специализация и повышенная металлоносность, выраженная в наличии проявлений Cu и Cu–Mo (рис. 1 в), а также единичных полиметаллических и ртутных – на периферии этой рудно-магматической системы.

Возраст. U/Pb-средневзвешенный возраст цирконов 681 ± 3 млн лет можно было бы интерпретировать как время формирования монцонитоидов Яркеуского массива. Однако слишком широкий разброс индивидуальных ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрастов (650–707 млн лет) с высокими значениями СКВО = 2.4 (для средневзвешенного возраста) позволяет предполагать, что цирконы изученной выборки могут иметь различный истинный возраст. Исследованные участки зерен циркона характеризуются значительными вариациями не только возраста, но также содержаниями U (91–379 г/т) и величины U/Th (0.7–3.2) (рис. 3 в, г). По этим параметрам цирконы условно можно разделить на две разновозрастные группы: первую более древнюю (678–707 млн лет, 32 анализа) и вторую – более молодую (650–675 млн лет, 16 анализов) (рис. 3 а, в, г). Для цирконов первой группы (32 анализа) характерны меньшие вариации содержаний U (91–212 г/т) и отношения U/Th (0.9–1.9) по сравнению с цирконами второй группы (16 анализов), в которых концентрации U составляют 108–379 г/т, при U/Th 0.7–3.2, причем 6 из 16 анализов характеризуются наиболее высокими содержаниями U (260–379 г/т), в трех  из них отмечаются аномально высокие значения U/Th (2.0–3.2). Для каждой из этих групп  рассчитан средний конкордантный возраст (рис. 3 а) – 687 ± 3 млн лет (2σ, СКВО = 0.39) и 668 ± 3 млн лет (2σ, СКВО = 0.003) соответственно. О частичной потере радиогенного свинца в цирконах второй группы (650–675 млн лет) могут косвенно свидетельствовать: более молодой возраст, повышенное содержание U и аномально-высокие отношения U/Th в единичных анализах [14].

Значения ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста, сопоставимые с возрастом второй группы цирконов (рис. 3 а, б), можно объяснить как более низкой температурой закрытия ⁴⁰Ar/³⁹Ar-изотопной системы в амфиболе, так и частичным перезапуском этой изотопной системы по причине актинолитизации краевых частей зерен амфибола.

Таким образом, мы предполагаем, что полученные U/Pb- (668 ± 3 млн лет) и ⁴⁰Ar/³⁹Ar- (669 ± ± 8 млн лет) возрасты с большей вероятностью отражают не время формирования монцонитоидов, а возраст вторичных постмагматических преобразований (частичная перекристаллизация) циркона [14] и амфибола. Среди датировок первой, более древней группы цирконов, признаки нарушения U/Pb-изотопной системы отсутствуют, поэтому полученный для этой группы цирконов конкордантный возраст (687 ± 3 млн лет), мы интерпретируем как время формирования монцонитоидов Яркеуского массива.

Полученный нами позднедокембрийский возраст кварцевых монцодиоритов близок к датировкам циркона (671 ± 4 и 663 ± 6 млн лет) из окружающих их надсубдукционных диоритов и плагиогранитоидов харбей-собского комплекса [3]. Таким образом, монцонитоиды г. Яркеу дополняют эволюционный тренд позднедокембрийского надсубдукционного магматизма Полярного Урала. Металлогеническая специализация яркеуского комплекса – Cu-Mo (±Pb, Hg, Au), свидетельствующая о его формировании в надсубдукционной обстановке, закономерно вписывается в характеристику Харбейско-Лонготъюганской редкометальной минерагенической зоны [1], которая может быть кратко записана так: Cu–Mo (± Pb, Au, Pt, Hg, Fe). Таким образом, Яркеуский монцонитоидный массив следует относить не к каменноугольному яркеускому, а к позднедокембрийскому харбей-собскому комплексу, с гранитоидами которого он имеет весьма близкие геохимические характеристики.

Монцонитоиды г. Яркеу в контексте “сборки” суперконтинента Пангея. В составе североуральского сегмента Уральского складчато-надвигового сооружения распространены фрагменты двух аккреционно-коллизионных орогенов: раннекембрийского – Протоуральско-Тиманского и каменноугольно-пермского – Уральского, которые фиксируют, соответственно, начальный и один из заключительных этапов “сборки” Пангеи.

Согласно тектонической концепции, развиваемой Н.Б. Кузнецовым и соавт. [15], которой придерживаемся и мы, полученные нами данные о позднедокембрийском (687 ± 3 млн лет) возрасте и надсубдукционных характеристиках монцонитоидов яркеуского комплекса позволяют предполагать, что их формирование происходило на Большеземельской активной окраине Арктиды. На этом этапе геодинамической эволюции происходило закрытие Протоуральского океана, которое ознаменовало начало сборки суперконтинента Пангея.

Значительно более молодой средне-позднекаменноугольный K/Ar-возраст (310 ± 10 млн лет) пород Яркеуского массива, полученный по полевым шпатам [1], вероятно, является следствием полного перезапуска K/Ar-изотопной системы в этих минералах, что подтверждается сильной соссюритизацией плагиоклаза в монцонитоидах яркеуского комплекса, а также, более низкой температурой закрытия K/Ar-изотопной системы в плагиоклазе и калиевом полевом шпате по сравнению с U/Pb-изотопной системой в цирконе и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-системой в магматическом амфиболе. Таким образом, средне-позднекаменноугольная (конец башкирского – начало гжельского веков) датировка полевых шпатов соответствует этапу динамотермальных событий, связанных с главным этапом уральской коллизии ([6] и др.), происходившей на заключительных стадиях амальгамации Пангеи [15].