Возрастные ограничения базальных образований Верхнедокембрийского разреза Полярного Урала по результатам U‒PB (LA-ICP-MS)-датирования циркона

Полный текст

На Полярном Урале наиболее полный разрез верхнего докембрия представлен на западном крыле Харбейско-Марункеуского антиклинория Центрально-Уральской зоны. При этом стратиграфические контакты базальных толщ верхнего докембрия с подстилающими глубокометаморфизованными образованиями нижнего докембрия известны только в южной части антиклинория в западном обрамлении харбейского метаморфического комплекса (рис. 1).

 

Рис. 1. Фрагмент схематической геологической карты северо-западного крыла Харбейско-Марункеуского антиклинория (составлена с использованием материалов [1, 2]). Условные обозначения: 1 – верхнерифейская немурюганская свита; 2‒3 –верхнерифейская няровейская серия: 2 – верхнерифейская минисейшорская свита, 3 – верхнерифейская верхнехарбейская свита; 4 – нижнепротерозойская ханмейхойская свита харбейского метаморфического комплекса; 5 – нижнепротерозойский марункеуский метаморфический комплекс; 6 – граниты, гранитогнейсы; 7 – метадиориты; 8 – метагаббро, метагаббродолериты; 9 – апогарцбургитовые серпентиниты; 10 – контакты геологических тел: а – стратиграфические и интрузивные, б – стратиграфических и структурных несогласий; 11 – тектонические нарушения: а – крутопадаюшие дизъюнктивы, б – надвиги, шарьяжи; 12 – элементы залегания плоскостных структур. Кружочком с номером показаны места отбора проб: 1 – № 4–28, 2 – МБ‑9, 3 – МБ‑119. На врезке прямоугольник – контур фрагмента схематической геологической карты.

 

Харбейский комплекс, включающий (снизу вверх) ханмейхойскую, лаптаюганскую и париквасьшорскую свиты, по структурным признакам, высокой степени метаморфизма пород и геохронологическим данным, относится к нижнему протерозою [1, 2, 5].

Рифейские образования, представленные в нижней части разреза няровейской серией, залегают на метаморфических породах харбейского комплекса с резким структурным, стратиграфическим и метаморфическим несогласием, с базальными конгломератами в основании [2]. Серия состоит (снизу вверх) из терригенной верхнехарбейской свиты мощностью 400‒500 м и вулканогено-терригенной минисейшорской свиты мощностью 1200‒1400 м (рис. 1). В разрезе серии преобладают хлорит-мусковит-альбит-кварцевые иногда углеродсодержащие сланцы с прослоями альбит-кварцевых метаалевролитов и метапесчаников, метабазальтов и туфов основных пород. Возраст няровейской серии принят условно, как среднерифейский по залеганию ниже мраморизованных известняков немурюганской свиты с микрофитолитами IV (укского) комплекса рифея [2, 5].

Ранее на основании результатов первых U‒ Pb (LA-ICP-MS)-датировок детритового циркона из сланцев минисейшорской свиты (проба 4–28), отобранных в юго-западном обрамлении марункеуского эклогит-гнейсового комплекса (рис. 1), было сделано предположение о том, что весь разрез няровейской серии был сформирован в позднем рифее, а возраст заключительных эпизодов осадконакопления имеет нижнее ограничение 660 млн лет назад [4, 7]. Гистограмма и кривые плотности вероятности U–Pb-возрастов детритового циркона из сланцев минисейшорской свиты приведены на рис. 2 а.

 

Рис. 2. Гистограммы и кривые плотности вероятности U–Pb-возрастов детритовых цирконов из терригенных верхнедокембрийских отложений Полярного Урала. a – по [7]; б – наши данные.

 

В 2022 г. с целью более точной характеристики нижней возрастной границы няровейской серии были опробованы мусковит-альбит-кварцевые метаалевролиты (МБ-9) верхнехарбейской свиты (рис. 1). Проба отобрана из обнажения на правом берегу руч. Молибденитовый, левого притока р. Бол. Харбей, в 7 км выше устья (67°15’57.3”с.ш., 66°13’58.8”в.д.). Место отбора пробы (примерно в 150 м выше подошвы свиты) связано с выбором не измененных метасоматическими преобразованиями и рассланцеванием пород. Породы в ниже залегающей части разреза верхнехарбейской свиты по этим признакам оказались не пригодными для изотопно-геохронологических исследований. С целью установления верхнего возрастного рубежа няровейской серии была отобрана проба (МБ-119) из метариолитов немурюганской свиты вблизи ее нижней границы (рис. 1). Проба отобрана из коренного выхода на правом крутом борту р. Бол. Харбей в 200 м от берега, в 2.5 км выше устья руч. Молибденитовый (67°14’56.1”с.ш., 66°06’00.1”в.д.). Метаморфизм в точках отбора проб не превышает условий фации зеленых сланцев.

В пробе метаалевролита (проба МБ-9) зерна циркона различаются по размеру, облику кристаллов, степени окатанности, окраске и внутреннему строению. Основная их часть очень мелкая (20‒50 мкм). Они в той или иной степени окатаны. Зерна светло-розовые или бесцветные, реже розовые и темно-розовые. Первичный облик кристаллов, несмотря на окатанность, в большинстве зерен можно распознать. Чаще всего это призматические кристаллы с развитием граней {111}, {100}, {110} а также копьевидные – с дополнительными гранями {311} и {511}. Реже отмечаются округлые зерна с сохранившимися гранями {110}, {111}, {311}, {101}. На катодолюминесцентных изображениях большинства зерен циркона видна осцилляторная зональность. Отмечены включения кварца, мусковита, альбита и апатита. В небольшом количестве (5– 7% от общей выборки минерала в пробе) встречаются более крупные (120‒150 мкм) зерна циркона бесцветные или слабо окрашенные в розоватые тона. Они, как правило, представлены призматическими кристаллами различной степени окатанности. В некоторых из них хорошо сохранились грани {111}, {100}, {110}, {311}. В них также проявлена осцилляторная зональность. В некоторых из них можно наблюдать смену облика кристалла от центра к краю от округлого многогранного на копьевидный и далее призматический. Как среди мелких, так и среди крупных зерен циркона присутствуют индивиды, в которых оптическая зональность отсутствует. Они обычно хорошо окатаны. Содержание таких разновидностей циркона 3‒5% от общего количества этого минерала в пробе. Почти все исследованные зерна циркона как слабо, так и хорошо окатанные характеризуются неровной ямчатой поверхностью, похожей на следы растворения.

В пробе метариолита (проба МБ-119) циркон представлен светло-желтыми прозрачными и полупрозрачными эвгедральными кристаллами призматического и бипирамидально габитуса с доминирующими гранями {101} и {111}, с коэффициентом удлинения 1.5–4 и размером 40–100 мкм. Поверхности граней неровные со следами коррозии и наростами, ребра и вершины хорошо выражены. На катодолюминесцентных изображениях зерен циркона отчетливо видна осцилляторная зональность. Отмечаются редкие газово-жидкие включения.

Изотопное датирование циркона, выделенного из проб МБ-9 и МБ-119, выполнено U– Pb LA-ICP-MS-методом, реализованным на базе одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR и установки для лазерной абляции UP-213 в ЦКП “Геоспектр” Геологического института им. Н. Л. Добрецова Сибирского отделения РАН (Улан-Удэ). Пробоподготовка, анализ и расчет возраста выполнены согласно стандартным процедурам, описанным в статье [6]. Диаметр пучка лазера составлял 30 мкм. В качестве внешнего стандарта использовались зерна циркона 91500 [10], в качестве контрольных эталонов – GJ [8] и Plešovice [9]. По последним получены конкордантные возрастные значения: 602 ±3 и 339±2 млн лет соответственно.

Мелкий размер многих зерен циркона (меньше диаметра пучка лазера по короткой оси) сильно затруднил выполнение изотопных измерений. Удовлетворительные изотопные анализы получены для 50 зерен. 9 анализов исключены по причине существенной дискордатности (D > 10%).

За время кристаллизации циркона нами был принят возраст, вычисленный по отношению²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb для датировок, превышающих 1000 млн лет, ²⁰⁶Pb/²³⁸U для датировок меньше 1000 млн лет. Результаты U‒Pb (LA-ICP-MS)-датирования циркона показаны на гистограмме распределения U‒Pb-возрастов с графиком плотности вероятности (рис. 2 б). Циркон с максимальной датировкой имеет позднеархейский возраст – 2726±19 млн лет, с минимальной – позднерифейский – 673±5 млн лет. Основная выборка возрастов охватывает интервал 1106–1948 млн лет с полимодальным распределением датировок. Преобладающие возрастные значения группируются в интервалах 1106–1215 и 1672–1948 млн лет. Сопоставление возрастных спектров верхнехарбейской и минисейшорской свит (рис. 2) показывает их хорошую сходимость. В пределах погрешности анализа совпадают почти все возрастные интервалы детритового циркона как с основными (688–699, 1203– 172 и 1699–1711 млн лет), так и второстепенными (883– 923 1361–1355 и 1500–1507 млн лет) максимумами плотности вероятности. Исключение составляет максимум плотности вероятности 2700 млн лет для циркона из пород верхнехарбейской свиты.

Рассчитанный средневзвешенный возраст по трем наиболее молодым зернам циркона минисейшорской свиты – 663±6 млн лет, верхнехарбейской свиты – 686±5 млн лет. Учитывая, что в верхнехарбейской свите проба отобрана из нижней части разреза (в 150 м выше подошвы), нижняя возрастная граница свиты и няровейской серии в целом, очевидно, не выходит за пределы первой половины позднего рифея. Верхний возрастной рубеж серии ограничивается полученным нами U‒Pb (LA-ICP-MS)-возрастом циркона из метариолитов нижней части немурюганской свиты – 656±2 млн лет (рис. 3), которая перекрывает минисейшорскую свиту. Это не противоречит тому, что в породах немурюганской свиты установлено наличие микрофитолитов укского комплекса рифея.

 

Рис. 3. Диаграмма Аренса-Везерилла с конкордией и U–Pb-возрастом (метод пересечения) циркона из метариолита немурюганской свиты (проба МБ‑119, N = 46).

 

Сходство возрастных спектров циркона из пород верхнехарбейской и минисейшорской свит дает основание считать, что при формировании няровейской серии основные источники сноса терригенного материала существенно не менялись.

Разные морфологические особенности детритового циркона, их размер и степень окатанности указывают на различные источники сноса терригенного материала. Среди них, судя по преобладанию слабоокатанных зерен циркона, как и в случае с минисейшорской свитой [4, 7], основная роль принадлежала близким источникам сноса. Это могли быть недалеко расположенные массивы кристаллических пород, фрагментами которых, вероятно, являются полиметаморфические комплексы, выступающие в Харбейско-Марункеуском антиклинории на Полярном Урале.

Циркон с возрастом около 2700 млн лет в пробе МБ-9 (рис. 2 б) представлен, как хорошо окатанными индивидами, так и слабоокатанными призматическими зернами. Первые из них могли поступать в бассейн осадконакопления из далеко расположенного источника или первично осадочного протолита, источник вторых должен был быть расположен недалеко, но пока остается не выясненным.

Таким образом, породы няровейской серии, залегающие в основании верхнедокембрийского разреза Полярного Урала, были сформированы в узком возрастном интервале в конце позднего рифея около 750‒650 млн лет назад. Выделение серии в качестве среднерифейского стратона ошибочно. В процессе формирования няровейской серии основные источники сноса терригенного материала существенно не менялись. Среди них основная роль принадлежала близким источникам сноса. Это могли быть недалеко расположенные массивы кристаллических пород, фрагменты которых на современном эрозионном срезе обнажаются Харбейско-Марункеуском антиклинории на Полярном Урале.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы искренне благодарны Н. Б. Кузнецову за замечания и конструктивные советы.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования выполнены за счет средств Российского научного фонда, проект № 22-27-00119.

Об авторах

А. М. Пыстин

Институт геологии им. Н. П. Юшкина Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Сыктывкар

О. В. Гракова

Институт геологии им. Н. П. Юшкина Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук

Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Сыктывкар

Ю. И. Пыстина

Институт геологии им. Н. П. Юшкина Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук

Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Сыктывкар

В. Л. Хубанов

Геологический институт им. Н. Л. Добрецова Сибирского отделения Российской Академии наук

Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Улан-Удэ

К. С. Попвасев

Институт геологии им. Н. П. Юшкина Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук

Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Сыктывкар

Е. В. Кушманова

Институт геологии им. Н. П. Юшкина Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук

Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Сыктывкар

И. Л. Потапов

Институт геологии им. Н. П. Юшкина Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук

Email: pystin.48@mail.ru
Россия, Сыктывкар

Список литературы

Дополнительные файлы