Spinel lherzolites of the Northern Kraka massif (Southern Urals): first REE ID-ICP-MS,87Sr/86Sr AND147Sm-143Nd AL ID-TIMS isotope constrains

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Согласно имеющимся представлениям ([5] и ссылки в этой публикации), существуют как минимум три основных типа мантийных проявлений ультрамафитов: орогенные (подконтинентальные) перидотитовые массивы; офиолитовые породы мантии; океанические перидотиты. Каждый тип характеризуется спецификой внутреннего строения, минералогии, петрохимии, геохимии, механизмами их выведения на поверхность, а также особенностями изотопного состава радиогенных и стабильных изотопов соответствующих элементов.

Лерцолиты, характерные для орогенных массивов, могут быть проявлены в трех фациях глубинности – гранатовой, шпинелевой и плагиоклазовой, реже встречаются в офиолитах, слагая так называемый лерцолитовый подтип [III¹].

На Южном Урале лерцолиты описаны многочисленными исследователями в массивах Крака, Нурали, Миндяк и ряде других. Наиболее детальные результаты изучения этих образований изложены в [II, III] и монографии [YII].

В общепринятых представлениях, по комплексу геологических и минералого-геохимических данных, образование массивов Крака увязывается с верхней мантией, в рамках континентально-рифтогенной структуры [YII, XIII, XIY] либо пассивной континентальной окраины [3], обоснование чего, в той или иной степени, а также разнообразные особенности геологического строения массивов Крака можно обнаружить в более чем 1247 статьях сайта https://www.elibrary.ru/, тем не менее возрастная привязка к шкале геологического времени, генетические аспекты и геодинамические следствия до сих пор являются предметом дискуссии.

Фокусируясь на изученности массивов Крака методами изотопной геологии, которые, как известно, дают возможность получать информацию о возрасте, разнообразных аспектах эволюции нашей планеты, ее ранней аккреции; формировании коры, дифференциации мантии, эволюции системы кора‒мантия, генетических аспектах и т. д., следует отметить более чем ограниченный объем этих исследований, который, более того, касается только Узянского Крака [1, 2], в связи с чем актуальность настоящей работы не вызывает сомнений.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И КРАТКОЕ ОПИСАНИЕ СТРОЕНИЯ

Согласно представлениям [13], Уральский складчатый пояс состоит из нескольких литотектонических зон (Предуральский прогиб, Западная Уральская, Центрально-Уральская, Зона Главного Уральского разлома, Тагило-Магнитогорская и Восточно-Уральская, рис. 1 б), сменяющих друг друга в направлении от восточной окраины Восточно-Европейской платформы до мезозойского осадочного чехла Западно-Сибирской платформы, перекрывающего восточную часть складчатого пояса.

 

Рис. 1. а – локализация Уральского складчатого пояса; б – схема структурно-тектонического зонирования Урала [13] с дополнениями; в – массивы Крака: 1 – Северный; 2 – Узянский; 3 – Средний; 4 – Южный; г – распространение ультраосновных пород на Южном Урале. Пояса ультраосновных пород: 1 – Западный (Крака–Медногорский); 2 – Зона Главного Уральского разлома; 3 – Миасс-Куликовский; 4 – Казбаево; 5 – Восточный. Массивы ультраосновных пород [13, 17]: 1 – Крака (вкладка “в”); 2 – Уфалей; 3 – Таловский; 4 – Муслюмово; 5 – Нурали; 6 – Калкан; 7 – Миндяк; 8 – Куликовский; 9 – Татищево; 10 – Верблюжьегорский; 11 – Варшавка; 12 – Халилово; 13 – Хабарный; 14 – Кемпирсай; 15 – Аккарга; 16 – Киембай. Цвета выделяют различные структурные зоны: BM – Башкирский мегантиклинорий; EUT – Восточно-Уральский прогиб; EUU – Восточно-Уральское поднятие; MM–Магнитогорская мегазона; MUF – Главный Уральский разлом; SB – Сакмарская котловина; TUU –Зауральское поднятие; ZS – Зилаирский синклинорий.

 

В соответствии с [YII] массивы Северный, Узянский, Средний и Южный Крака (рис. 1 в) слагают расчлененный аллохтон и расположены в северной, осевой части крупной синформной тектонической структуры (длина ~ 300 км, ширина до 50 км) ‒ Зилаирского синклинория (ZS, рис. 1 б), который, в свою очередь, на северо-западе граничит с Башкирским антиклинорием (BM, сложенным рифейскими толщами), тогда как южная часть ZS (рис. 1 б) надвинута на Предуральский краевой прогиб, выполненный позднепалеозойскими отложениями. На востоке Зилаирский синклинорий контактирует с Уралтауским поднятием метаморфических толщ.

Вмещающие (подстилающие, параавтохтонные) породы массивов Крака представлены терригенно-кремнистыми, карбонатными и вулканогенными толщами с возрастным диапазоном ранний ордовик–ранний карбон (рис. 1 г) и относятся к двум фациальным комплексам – шельфовому и батиальному [YII]. Массивы разделены и подстилаются серпентинитовым меланжем с блоками преимущественно эффузивов основного состава. Ультрамафиты представлены шпинелевыми и плагиоклазовыми лерцолитами и гарцбургитами с подчиненным количеством амфиболовых лерцолитов, дунитов и пироксенитов. Контакты с вмещающими породами тектонические и сложены хризотил-лизардитовыми серпентинитами. Структура пород порфирокластическая и представлена порфирокластами ортопироксена (размером до 8 мм), оливина, клинопироксена и хромшпинели (все до 2–3 мм) и окружающим их мелкозернистым (0.n-0.0n мм) агрегатом необластов этих же минералов и амфибола. Плагиоклаз развит в основном вокруг хромшпинели. Контакты между лерцолитами и гарцбургитами постепенные, свидетельствующие, вероятно, об их принадлежности к единому комплексу с разной степенью плавления.

На Южном Урале к лерцолитовому типу, помимо Крака, относятся также массивы Нурали [YI, YII] и Миндяк [I], (рис. 1 г, 5, 7, см. текст ниже).

Образец. В рамках настоящей работы изучался образец шпинелевого лерцолита 7511, наименее истощенного легкоплавкими компонентами [YIII], отобранного в северной части массива Северный Крака из обнажения вдоль ручья Большая Саргая (рис. 2).

 

Рис. 2. Схематическая геологическая карта северного Крака. 1 – Зилаирская серия ‒ полимиктовые песчаники, алевролиты, глинистые сланцы D3-C1; 2 – известняки с прослоями песчаников и глинистых сланцев D2–3; 3 – кварцевые песчаники, алевролиты, глинистые и кремнистые сланцы S2; 4 – глинистые и кремнистые сланцы, кварцевые песчаники, алевролиты S1; 5 – кварцевые песчаники, кремнистые и глинистые сланцы O2–3; 6 – Шпинелевая фация гарцбургит-лерцолитовой серии; 7 – Плагиоклазовая фация гарцбургит-лерцолитовой серии; 8 – Хризотил-лизардитовые серпентиниты; 9 – Полимиктовый серпентинитовый меланж; 10 – места отбора образцов; 11 – образец 7511, правый борт ручья Большая Саргая.

 

Химический и модальные составы (масс.%): SiO₂ = 46.02; TiO₂ = 0.14; V₂O₃ = 0.001; Al₂О₃; = 3.35; Cr₂O₃ =0.47; FeO _сум. = 6.98; MnO = 0.12; MgO = 40.21; NiO = 0.28; CaO = 2.71; Na₂О = 0.07; К₂О = 0.01.

Образец испытал последовательные этапы высокотемпературных пластических и хрупких деформаций. Первые выражены в форме волнистого погасания оливинов и орто- и клинопироксенов, а также изгиба линий спайности и пластинчатых ламелей распада. Хрупкие деформации привели к формированию ярко выраженной порфирокластической структуры. Размеры порфирокластов достигают 3 мм в ортопироксене, 2 мм в клинопироксене и 1.5 мм в хромшпинели. В ходе хрупких деформаций оливин как наименее устойчивый минерал дробится сильнее, максимальный размер порфирокластов не превышает 0.7 мм. Ламели распада в порфирокластах ортопироксена сложены клинопироксеном, в порфирокластах клинопироксена – ортопироксеном.

Необласты представлены тонким агрегатом гранобластовых зерен пироксенов, оливина и хромшпинели без признаков пластических деформаций. Размер зерен необластов на 1‒2 порядка меньше размера порфирокластов, что свидетельствует, вероятно, о высокой скорости хрупких деформаций.

Минеральный состав, рассчитанный на шпинелевую норму и на сухой остаток, составляет: оливин – 57, ортопироксен – 28, клинопироксен – 10, хромшпинель – 5 мас. %. Порода серпентинизирована на 11%.

На слабую истощенность образца 7511 указывают данные по содержанию глинозема в сосуществующих минералах (масс. %): клинопироксен – 6.12, ортопироксен – 5.36, хромшпинель – 56,92. #mg оливина – 89,7 мол. %.

Пробоподготовка. После стандартной процедуры дробления измельченный препарат просеивался через сита 350‒250 мкм для предварительного выделения Opx и Cpx, после чего соответствующие концентраты чистились ультразвуком в тридистиллированной воде. После магнитной сепарации минеральные зерна Opx и Cpx отбирались вручную с помощью бинокулярного микроскопа. Затем каждая из монофракций была разделена на две части: первая, а также порода в целом, были последовательно подвергнуты кислотному выщелачиванию (AL) с помощью кислот: 5M HCl при температуре 125 °C в течение ~8 ч, далее в горячей (100 °C) 7M HNO₃ для растворения осадка и наконец на финише осуществлялась промывка тридистиллированной водой. Вторая часть фракций минералов и породы не подвергалась воздействию кислот.

Весовые соотношения в результате пробоподготовки образца лерцолита приведены в табл. 1. Более подробные сведения о AL-процедурах, примененных в том числе для лерцолитов массива Ронда (Испания), можно обнаружить в статье [10].

 

Табл. 1. Весовые соотношения в результате AL пробоподготовки образца лерцолита 7511 массива Северный Крака

Материал	Необработанный материал	Кислотное выщелачивание
	Навеска, г.	Исходная навеска, г	Остаток после растворения, г.	Ушло в раствор, г
Ортопироксен (Opx)	0.9	1.2283	1.1072	0.1211
Клинопироксен (Cpx)	0.4	0.7483	0.4158	0.3325
Порода в целом (Wr)	1.0	2.3528	1.5696	0.7832

 

Рис. 3. Порфирокластическая структура шпинелевого лерцолита (обр. 7511). (a) ‒ ортопироксен-клинопироксеновый порфирокласт, окруженный необластами пироксенов и оливина. Обращают внимание тонкие пластинки – продукты распада порфирокластов: клинопироксена в ортопироксене (Opx) и ортопироксена в клинопироксене (Cpx). Периферические зоны порфирокластов частично очищены от пластинок распада, материал которых был потрачен на формирование необластов. В отличие от пироксенов, оливин (Olv) легко дробится и, как правило, образует необласты. (б) ‒ Порфирокласт клинопироксена (Cpx), окруженный необластами пироксенов и оливина. (в) ‒ цепочки зерен хромшпинели (Sp), образованные в ходе пластических деформаций. (г) ‒ Апопироповый (?) шпинель-ортопироксеновый кластер – продукт реакции “пироп + 2оливина = = 4ортопироксена + шпинель”, в ходе деформаций превращенный в порфирокласт.

 

Аналитические процедуры. Все нижеописанная аналитика выполнена в ИГГ УрО РАН.

Определение содержаний РЗЭ в лерцолите выполнялось масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID) с применением кислотного разложения смеси исходного образца со смешанным трассером¹³⁸La +¹⁴²Ce +¹⁴⁵Nd +¹⁴⁹Sm +¹⁵³Eu +¹⁵⁷Gd +¹⁶¹Dy +¹⁶⁸Er +¹⁷¹Yb +¹⁷⁶Lu, ионообменной хроматографии и последующего анализа с помощью секторного (SF) масс-спектрометра (HR/ICP-MS) Element2. Контроль точности и воспроизводимости измерений концентраций РЗЭ осуществлялся путем анализа стандартного образца частично серпентинизированного гарцбургита PCC-1 USGS. Детали аналитических процедур можно найти в [4].

Анализ концентраций Sm, Nd и изотопных отношений⁸⁷Sr/⁸⁶Sr,¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd,¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd осуществлялся масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID), предусматривающим кислотное разложение смеси исходного образца со смешанными спайками⁸⁵Rb +⁸⁴Sr,¹⁴⁹Sm +¹⁵⁰Nd, ионообменной хроматографии и последующего анализа результирующих реагентов с помощью мультиколлекторного твердофазного масс-спектрометра Triton (TIMS) в статическом режиме. Для оптимизации параметров изотопного разбавления производилось предварительное измерение содержаний Sm и Nd методом HR/ICP-MS. Более подробное описание аналитических процедур приведено в [15].

Контроль точности и воспроизводимости измерений концентраций Sm (6.535±0.032, СКВО = 1.4), Nd (28.55±0.17, СКВО = 1.6), отношений⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.710242±0.000026, СКВО = 0.98, n = 88), (0.70800±0.00002, СКВО = 0.85, n = 84),¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd (0.13820±0.00024, СКВО = 1.07)¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (0.512638± 0.000009, СКВО = 0.97), (0.511856±0.000005, СКВО = 0.67, n = 51) проводился путем анализа стандартов BCR-2 USGS, Eimer & Amend, SRM-987 и La Jolla.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Спектр распределения РЗЭ шпинелевого лерцолита северного Крака на графике в координатах “элемент – C_Wr/C_Ch”, где C_Wr, C_Ch – концентрации элементов в породе в целом и хондрите, соответственно, показан на рис. 4, из которого следует, что изученный образец характеризуется обеднением цериевой части лантаноидов ((La/Lu)_N=0.272, (Ce/ Lu)_N= 0.323) и близкой к горизонтальной моделью распределения тяжелых РЗЭ. ((Dy/Lu) _N=0.963)). Аномалий Ce и Eu не выявлено. Существует мнение [5, 6, 19], что такая форма распределения РЗЭ отражает процесс дифференциации вещества мантийного источника, обедненного легкими РЗЭ. Такие закономерности аналогичны тем, которые были обнаружены в перидотитах и минеральных фракциях из орогенных перидотитовых массивов (например, [XI, XII]).

 

Рис. 4. Спектры распределения РЗЭ в лерцолитах. Тонкие цветные линии – лерцолиты восточных Пиреней [6]. Красная утолщенная линия характеризует спектр распределения РЗЭ образца, изученного в настоящей работе. Остальные утолщенные цветные линии – лерцолиты массивов Миндяк и Нурали, Ю. Урал, номера проб соответствуют таковым из табл. 1 [19]. CWr, CCh – концентрации РЗЭ в породе (ppm, указаны красными цифрами по оси абсцисс) и хондрите соответственно. Коэффициенты нормализации по [IX].

 

Для сравнения, на этот же график нанесены спектры распределения РЗЭ орогенных лерцолитов восточных Пиреней: Lherz, Freychinede, Pic Couder, Porteteny, Sem, Bestiac [6], а также аналогичных пород из массивов Миндяк и Нурали, Ю. Урал [19].

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd изотопная систематика. Результаты изучения⁸⁷Sr/⁸⁶Sr- и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd- изотопных систем в шпинелевом лерцолите массива Северный Крака приведены в табл. 2, а графическая интерпретация этих данных представлена на рис. 5, 6.

 

Табл. 2. ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (в примечании) данные для шпинелевого лерцолита массива северный Крака.

Образец	Sm (ppm)	Nd (ppm)	147Sm/144Nd	±2σ	143Nd/144Nd	±2σ	εNd(0)	εNd(545)
7511 Wr	0.149	0.516	0.1745	0.0005	0.513014	0.000022	+7.4	+8.9
7511 Opx	0.0791	0.186	0.2568	0.0008	0.513331	0.000028	+13.6	+9.4
7511 Cpx	0.227	0.448	0.3058	0.0009	0.513479	0.000019	+16.4	+8.9
7511 WrAL	0.249	0.752	0.2001	0.0006	0.513105	0.000023	+9.1	+8.9
7511 OpxAL	0.133	0.277	0.2900	0.0009	0.513427	0.000024	+15.4	+8.9
*7511 CpxAL	0.339	0.584	0.3509	0.0018	0.513637	0.000015	+19.5	+8.8
7511 CpxAL	0.348	0.602	0.3494	0.0016	0.513648	0.000018	+19.7	+9.1

Примечания: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.703021±0.000035, ε_Sr(0) = -21.0. При расчете ε_Sr(0), ε_Nd(0) и ε_Nd(545) использованы значения возраста 545 млн лет и характеристик UR, CHUR, DM: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7045, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.1967, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512636, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.2135,¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.513151 соответственно.

 

Рис. 5. 147Sm‑143Nd-эволюционная диаграмма для лерцолита 7511 массива Северный Крака (рис. 2). Размеры прямоугольников пропорциональны погрешностям ±2σ атомных отношений147Sm/144Nd и 143Nd/144Nd. Wr – порода в целом, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен. Нижний индекс “AL” идентифицирует разности, подвергнутые кислотному выщелачиванию. MSWD Mean Square of Weighted Deviates. Параметры CHUR указаны в подписи к табл. 2. DM:147Sm/144Nd = 0.2135, 143Nd/144Nd = 0.513151 [X].

 

Рис. 6. Корреляционная диаграмма87Sr/86Sr‑143Nd/144Nd для лерцолита массива Северный Крака (синий кружок) и клинопироксенитов, выделенных из орогенных, офиолитовых и абиссальных перидотитов, пироксенитов Horoman, Lower Austria, Ronda, Pyrenees, Western Alps (Balmuccia, Lanzo, and the External Ligurides), Zabargad, Internal Ligurides, а также для океанических перидотитов [5]. Mid-Ocean Ridge Basalt (MORB) из базы данных Petrological Database of the Ocean Floor (PetDB https://wiki5.ru/wiki/Petrological_Database_of_the_Ocean_Floor). Ocean-Island Basalt (OIB) из базы данных Geochemistry of Rocks of the Oceans and Continents (GEOROC https://georoc.eu/georoc/ new-start.asp, данные по Французской Полинезии, Исландии, Гавайям, Галапагосским островам и Буве). I, II, III, IY – квадранты, выделенные (серые горизонтальная и вертикальные линии) относительно изотопного состава Sr и Nd модельного резервуара CHUR (параметры указаны в примечании к табл. 2).

 

Размах осцилляции концентраций Sm, Nd в изученных образцах породы в целом, ортопироксене и клинопироксене, не подвергнутых кислотному выщелачиванию, определяется интервалами 0.149–0.227 ppm и 0.516–0.448 ppm соответственно, диапазоны наблюдаемых отношений¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd,¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd идентифицируются значениями 0.17450–0.3058, 0.513014–0.513479 (или +7.4—+16.4 в единицах ε_Nd). Аналогичные параметры для разностей, испытавших воздействие кислот, демонстрируют сравнительное обогащение величин концентраций Sm, Nd и отношений¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd,¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd от 1.40, 0.80, 1.13, 1.0002 до 1.68, 1.49, 1.75, 1.0011 соответственно (табл. 2), что значительно увеличивает “растяжку” положения фигуративных точек по осям координат эволюционной диаграммы (рис. 5). Использование программного обеспечения Isoplot/Ex ver. 3.6 [12] для¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd- и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd- изотопных сигнатур Wr, Opx, Cpx позволяет выявить эррохронную зависимость (MSWD=2.6), определяющую возраст 542±33 млн лет. Едино- образные расчеты для Wr_AL, Opx_AL, Cpx_AL, *Cpx_AL (дубликат для оценки воспроизводимости) диагносцируют наличие изохроны (MSWD = 0.85, York’s model I) с возрастом 545±26 млн лет и высоким значением инициального отношения (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)₀ = 0.512390±0.000054 (рис. 5), соответствующего в рамках представлений относительно модельных резервуаров величине ε_Nd=+8.9. Примечательно положение фигуративной точки DM (depleted mantle) на диаграмме (рис. 5), практически удовлетворяющее линии регрессии/изохроне с тангенсом угла наклоном 0,00357 (соответствующей возрасту 545 млн лет) и разницей между значениями величин ординат между¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_DM и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(545) всего лишь 0.000007 (абс.), менее чем полученные ±2σ погрешности (табл. 2).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Возрастные ограничения. В соответствии с ранними представлениями 1960 гг., приведенными в объяснительной записке к государственной геологической карте РФ, масштаба 1 : 200 000 [IY, http://geo.mfvsegei.ru/200k/Zap/Zap_N-40-XXII.pdf], возраст массивов Крака трактуется в широком диапазоне – от докембрийского до послераннекаменноугольного, тем не менее авторами по непонятной причине принят силурийский возраст (νσ, σ, Συν Ok).

В более современной работе [2], на основании U‒Pb SHRIMP-II-датирования цирконов, выделенных из массива Узянского Крака (2, рис. 1 в), выявлен еще более широкий диапазон²⁰⁶Pb/²³⁸U-возрастов, превышающий 1800 млн лет. Анализируя полученную U‒Pb SHRIMP-II-возрастную сигнатуру, авторы выделяют три этапа (NP₃, D₂—O₃ и J₁—C₁), утверждая, что цирконы из лерцолита, гранатового пироксенита и дунита массива Узянского Крака представляют полигенно-полихронное сообщество, сосуществующие разновидности которого определяются длительностью эволюции пород, их прогрессивными-регрессивными изменениями. При этом постулируется отчетливая преемственность между всеми выделенными типами цирконов из лерцолита, гранатового пироксенита и дунита массива Узянский Крака. Наиболее древние реликтовые датировки, характеризующие эндогенные преобразования исходного субстрата, установлены в цирконах лерцолитов (2037±20 и 1132±6 млн лет), гранатовых пироксенитов (953±11 млн лет) и дунитов (632±11 млн лет). Во всех породных ассоциациях проявлены сходящиеся значения возраста в интервалах 590– 550 млн лет и 445–390 млн лет, которые характеризуют этапы глубинного расслоения лерцолитового блока на комплементарные серии и перемещение их на верхнекоровый уровень. Возрастные данные в интервале 299–196 млн лет, обнаруженные только в дунитах, отражают влияние палеозойских сдвиговых процессов.

Иными словами, исходные лерцолиты с возрастом 2037 млн лет, по мнению [2], испытали термальные воздействия, обусловленные пульсационным функционированием мантийных плюмов, на протяжении всей позднедокембрийской рифтогенной предыстории Урала. Проведенные исследования позволили авторам сделать вывод о том, что в современной структуре Уральского коллизионного орогена присутствуют фрагменты подконтинентальной литосферы, ранее описанные лишь для массивов корневых зон Западной и Центральной Европы.

Сравнивая ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd AL ID-TIMS-данные (545±26 млн лет, MSWD=0.85), полученные нами в настоящей работе, с результатами U‒Pb SHRIMP-II-датирования цирконов, выделенных из массива Узянского Крака, можно отметить удовлетворительное совпадение вычисленных возрастов, поскольку основной, статистически обоснованный (n = 7) объединительный кластер, соответствующий фигуративным точкам кратеров (3, 11.3, 9, 11,.2, 5, 6, 7.2) цирконов лерцолита К55 [2, табл. 2], определяет U‒Pb-конкордантный возраст 536.8±4.6 млн лет (2σ), MSWD = 1.17.

К выводам о наличии кадомского этапа орогенеза в эволюции Миндякского массива (5, рис. 1 г), считающимся аналогом ² Крака, но локализованного северо-восточнее, в зоне ГУГР, пришли и авторы [19], изучая соответствующие породы¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd- и Re‒Os-методами изотопной геологии. Здесь следует отметить, что целесообразность аналитических приемов, реализованных при изучении Re‒Os-изотопной систематики пород Миндякского массива, вызывают определенные сомнения. Это наглядно демонстрируют результаты повторного анализа образца My-35 (n=11, табл. 3, [19]), которые позволяют оценить величины коэффициентов вариации концентраций Re, Os и отношений¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os,¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os, равные 28.8%, 24.8%, 66.6%, 56.7% соответственно. По нашему опыту, а также имеющимся литературным данным, применение метода низкотемпературного кислотного разложения в случае таких пород, как пироксениты, вряд ли оправданно. Метрологически более обоснованными выглядят¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd ID-TIMS-данные для габбро и диоритов Миндякского массива, для которых получена изохронная зависимость (MSWD=0.90), определяющая возраст 540±18 млн лет и (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)₀ = 0.512263±0.000024 [19]. Результатом проведенных исследований методами изотопной геологии является вывод о том, что Миндякский лерцолитовый массив может быть “первой находкой неопротерозойской кадомской дуги на Южном Урале” [19].

В контексте настоящего изложения следует также отметить неопротерозойские значения возрастов, полученные коллективом авторов [Y] на основании изучения¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd-систематики пород (лерцолиты, клинопироксениты, верлиты и оливиновые клинопиросениты) и минералов (Opx из лерцолитов и Cpx из верлитов и оливиновых клинопиросенитов) Нуралинского (578±18 млн лет, (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)₀ = 0.512163±0.000029, MSWD = 1.3, n = 10) и Миндякского (762±68 млн лет, (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)₀ = 0.511850±0.000011, MSWD = 0.3, n = 6; 796±51 млн лет, (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)₀ = 0.511797± 0.000083, MSWD = 0.65, n = 7) массивов. Авторами сделан вывод о том, что возможно кумулятивные верлиты и оливиновые клинопироксениты и комплементарные им габбро представляют собой продукты фракционирования первичного расплава, который был выплавлен из лерцолитов в то время, которое фиксируется¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd-возрастом. Альтернативная модель предполагает, что¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd-возраст соответствует времени просачивания этого расплава сквозь более древние перидотиты.

Таким образом, резюмируя сведения относительно возрастных ограничений в рамках данного параграфа, можно полагать, что совпадение U‒Pb Pb SHRIMP-II-цирконовых датировок [2] и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd AL ID-TIMS-данных в интервале 590–540 млн лет в главных породных ассоциациях массива Узянский Крака и шпинелевом лерцолите Северного Крака свидетельствует о формировании стратифицированного (сверху вниз: лерцолиты, гарцбургиты, дуниты, гранатовые пироксениты) разреза [2] массивов Крака до открытия уральского палеоокеана [19].

Генетические ограничения

Как уже упоминалось во введении, орогенные лерцолиты часто интерпретируются как фрагменты континентальной литосферной мантии, тектонически внедренные в земную кору (например, [14] и др.). Рассматриваемая модель находит подтверждение для цирконов лерцолитов Узянского Крака (рис. 1 в, 2), на основании анализа дискриминационных диаграмм в координатах Yb‒U, Hf‒U/Yb, Y‒U/Th [1], позволяющих, как известно, дифференцировать циркон континентального и океанического происхождения. В выводах [1] постулируется, что фигуративные точки цирконов всех возрастных кластеров (диапазон от 2037 до 196 млн лет) в лерцолитах, гранатовых пироксенитах и серпентинитах Узянского Крака на упомянутых выше диаграммах соответствуют полю вещества континентального генезиса, что не противоречит в целом представлениям о формировании этих пород при рифтовом растяжении континентальной литосферы [1, 2].

Альтернативная гипотеза о происхождении орогенных лерцолитов из океанической коры была предложена в [7], полагающих, что орогенные лерцолиты представляют собой подтип офиолитов, отличающийся от распространенного гарцбургитового более тонким разрезом коры и непосредственным контактом с метаморфизованной континентальной корой. По мнению этих авторов, орогенные лерцолиты могут быть связаны с трансформными разломами или очень медленно эволюционирующими спрединговыми центрами, где литосферный фронт проникает на расстоянии первых десятков километров в нижележащую мантию.

Полученные в настоящей работе РЗЭ-данные,⁸⁷Sr/⁸⁶Sr- и ¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd-изотопная систематика шпинелевого лерцолита массива северный Крака позволяют определить источник вещества изученной породы. Об этом свидетельствует наблюдаемая корреляционная зависимость⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (в частности, особенность положения соответствующей фигуративной точки по оси⁸⁷Sr/⁸⁷Sr, II квадрант графика, рис. 6), что вместе со спецификой спектра распределения РЗЭ (рис. 4) не противоречит гипотезе о происхождении изученного лерцолита вследствие плавления уже истощенного протолита, который можно идентифицировать как мантийный источник с параметрами, подобными MORB.

Другим аргументом в пользу изложенного в предыдущем абзаце является позиция фигуративной точки DM на изохронном графике (рис. 5), поскольку изотопный состав Sm и Nd в рамках наблюдаемых погрешностей практически точно (Δ = 0.0014%) соответствует параметрам линии регрессии (slope 0.00357). Иными словами, эволюционные параметры ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd деплетированного резервуара DM (фигуративная точка со значением¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2135 по оси абсцисс) тождественны изотопному составу Sm и Nd шпинелевого лерцолита массива Северный Крака.

Геодинамические следствия

Вычисленный в рамках проведенного исследования¹⁴⁷Sm‒¹⁴³Nd AL ID-TMS-изохронный возраст 545 млн лет для шпинелевого лерцолита массива Северный Крака в сочетании с имеющимся комплексом геологических и гео- химических данных позволяет утверждать [3, 19] о проявлении поздневендской фазы (эпохи) складчатости и орогенеза на Урале в интервале времени 620–540 млн лет, ответственной за образование тиманид. Сравнение этих данных с материалами по геологии Центральной и Западной Европы дает возможность коррелировать образованные в результате этой фазы складчатости структуры тиманид с кадомидами (https://ru.wikibrief.org/wiki/Cadomian_Orogeny). Глобальные реконструкции континентов для конца протерозоя не противоречат гипотезе о существовании кадомского орогена на периферии Гондваны (рис. 7).

 

Рис. 7. Геологически обусловленная реконструкция суперконтинента Паннотия, который, вероятно, существовал вблизи докембрийско-кембрийской границы, 600–540 млн лет [8]. Панафриканско-бразильские (паннотские; [18]) бассейны показаны закрытыми, хотя некоторые из них, возможно, сохранились до кембрия ([11]). Примечательно, что авторы [20] интерпретировали палеомагнитные данные как требующие разделения Лаврентии и Гондваны более чем на 5000 км на границе докембрия и кембрия. Трактовка основана в первую очередь на геологических аргументах, поскольку показанные палеомагнитные полюса не подтверждают такое близкое соседство Лаврентии и Гондваны [8]. Pacific ocean – Тихий океан; Extensional margin – расширение восточной окраины Тихого океана; East Gondwana – восточная часть суперконтинента Гондвана; Laurentia – суперконтинент Лаврентия; Cadomian arc – кадомская магматическая дуга; A – Arequipa massif; AM –Amazonian craton; B – Baltica (Russian craton); C– Congo craton; D-R-A – Delamerian-Ross arc; E – Ellsworth-Whitmore mountains block (in Pangea position); EA – East Avalonia (southern British Isles); ESMT – hypothetical Ellsworth-Sonora- Mojave transform; F/MP – Falkland-Malvinas Plateau; K – Kalahari craton; MAOT – hypothetical Malvinas-Alabama- Oklahoma transform; R – Rockall Plateau with adjacent northwest Scotland and northwest Ireland; RP – Rio de la Plata craton; S – Siberia (Angara craton); SF – São Francisco craton; SV – Svalbard block (Barentia); WA – West African craton; TxP – hypothetical Texas plateau. Линии с черными треугольниками – верхние плиты зон субдукции (кадомский ярус) и зарождающихся зон субдукции (дуга Деламерия – Росса, D-R-A); жирные линии – зарождающиеся mid-Iapetus хребты; диагональные линии – коллизионный ороген восточной Африки, включающий восточную и западную Гондвану.

 

Согласно имеющимся палеомагнитным построениям [20], Восточно-Европейский и Сибирский континенты располагались в южном полушарии, напротив кадомской Перигондваны, тем не менее, на существенном удалении от нее. Вместе с тем Палеоурал, Палеотаймыр и Перигондванские кадомиды находились, согласно этим же данным, на очень близких широтах [3]. Имея в виду, что палеомагнитные данные не позволяют однозначно определить палеодолготу, можно откорректировать реконструкцию [20] таким образом, чтобы полагать, что Палеоурал, Палеотаймыр и Перигондванские кадомиды представляли компактный, более крупный ороген в составе следующего после Родинии ³ суперконтинента Паннотия.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы признательны ст. науч. сотр. ИГГ УрО РАН О. П. Лепихиной и Н. В. Чередниченко за помощь в пробоподготовке изученного материала, а также ст. науч. сотр. ИГ УФНЦ Д. Е. Савельеву за графические материалы к рис. 1. Конструктивные замечания и ценные предложения двух анонимных рецензентов, позволили существенно улучшить настоящую рукопись.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования проведены в соответствии с темами госзаданий ИГГ УрО РАН (№ госрегистрации 123011800013-6 и № 122022600107-1; № темы: FUMZ-2022-0002).

 

¹ Римскими цифрами обозначены ссылки из списка дополнительной литературы.

² Фокусируясь на дискуссии об аналогии массивов Нурали, Миндяк и Крака, географически разобщенных в настоящее время (рис. 1 г), можно процитировать утверждение авторов [2] о том, что реактивация Кракинского массива в среднем палеозое в соответствии с U‒Pb SHRIMP-II-возрастным интервалом 390–445 млн лет предполагает связь с процессами выведения мантийного блока и его аллохтонным перемещением в верхнюю кору.

³ Роди́ния – гипотетический суперконтинент, предположительно существовавший в протерозое – эоне докембрия (https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A0%D0%BE%D0%B4%D0%B8%D0%BD%D0%B8%D1%8F).

About the authors

Yu. L. Ronkin

Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: y-ronkin@mail.ru
Russian Federation, Yekaterinburg

I. S. Chashchukhin

Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: y-ronkin@mail.ru
Russian Federation, Yekaterinburg

V. N. Puchkov

Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: y-ronkin@mail.ru

Corresponding Member of the RAS

Russian Federation, Yekaterinburg

References

Supplementary files