Неопротерозойский и Кембрийский протолит ортопород максютовского метаморфического комплекса на Южном Урале: результаты U-Th-Pb (SIMS) датирования акцессорного циркона

Полный текст

Максютовский эклогит-глаукофансланцевый комплекс распространен в зоне Уралтау и является ключевым элементом в модели коллизии дуга-континент, согласно которой в среднем девоне произошла коллизия Магнитогорской внутриокеанической дуги и пассивной окраины континента Балтика [1]. Для эклогитов и для глаукофан-фенгитовых сланцев изотопными методами ранее был определен возраст пикового метаморфизма комплекса, значения которого находятся в интервале 375–390 млн лет [1‒7]. Определение абсолютного возраста обломочных цирконов из кварцитов и кварцито-сланцев комплекса [8, 9] позволило установить для значительной части его разреза палеозойский возраст, а не рифейский, как было принято считать раньше. В разрезе комплекса присутствуют фрагменты с метааркозами, которые условно можно сравнивать с ордовикскими терригенными свитами, а толщи графитовых кварцитов – с содержащими углеродистые сланцы и кремни ордовикскими и силурийскими свитами Сакмарского аллохтона и Восточно-Уральской мегазоны. Кидрясовская свита нижнего ордовика в зоне Уралтау и в Сакмарском аллохтоне несогласно залегает на вендском вулкано-плутоническом комплексе [10, 11]. В связи с этим можно предполагать присутствие доордовикских образований в структуре максютовского комплекса. В пользу такого предположения свидетельствуют данные о позднедокембрийском и кембрийском возрасте циркона из эклогитов и гранат-глаукофановых сланцев [2, 5, 6, 12].

Задачей исследования был поиск доордовикских ортопород в структуре комплекса и установление возраста их магматического протолита. Для метаморфических пород разных структурных элементов максютовского комплекса определен U– Pb- возраст акцессорного и детритового циркона. Исследования на приборе SHRIMP II производились во ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

Структура максютовского комплекса. В качестве полигона для исследований нами был выбран район сел Шубино, Карагай-Покровка в верхнем течении р. Губерля (рис. 1). В этом районе известно Шубинское месторождение титана, связанное с рутиловыми эклогитами. Нижний структурный уровень представлен в пакетах тектонических пластин и лежачих изоклинальных складок, которые сложены породами юмагузинской и карамалинской “серий” (тектонических единиц) [9, 13, 14]. В разрезе юмагузинской “серии” преобладают фенгит-глаукофановые кварцито-сланцы с метааркозами, метаграувакки, метавулканиты, а в разрезе карамалинской “серии” – графитистые кварциты, графитистые сланцы, метаграувакки, метавулканиты. Тектонические пластины и лежачие складки смяты в серию брахиморфных складок [9, 14]. В структуре присутствуют тектонические пластины, сложенные серпентинитовым меланжем, с блоками метагабброидов. Серпентиниты в основном преобразованы в тальковые сланцы, а метагабброиды представлены амфиболитами и гранатовыми амфиболитами. Верхний структурный уровень представлен фрагментами тектонического покрова, сложенного тектоническим микститом. В матриксе микстита преобладают кварциты, кварцито-сланцы, фенгитовые сланцы, графитистые кварцито-сланцы, среди которых находятся тела эклогитов и кристаллических сланцев, образованных по магматическим породам.

 

Рис. 1. Максютовский комплекс в районе Шубинского титанового месторождения (а), составлено с использованием [13], геологические разрезы по линиям А‒Б‒В и Г‒Д‒Е (б), схема структур Южного Урала (в), гистограмма и график плотности вероятности распределения возрастов зерен обломочного циркона из метагравелитов карамалинской серии (г) из [9]. 1 – рыхлые кайнозойские отложения; 2 – палеозойские отложения нерасчлененные; 3 – юмагузинская “серия”, метааркозы, фенгитовые кварциты с глаукофаном, метаграувакки, метавулканиты среднего состава; 4 – карамалинская “серия”, графитистые кварциты и кварцито-сланцы, метаграувакки, метавулканиты основного и среднего состава; 5 – серпентинитовый меланж с блоками метагабброидов; 6–7 – тектонический микстит: 6 – зоны сближенных тел эклогитов, 7 – фенгитовые и глаукофан-фенгитовые сланцы, графитистые сланцы; 8 – тектонические контакты: Главный Уральский разлом (а), прочие разломы – картируемые (б), предполагаемые (в); 9 – точки отбора проб на U‒Pb-исследования и их номера; 10 – местонахождение известняков с археоциатами; на схеме (в): 11 – Башкирский мегантиклинорий, рифейские и вендские терригенные, карбонатные и вулканогенные толщи, 12 – Зилаирский синклинорий, терригенные толщи верхнего девона-карбона, 13–14 – зона Уралтау, кварциты и сланцы докембрия и палеозоя (13), эклогит-глаукофансланцевый максютовский комплекс (14), 15 – Магнитогорская мегазона, ранне-среднепалеозойские вулканогенные и вулканогенно-осадочные надсубдукционные и рифтогенные комплексы, 16 – аллохтоны с офиолитами. Черным прямоугольником обозначено положение рис. 1 а. На обзорной географической схеме показано положение района рис. 1 в.

 

Оценка Шубинского месторождения проводилась в 50-е и 70-е годы прошлого века. С учетом этих данных установлено, что основное рудное тело эклогитов слагает крылья лежачей изоклинальной складки, полого погружающейся на запад [15]. Мощность тела эклогитов до 70 м, при падении на запад 5–10°. По-видимому, это силл метагаббро, залегающий среди толщи графитовых кварцитов и слюдисто-кварцевых сланцев. В структуре присутствуют линзовидные тела гранат-глаукофановых и гранат-глаукофан-омфацитовых сланцев, образованных по вулканогенно-осадочным и вулканогенным породам основного и среднего состава. Локально распространены метабазальтовые эклогиты с отчетливыми реликтами подушечного строения (рис. 2) и эклогиты по базальтовым лавобрекчиям с сохранившимися обломочными текстурами, а также линзы массивных метабазитовых мусковит-альбит-глаукофан-цоизит-гранатовых сланцев. Отмечаются конформные маломощные тектонические пластины тремолит-тальковых и тальковых метасоматитов, образованных по ультраосновным породам. Вблизи этих метасоматитов установлены изолированные выходы гранат-омфацитовых пород.

 

Рис. 2. Эклогиты по пиллоу-базальтам. Левый приток р. Мрязоурган.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Эклогиты рудного тела представлены массивными породами, в которых наблюдаются полосы обогащенных омфацитом зон и линейные разнонаправленные скопления граната. Эндоконтактовые зоны тел эклогитов обогащены глаукофаном и фенгитом. Выделяются две основные группы эклогитов рудного тела, которые отличаются по минеральному и химическому составам (табл. 1).

 

Таблица 1. Содержания петрогенных окислов (вес.%), редких и рассеянных элементов (г/т) в породах максютовского комплекса.

	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
SiO2	49.68	54.25	52.36	52.01	49.07	46.96	47.98	47.24	54.27	54.62	53.73	47.56	46.05	49.63	60.73
TiO2	4.55	4.35	2.23	3.25	0.85	0.81	1.17	1.31	0.37	0.61	0.57	0.96	0.92	1.13	0.97
Al2O3	9.041	8.07	11.29	10.44	18.68	15.59	17.35	10.74	12.03	10.61	10.93	20.68	21.69	23.79	16.00
Fe2O3	7.64	8.14	6.75	6.34	3.05	3.58	5.75	6.15	2.93	3.17	3.76	5.21	5.20	3.28	3.23
FeO	4.32	2.57	5.5	8.83	4.66	6.89	4.57	7.55	2.81	3.29	2.88	3.33	2.65	5.13	3.39
MnO	0.11	0.11	0.16	0.16	0.08	0.13	0.15	0.09	0.29	0.36	0.23	0.10	0.10	0.13	0.09
MgO	6.78	4.91	5.56	6.74	5.90	6.42	2.90	5.33	5.17	8.16	8.31	3.53	4.11	2.95	3.89
CaO	13.07	13.89	10.89	6.61	7.37	9.99	10.99	11.29	13.66	13.22	13.77	11.08	11.99	2.37	2.55
Na2O	2.37	2.16	2.726	2.73	3.39	3.45	3.86	4.22	6.63	5.10	5.20	3.08	2.35	2.42	1.41
K2O	0.36	0.15	0.30	0.39	2.93	0.72	1.60	0.42	0.16	0.07	0.02	1.59	2.15	4.27	4.14
P2O5	0.46	0.46	0.36	0.43	0.53	0.33	0.51	0.07	0.03	0.03	0.03	0.63	0.42	0.16	0.24
loi	1.25	0.53	1.54	1.66	2.63	4.2	3.12	5.46	1.43	0.4	0.26	1.88	2.08	4.66	2.98
Sum	99.63	99.58	99.65	99.59	99.14	99.08	99.94	99.87	99.77	99.64	99.65	99.63	99.71	99.93	99.63
Li	16.5	20.7	25.4	13.4	17.8	22.52	24.4	32.9	118.1	114	110	31.3	23.7	71.2	52.4
Be	1.2	1.1	0.82	1.2	0.46	0.78	1.1	0.42	5.2	5.0	4.5	0.85	1.1	2.9	2.0
Sc	25.5	28.6	48.8	36.2	30.4	39.35	26.1	24.9	18.2	20.9	14.7	21.6	22.0	32.5	23.6
V	485	472	516	463	183	270.16	375	368	460	476	437	253	306	201	147
Cr	165	175	102	123	448	292.20	73.1	57.2	60.6	126	76.7	40.5	31.5	103	112
Co	43.9	38	53.8	65.9	48.3	45.96	25.9	49.0	36.5	35.0	31.6	24.4	20.7	20.5	15.6
Ni	127	129	91.2	135	235	100.72	61.8	82.3	111	127	112	25.3	21.6	54.8	49.6
Cu	272	343	221	95.5	20.3	107.04	105	207	10.8	23.0	10.5	92.0	49.0	42.2	12.7
Zn	123	90.3	105	162	90.9	91.94	51.3	105	140	147	135	85.1	72.5	134	85.2
Ga	26.5	27.6	23.3	27.0	15.8	16.57	22.5	16.2	16.8	17.1	16.7	26.6	32.8	31.9	20.9

Окончание таблицы 1

	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
Rb	1.9	0.54	2.3	3.0	30.3	9.77	28.1	8.9	1.2	3.0	0.69	11.5	24.5	179	129
Sr	290	274	426	315	134	455.07	333	202	86	103	167	877	1197	406	340
Y	23.9	25.5	25	30	16.7	21.95	26.5	20.6	133	144	153	26.7	30.0	34.6	41.8
Zr	89.2	90.1	47.9	100	10.6	1.63	72.8	76.8	496	507	605	33.4	265	326	758
Nb	26.9	22.2	10.3	24.3	2	3.30	8.8	8.3	14.5	25.0	33.6	5.3	3.9	26.2	21.8
Mo	0.63	0.84	5.6	1.9	4.6	0.16	0.56	0.67	6.2	1.6	1.8	1.9	2.3	1.9	3.9
Cs	0.083	0.016	0.085	000	1.3	0.46	1.1	0.41	0.07	0.13	0.041	1.0	1.6	6.3	4.0
Ba	23	7.8	34.3	36.9	300	95.17	142	50.8	77.8	103	158	363	515	668	535
La	21.8	23.6	12.5	16.4	3	5.97	13.0	10.5	85.4	91.2	142	12.4	16.2	30.8	46.7
Ce	56.2	59.3	32.1	43.1	8.7	14.87	30.4	23.2	198	214	315	34.0	51.6	87.1	102
Pr	8.3	8.5	4.6	6.1	1.4	2.23	3.9	2.9	23.2	25.8	39.8	5.7	7.1	8.5	11.6
Nd	40.8	41	23.4	30.8	8.3	11.19	17.2	13.3	95.3	104	162	31.0	36.0	34.2	45.6
Sm	10.9	11.3	6.8	8.6	2.8	3.33	4.3	3.3	24.9	26.7	40.2	8.1	8.9	7.1	9.0
Eu	3.6	3.8	2.3	2.9	1	1.24	1.6	1.2	4.7	4.7	7.2	2.3	2.6	1.7	1.9
Gd	10.5	11.3	7.6	9.1	3.4	4.04	4.9	3.9	23	24.7	35.5	7.0	7.9	6.3	7.6
Tb	1.4	1.5	1.1	1.3	0.58	0.69	0.77	0.64	3.1	3.5	4.6	0.99	1.1	1.0	1.2
Dy	5.9	6.6	5.4	6.5	3.3	4.23	4.8	4.0	17.8	20.9	24.6	5.6	6.1	6.4	7.3
Ho	0.91	0.94	0.94	1.1	0.66	0.84	0.99	0.81	4.4	4.8	5.1	1.1	1.1	1.3	1.4
Er	2.1	2.1	2.4	2.8	1.8	2.29	2.9	2.2	18	16.9	18.4	2.5	2.8	3.5	4.2
Tm	0.26	0.26	0.33	000	0.26	0.31	0.43	0.33	3.4	3.1	3.7	0.35	0.37	0.53	0.64
Yb	1.5	1.4	2.1	2.1	1.6	1.87	3.1	2.2	24.8	24.1	31.3	2.1	2.2	3.8	4.5
Lu	0.22	0.2	0.3	0.3	0.23	0.25	0.46	0.33	3.8	3.6	4.8	0.26	0.27	0.58	0.67
Hf	2.6	2.6	1.5	3.0	0.48	0.14	2.0	1.9	17.7	18.7	22.1	1.2	6.4	9.1	19.1
Ta	1.8	1.4	0.64	1.5	0.12	0.22	0.60	0.57	3.4	4.0	4.9	0.18	0.17	1.6	1.4
Pb	2.6	3	2	3.7	2.4	11.48	4.5	2.6	9.7	8.9	12.9	7.6	8.5	24.1	19.2
Th	1.7	1.7	1.1	1.3	0.18	0.40	1.2	0.99	34.6	28.8	41.9	0.43	0.85	13.9	16.1
U	0.58	0.6	0.34	0.3	0.17	0.15	1.2	0.78	17.2	16.6	25.5	0.24	0.39	4.4	1.7

Номера проб и район их отбора: 1–8 – эклогиты, Шубинское месторождение (1–6), р. Мрязоурган, эклогиты с подушечной отдельностью (7–8): 1 – р289/1; 2 – p289/3; 3 – p291/2; 4–1433Б; 5–293/1; 6 – p20102; 7–2104; 8–2104/1; 9–11 – гранат-омфацитовые породы, Шубино: 9 – p299; 10–2133A; 11–2133Б; 12–13 – сланцы мусковит-альбит-глаукофан-цоизит-гранатовые, Шубино: 13 – p295, 13–2134; 14 – амфибол-альбитовые сланцы, р. Мрязоурган (2128); 15 – мусковит-амфибол-альбитовые сланцы, р. Губерля (2135).

 

В эклогитах 1-й группы внутренние части порфиробластов гранатов имеют состав Prp_17–22Alm_58–57Sps_1,4–1,6Adr_0,2–0,3Grs_22–20. Они содержат большое количество включений кварца, глаукофана, рутила, апатита, цоизита, обрастающего алланит. Внешняя зона порфиробластов практически без включений. Ее состав Prp_24–26Alm_56–58Sps_1,8–2,0Adr_0–0,6Grs_18–14. Омфацит имеет состав Jd_33–36Aeg_29–31. По глаукофану в каймах развивается барруазит. По химическому составу породы соответствуют базальтам и андезибазальтам толеитовой серии с TiO₂ = 3.0– 4.6%, до 5.6%; Al₂O₃ = 9–13%; CaO/Al₂O₃ = 1.3–1.7; Na₂O/K₂O = 7– 15; FeO* = 0.9; Fe₂O₃+FeO = 9.9–15.6; F = FeO*/(FeO*+1,37MgO) = 0.6–0.8; La_n/Yb_n = 7–10. На диаграмме Th‒Hf/3‒Nb/16 точки составов находятся в поле внутриплитных базальтов.

В эклогитах 2-й группы внутренние части порфиробластов гранатов имеют состав Prp_0,6–1,8Alm_21–55Sps_50–34 Adr_0,5–1,0Grs_27–37. Они содержат большое количество включений кварца, глаукофана, рутила, апатита, цоизита. Внешняя зона порфиробластов практически без включений. Ее состав Prp_9–11Alm_52–56Sps_5,9–4,3Adr_0,9–0,8Grs_32–28. Омфацит имеет состав Jd_38–42Aeg_0,6–6,6. Породы по составу отвечают базальтам-трахиандезибазальтам известково-щелочной серии с TiO₂ = 0.9–2.1%; Al₂O₃ = 18.7–20.7%; CaO/Al₂O₃ = 0.2–0.6; Na₂O/K₂O = 1.2–4.7; FeO* = 7,4–13.9; F = 0.5–0.6; La_n/Yb_n = 1.3–4.2. На диаграмме Th‒Hf/3‒Nb/16 точки находятся в поле E-MORB.

Пиковые параметры метаморфизма для высокотитанистых эклогитов составляют Т>800– 910 °C, P~2.5–3.5 ГПа [16], а согласно [12], Т~998–1047 °C, P≥3.2–3.5 ГПа. Нами предварительно определены пиковые PT-параметры метаморфизма в эклогитах 1-й группы (Т~850– 950 °C, P~2–2.5 ГПа) при помощи комбинации Grt‒Cpx-геотермобарометра [17] и геотермометра Ti в кварце [18].

Из эклогитов 1-й группы, отобранных в точке 1433(p289), с координатами 51°40ʹ39.4ʺ с. ш., 57°55ʹ46.6ʺ в. д., были выделены малочисленные кристаллы циркона с различной морфологией и структурой. Преобладают кристаллы неправильной сглаженной формы с корродированными поверхностями. На CL-изображениях кристаллы имеют пятнистую серую окраску, типичную для метаморфического циркона (рис. 3). В них²³²Th/²³⁸U = 0.01–0.02. В подчиненном количестве присутствуют цирконы такой же морфологии, но с осцилляторной зональностью и с ²³²Th/²³⁸U = 0.32–0.63.

 

Рис. 3. Катодо-люминесцентные микрофотографии кристаллов акцессорного циркона из проб 1433, 2133, р295, 2135, 2128. Номера точек соответствуют номерам анализов в табл. 2.

 

Таблица 2. Результаты U-Pb (SHRIMP-II) изотопных исследований циркона.

№№ анализа	206Pbc, %	Содержания, мкг/г			232Th/238U	Изотопные отношения			Rho	Возраст ± млн л.
		206Pb*	U	Th		207Pb/206Pba ±%	207Pb/235U, ±%	206Pb/238U, ±%		(1) 206Pb/238U	(2) 207Pb/206Pb
Эклогиты, проба 1433
1.1	0.00	1.39	26	0	0.01	0.057±5.7	0.491±6.1	0.063±2.1	0.3	392.9±8	477±130
2	0.80	1.48	29	0	0.01	0.053±9.9	0.431±10	0.059±2	0.2	371.9±7.3	316±230
3.1	1.71	0.71	13	0	0.01	0.053±19	0.457±19	0.062±3.1	0.2	387±12	349±430
4.1	0.34	3.56	67	1	0.02	0.054±5	0.46±5.1	0.062±1.3	0.3	386.6±4.9	368±110
8	1.33	0.622	12	0	0.01	0.050±16	0.41±17	0.06±3.1	0.2	375±11	179±380
9.1	0.45	2.42	46	1	0.01	0.056±5.9	0.462±6.2	0.060±1.8	0.3	377.4±6.6	435±130
10	0.26	3.96	75	1	0.01	0.053±4.2	0.448±4.4	0.061±1.2	0.3	382.4±4.5	334±96
1.2	0.87	1.88	34	0	0.01	0.051±10	0.443±10	0.063±1.6	0.2	395.7±6.1	229±230
3.2	2.45	0.454	9	0	0.01	0.054±24	0.440±25	0.059±3.1	0.1	371±11	360±550
4.2	0.78	2.4	43	1	0.02	0.054±8.2	0.473±8.3	0.064±1.4	0.2	398.6±5.3	359±180
9.2	0.59	2.54	48	1	0.01	0.054±6.9	0.451±7.1	0.061±1.3	0.2	382.5±4.6	352±160
5	0.32	11.3	85	44	0.53	0.068±2.6	1.427±2.8	0.153±0.9	0.3	919.1±7.9	854±55
6	0.12	50.3	394	124	0.32	0.069±1	1.414±1.1	0.148±0.5	0.4	891.6±3.8	902±21
7	0.12	25.3	197	120	0.63	0.069±1.4	1.417±1.5	0.149±0.6	0.4	897.3±5.2	894±28
Сланцы мусковит-альбит-глаукофан-цоизит-гранатовые, проба Р295
6	0.04	27.2	306	251	0.85	0.061±1.1	0.876±2	0.104±1.6	0.8	635.0±9.8	652±24
4	0.00	8.74	98	75	0.79	0.061±1.9	0.866±2.3	0.104±1.3	0.5	636.3±7.6	622±42
9	0.04	29.6	328	345	1.09	0.060±1.1	0.866±1.6	0.105±1.1	0.7	641.9±6.8	602±24
13	0.00	3.8	42	32	0.78	0.061±2.9	0.885±3.3	0.105±1.6	0.5	643.0±10.0	646±62
5	0.06	29.3	325	213	0.68	0.061±1.1	0.879±1.6	0.105±1.1	0.7	643.0±6.6	632±25
2	0.11	10.6	118	107	0.94	0.060±1.9	0.874±2.3	0.105±1.3	0.5	643.4±7.8	619±42
11	0.19	15.5	171	74	0.44	0.062±1.9	0.898±2.2	0.105±1.2	0.5	644.6±7.1	673±41
12	0.09	27.6	304	210	0.71	0.062±1.3	0.897±1.7	0.105±1.1	0.7	646.0±6.7	666±27
10	0.37	6.49	71	96	1.40	0.062±3.6	0.902±3.8	0.105±1.3	0.4	646.1±8.3	677±77
14	0.10	19.6	215	156	0.75	0.061±1.8	0.884±2.2	0.106±1.1	0.5	647.4±6.9	629±40
20	0.00	31.3	344	345	1.04	0.062±1.0	0.897±1.4	0.106±1.1	0.7	648.3±6.6	657±21
3	0.29	3.85	42	23	0.57	0.060±3.8	0.882±4.1	0.106±1.5	0.4	649.2±9.4	617±83
21	0.03	33.1	363	326	0.93	0.061±1.0	0.895±1.5	0.106±1.1	0.7	649.6±6.8	648±21
1	0.04	26.9	295	207	0.69	0.062±1.1	0.9±1.6	0.106±1.1	0.7	650.4±6.8	656±24
7	0.00	6.59	72	48	1.01	0.061±2.2	0.9±2.6	0.106±1.3	0.5	651.4±8.2	654±48
8	0.03	41.5	452	442	0.62	0.061±0. 9	0.898±1.4	0.107±1.1	0.8	654.6±6.6	636±19
17	0.00	2.4	26	16	1.09	0.063±3.5	0.927±3.9	0.107±1.7	0.4	655.0±11.0	703±75
16	0.22	4.96	54	57	0.30	0.062±3.2	0.912±3.4	0.107±1.4	0.4	657.3±8.8	660±66
15	0.37	3.07	33	10	0.74	0.0632±4.1	0.938±4.6	0.108±1.6	0.4	658.0±10.0	717±91
19	0.04	26.9	291	209	0.72	0.0612±1.1	0.91±1.6	0.108±1.1	0.7	658.3±6.8	654±24

Окончание таблицы 2

№№ анализа	206Pbc, %	Содержания, мкг/г			232Th/238U	Изотопные отношения			Rho	Возраст ± млн л.
		206Pb*	U	Th		207Pb/206Pba ±%	207Pb/235U, ±%	206Pb/238U, ±%		(1) 206Pb/238U	(2) 207Pb/206Pb
Гранат-омфацитовая порода, проба 2133
4	0.03	51.8	1006	6	0.01	0.054±1.4	0.449±2.1	0.060±1.6	1.6	376±6	383±32
3	0.46	17.8	345	24	0.07	0.056±3.8	0.462±4.4	0.060±2.2	2.2	377±8	440±84
1	0.12	39.6	761	4	0.01	0.055±1.8	0.460±1.9	0.061±0.6	0.6	380±2	412±40
5	0.04	40.4	775	12	0.02	0.055±1.6	0.456±2.0	0.061±1.2	1.2	380±4	394±35
8	0.38	17.1	248	220	0.92	0.058±3.6	0.635±3.8	0.080±1.4	1.4	496±7	514±78
6	0.06	25.1	363	94	0.27	0.056±2.1	0.619±2.2	0.080±0.7	0.7	499±3	445±46
7	0.03	92.2	1315	351	0.28	0.057±1.0	0.643±1.4	0.082±0.9	0.9	506±4	498±23
2	0.05	30.6	397	221	0.57	0.058±1.8	0.719±1.9	0.090±0.7	0.7	554±4	532±40
Мусковит-амфибол-альбитовые сланцы, проба 2135
1	0.30	0.64	208	128	0.64	0.058±2.7	0.707±2.9	0.089±1.2	0.4	547.9±6.2	523±59
2	0.30	0.51	153	75	0.51	0.059±3	0.722±3.3	0.089±1.3	0.4	551.7±6.6	551±66
3	0.26	0.62	146	87	0.62	0.058±2.3	0.717±2.5	0.090±1.1	0.4	555.9±6	521±50
4	0.53	0.73	162	114	0.73	0.060±2.6	0.733±2.8	0.0895±1.1	0.4	549.9±5.9	593±55
5	0.29	0.60	185	108	0.60	0.058±2.2	0.701±2.4	0.088±1.1	0.5	541±5.7	532±48
6	0.18	0.61	111	66	0.61	0.058±2.4	0.706±2.7	0.089±1.2	0.4	548.9±6.3	515±54
7	1.02	0.62	475	285	0.62	0.060±2.2	0.697±2.5	0.086±1	0.4	529.6±5.1	570±49
8	0.47	0.96	92	86	0.96	0.058±3.6	0.716±3.8	0.089±1.3	0.3	550.1±6.7	542±78
9	0.24	0.60	159	93	0.60	0.060±2.4	0.749±2.7	0.091±1.1	0.4	560.7±6.1	597±52
10	0.35	0.53	297	153	0.53	0.058±1.9	0.709±2.2	0.088±1.1	0.5	543.5±5.5	546±43
11	0.16	0.61	178	104	0.61	0.058±2.2	0.694±2.5	0.087±1.1	0.5	539.4±5.9	518±49
Амфибол-альбитовые сланцы, проба 2128
1	0.15	9.24	118	93	0.81	0.059±2.9	0.74±3.0	0.091±1.0	0.3	561±5	582±62
6	0.21	7.38	94	42	0.46	0.060±3.6	0.76±3.7	0.091±1.0	0.3	562±5	620±77
3	0.23	33.1	422	117	0.29	0.060±1.6	0.75±1.7	0.091±0.6	0.4	564±3	590±35
7	0.18	47.8	605	91	0.15	0.058±1.4	0.74±1.5	0.092±0.6	0.4	567±3	537±30
8	0.33	5.18	65	29	0.45	0.062±5.0	0.79±5.2	0.092±1.2	0.2	568±7	678±107
2	0.13	11	139	62	0.46	0.060±2.7	0.77±2.8	0.092±0.9	0.3	568±5	619±58
4	0.00	13.3	167	145	0.89	0.059±3.4	0.76±3.5	0.092±0.9	0.2	570±5	578±73
5	0.57	11.4	143	149	1.08	0.057±3.7	0.73±3.8	0.093±0.9	0.2	573±5	495±81

Погрешности приведены для интервала 1σ. Pb_c и Pb* – обыкновенная и радиогенная составляющие соответственно. Ошибка калибровки стандарта для пробы 2128 составляла 0.18%, для пробы – 2135 0.33%, для пробы 2133–0.20%, для пробы р295–0.35%, для пробы 1433–0.31%. Rho – коэффициент корреляции отношений²⁰⁷Pb/²³⁵U-²⁰⁶Pb/²³⁸U.

 

По 9 точкам в метаморфическом цирконе получено значение 382±4 млн лет (СКВО = 0.39, вероятность = 0.98), которое определяет возраст метаморфизма (рис. 4). По трем точкам из магматического циркона получено значение 897±7 млн лет, СКВО = 2.9, вероятность = 0.02 (более корректное значение по двум точкам 893±6 млн лет, СКВО = 0.42, вероятность = 0.66). Имея в виду данные предшественников [12], можно предположить, что эти кристаллы представляют ксеногенную популяцию.

 

Рис. 4. Диаграммы с конкордией для циркона пород максютовского комплекса. 1–2 – проба 1433, эклогиты Шубинского месторождения, метаморфический циркон (1), магматический циркон (2); 3–4 – проба 2133 – гранат-омфацитовые породы, метаморфический циркон (3), магматический циркон (4); 5 – пробы 1433 и 2133 совмещенные, метаморфический циркон; 6 – проба р295, мусковит-альбит- глаукофан-цоизит- гранатовые сланцы; 7 – проба 2135, мусковит-амфибол-альбитовые сланцы; 8 – проба 2128, амфибол-альбитовые сланцы.

 

Гранат-омфацитовые породы вскрыты из-под кайнозойского чехла расчисткой на площади 3х6 м и опробованы в точке 2133 (р299) с координатами 51°41ʹ08.6ʺ с. ш., 57°56ʹ30.8ʺ в. д. Порода представлена мелкозернистым гранобластовым матриксом омфацита и редкими (10%) порфиробластами граната. В порфиробластах граната внешние зоны имеют состав Prp_7–10Alm_32–54Sps_4–8Adr_1–2Grs_29–33, а внутренние Prp_1–2Alm_41–54Sps_21–37Adr_1–2Grs_29–34. Состав пироксенов Jd_41–46Aeg_4–6. Породы по составу отвечают андезибазальтам известково-щелочной серии с TiO₂ = 0.4– 0.6%; Al₂O₃ = 10.6–20.7%; CaO/Al₂O₃ = 1.14–1.26; Na₂O/K₂O = 41.9–222.3. FeO* = 5.4–6.3; F = = 0.2–0.3; La_n/Yb_n = 2.3– 3.1. В породе повышенные содержания Zr – до 605 г/т, ΣРЗЭ = 681–1384 г/т; Th – 28.8–41.9 г/т; U – 16.6– 25.5 г/т. На диаграмме Th‒Hf/3‒Nb/16 точки составов находятся в поле островодужных базальтов.

Выделенные из гранат-омфацитовых пород кристаллы циркона коротко- и длиннопризматические, корродированные, с отчетливой зональностью. В ядрах, которые на оптических изображениях мутные и содержат многочисленные включения, на CL-фотографиях присутствуют реликты осцилляторной зональности. Каймы практически не содержат включения, а на CL-фотографиях имеют однородную серую окраску. Каймы отличаются низкими значениями²³²Th/²³⁸U = 0.01–0.07, по сравнению с ядрами, где²³²Th/²³⁸U = 0.19– 0.92. В каймах содержания Th = 4–24 г/т, тогда как в ядрах 39– 302 г/т. По 4 точкам в каймах определен возраст метаморфизма 378±3 млн лет, СКВО = 0.16, вероятность = 0.99. В 7 точках в ядрах, которые характеризуют магматический протолит и его изменения, возраст варьирует в диапазоне 494±9–554±4 млн лет. При этом по трем точкам возраст 501±5 млн лет, СКВО = 0.54, вероятность = 0.7. Одна точка представлена ксеногенным цирконом с возрастом 554±4 млн лет.

Мусковит-альбит-глаукофан-цоизит-гранатовые сланцы обнажаются среди кайнозойского чехла в русле ручья на площади 16х15 м восточнее рудного тела. Крупнокристаллические массивные сланцы имеют лепидо-немато-гранобластовую сруктуру с примерно равным содержанием основных минералов. Кристаллы цоизита во внутренних частях замещаются алланитом. В порфиробластах гранатов внешние зоны имеют состав Prp_14–20Alm_{50– 53}Sps₀Adr₀Grs_30–32, а внутренние Prp_2–5Alm_37–54Sps_14–19Adr₀Grs_39–41. Сланцы по составу отвечают базальтам известково-щелочной серии, у которых TiO₂ = 0.9–1.0%; Al₂O₃ = 20.7– 21.7%; Na₂O/K₂O = 1.1–1.9; CaO/Al₂O₃ = 0.54–0.55; FeO* = 8.2–7.3; F = 0.62–0.36; La_n/Yb_n = 3.99–5.63. На диаграмме Th‒Hf/3‒Nb/16 соответствуют E-MORB и островодужным базальтам. В точке p295 с координатами 51°40ʹ24.8ʺ с. ш., 57°57ʹ01.3ʺ в. д. из сланцев выделены многочисленные кристаллы циркона с близкими к изометричной формами, со сглаженными кристаллографическими очертаниями, в которых присутствуют светлые каймы, и темные ядра. Как в каймах, так и в ядрах наблюдается осцилляторная зональность. В каймах отмечаются структуры песочных часов. В ядрах и в каймах²³²Th/²³⁸U = 0.3–1.4, но при этом в ядрах содержания (г/т) U = 171–452, Th = 74–442, а в каймах U = 26–118, Th = 10–107. По 10 точкам в каймах получено значение возраста 648±5 млн лет, а по 11 точкам в ядрах 648±4 млн лет. Как ядра, так и каймы характеризуют эволюцию магматического расплава. Интегральный возраст циркона по 21 точке 648±3 млн лет, СКВО = 0.51, вероятность = 1.

Мусковит-амфибол-альбитовые сланцы обнажаются вблизи ядра антиформы на левом берегу р. Губерля. Они слагают горизонты в толще переслаивающихся фенгит-кварцевых сланцев и кварцитов карамалинской «серии». В породе содержится до 30% частично хлоритизированной зеленой роговой обманки, 5% мусковита и 65% альбита. Сланцы образованы, вероятно, по туфам, состав их отвечает высококалиевым андезидацитам известково-щелочной серии с TiO₂ = 0.97%; Al₂O₃ = 16.0%; CaO/Al₂O₃ = 0.2; Na₂O/K₂O = 0.3; FeO* = 6.3; F = 0.5; La_n/Yb_n = 6.9. На диаграмме Th–Hf/3– Nb/16 точки сланцев находятся в поле островодужных пород. Сланцы имеют редкометалльную геохимическую специализацию (табл. 1). В точке 2135 с координатами 51°37ʹ49ʺ с. ш., 57°56ʹ05ʺ в. д., отобрана проба крупнокристаллических сланцев, из которых выделены кристаллы акцессорного циркона идиоморфной коротко- и длиннопризматической формы с осцилляторной зональностью. По 11 кристаллам получено конкордантное значение возраста 549±4 млн лет, СКВО = 0.56, вероятность = 0.94. Ксеногенная популяция представлена зернами с неопротерозойскими и палеопротерозой- скими значениями возраста.

Амфибол-альбитовые сланцы обнажены на левобережье р. Мрязоурган и располагаются среди кварцитов и кварцито-сланцев юмагузинской “серии” структурно ниже углеродистых кварцитов и глаукофан-фенгит-альбитовых сланцев карамалинской “серии”. Породы крупнокристаллические. Есть вероятность того, что сланцы образованы по плутонической породе. Сланцы по составу отвечают трахибазальтам шошонитовой серии с TiO₂ = 1.13%; Al₂O₃ = 23.8%; CaO/Al₂O₃ = 0.1; Na₂O/K₂O = 0.6; FeO* = 8.1; F = 0.67; La_n/Yb_n = 5.5. На диаграмме Th‒Hf/3‒Nb/16 точки сланцев находятся в поле островодужных пород. Из амфибол-альбитовых сланцев, отобранных в точке 2128 с координатами 51°37ʹ02.4ʺ с.ш., 58°00ʹ38.6ʺ в.д. выделены идиоморфные кристаллы циркона коротко- и длиннопризматической формы с осцилляторной зональностью. По 8 кристаллам определен конкордантный возраст 566±3 млн лет, СКВО = 0.52, вероятность = 0.94. В пробе присутствуют три ксеногенных зерна циркона палеопротерозойского возраста (1676–1796 млн лет).

На этом же участке распространения карамалинской “серии” присутствуют пачки фенгит-глаукофан-кварц-цоизит-гранатовых сланцев, которые образованы, вероятно, по граувакковым песчаникам или по вулканогенно-осадочным породам. Из пробы № 213, отобранной в точке с координатами 51°37ʹ52.1ʺ с. ш., 58°01ʹ03.80ʺ в. д. на р. Мрязоурган, выделены кристаллы циркона с возрастами от 496±8 до 663±13 млн лет. Они группируются в пять популяций. Все зерна идиоморфные, часто длиннопризматические. Одна популяция по 3 зернам имеет возраст 496±5 млн лет, СКВО = 0.013, вероятность = 1, одно зерно 507±7 млн лет. По трем зернам возраст 526±6 млн лет, СКВО = 0.02, вероятность = 1. По двум зернам возраст 558±7 млн лет, СКВО = 0.0016, вероятность = 0.97. Древняя популяция (n = 4) имеет возраст 651±6 млн лет, СКВО = 0.95, вероятность = 0.46.

Ранее в этом районе из пробы аркозовых метагравелитов карамалинской “серии” на р. Аптулла выделен детритовый циркон [9] (рис. 1). Преобладает популяция кристаллов с возрастами в интервале 517–589 млн лет с выраженным на кривой плотности вероятности максимумом 543 млн лет. Отдельные зерна имеют палеопротерозойские, мезопротерозойские и неоархейский возрасты.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

По двум пробам Шубинского участка получены значения возраста метаморфизма 382±4 (проба 1433 из эклогитов) и 378±3 (проба 2133 из гранат-омфацитовых пород) млн лет. Интегральный возраст по двум этим пробам 380±3 млн лет (n = 13, СКВО = 0.37, вероятность = 1). Это значение согласуется с данными о возрасте метаморфизма максютовского комплекса других авторов [1 и ссылки там; 2; 3].

Возраст протолита наиболее уверенно определен для метабазитовых мусковит-альбит-глаукофан-цоизит-гранатовых сланцев (проба р295). Значения 648±3 млн лет близки к ранее установленному Sm–Nd-изохронному возрасту эклогитов 650±15 млн лет [19]. Возрасты магматического циркона в интервале 655–695 млн лет установлены для гранат-фенгит-глаукофановых сланцев Ташлинского блока максютовского комплекса [16]. Популяция детритовых цирконов с возрастом 651±6 млн лет присутствует в пробе 213 из метаграувакк карамалинской “серии” исследованного участка. Магматические комплексы близкого возраста известны в Башкирском антиклинории ([20] и ссылки там) и в зоне Уралтау ([21] и ссылки там). Популяции детритового циркона с возрастом около 650 млн лет представлены в терригенных толщах ордовика разных структурных зон Урала [11].

Для магматического циркона из эклогитов пробы 1433 нами получен возраст 893±6 млн лет. Скорее всего, это ксеногенный циркон. По результатам U–Pb-исследований циркона эклогитов Шубинского месторождения ранее была выделена популяция циркона с возрастом 561±10 млн лет [12]. В этой популяции видна осцилляторная зональность, а ²³²Th/²³⁸U = 0,49– 0,72. Мы предполагаем, что именно эта популяция характеризует магматический протолит эклогитов.

Возраст циркона из пробы 2135 сланцев карамалинской “серии” – 549±4 млн лет характеризуют вулканогенный протолит сланцев, которые по составу отвечают высококалиевым андезидацитам известково-щелочной серии. Возраст циркона из пробы 2128 крупнокристаллических амфибол-альбитовых сланцев, которые по составу отвечают трахибазальтам шошонитовой серии, 566±3 млн лет. Сланцы находятся среди кварцито-сланцев и кварцитов юмагузинской “серии”. Учитывая текстурные особенности сланцев, мы не исключаем, что они образованы по плутоническим породам.

Возрасты циркона в диапазоне 543–590 млн лет типичны для вендского вулкано-плутонического комплекса на юге зоны Уралтау, который представляет фрагмент активной континентальной окраины [10; 11]. Вендская (эдиакарская) популяция детритового циркона с положительными значениями ɛHf(t), типичными для цирконов, образованных в ювенильной коре, широко проявлена в ордовикских терригенных породах всех структурных зон Урала [11]. Возрасты вендского и кембрийского диапазона ярко представлены в метатерригенных кварцито-сланцах максютовского комплекса [8, 9], в т. ч. на юге изученного участка (рис. 1 Г).

Наиболее молодой возраст протолита представлен в гранат-омфацитовых породах и по единичным зернам оценен, как 501±5 млн лет, что соответствует среднему кембрию. Популяция детритового циркона с возрастом 496±5 млн лет, соответствующим границе среднего и позднего кембрия, установлена в метаграувакках (?) пробы 213. Уровень с метаграувакками, по-видимому, является стратиграфическим аналогом кидрясовской свиты нижнего ордовика. Магматические комплексы с возрастом в диапазоне 496±5–501±5 млн лет на Южном Урале не установлены.

Юмагузинская, карамалинская и другие “свиты”, или “серии”, выделяемые в составе максютовского комплекса, не являются стратиграфическими подразделениями, а представляют тектонические единицы [8, 9, 13, 22]. Результаты проведенных исследований, а также исследований [8, 9] позволяют сделать вывод о том, что тектонические единицы – это тектонические покровы, в структуре которых находятся фрагменты разнофациальных неопротерозойских, раннепалеозойских и, возможно, силурийских толщ.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант № 20-05-00308, в рамках госзадания ГИН РАН.

Об авторах

А. В. Рязанцев

Геологический институт Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: avryazan51@mail.ru
Россия, Москва

Б. Г. Голионко

Геологический институт Российской Академии наук

Email: avryazan51@mail.ru
Россия, Москва

А. В. Скобленко

Геологический институт Российской Академии наук

Email: avryazan51@mail.ru
Россия, Москва

А. А. Разумовский

Геологический институт Российской Академии наук

Email: avryazan51@mail.ru
Россия, Москва

С. Н. Соболев

Институт геохимии и аналитической химии Российской Академии наук

Email: avryazan51@mail.ru
Россия, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы