Харбейский амфиболит-гнейсовый комплекс (Полярный Урал): Р‒Т-эволюция и результаты U‒Pb LA-ICP-MS-изотопных исследований метаморфического циркона

Полный текст

Амфиболит-гнейсовые комплексы осевой зоны Урала в отличие от эклогитсодержащих, по которым получены веские доказательства о проявлении высокобарического метаморфизма при коллизионных процессах формирования Уральского орогена [4, 8, 15], принято считать архейско-палеопротерозойскими образованиями, высокотемпературные метаморфические изменения которых завершились в докембрии [6, 9]. Для крупнейшего в северной части Урала харбейского амфиболит-гнейсового комплекса, приуроченного к Центрально-Уральскому поднятию и в разрезе которого снизу вверх выделяют ханмейхойскую, лаптаюганскую и париквасьшорскую свиты палеопротерозойского возраста [10], в последние годы появились новые изотопно-геохронологические данные, указывающие на вероятную связь высокотемпературного метаморфизма с венд-кембрийскими и палеозойскими тектоническими событиями [3, 13]. В западной части комплекса были выявлены высокобарические образования – гранат-глаукофановые и гранат-барруазитовые породы [12] и зафиксирована тенденция увеличения температуры метаморфизма с западной границы комплекса на восток [12, 13].

Одним из надёжных методов установления возраста метаморфизма является изотопно-геохронологическое исследование метаморфического циркона, который в условиях амфиболитовой и эклогитовой фаций в период, близкий к пиковым, или при декомпрессии образует тонкие обрастания на цирконе предыдущей генерации, а также изометричные, короткопризматические кристаллы с низкими значениями Th/U<0.07 [5, 19].

Для выявления пиковых условий формирования пород и возраста метаморфизма харбейского амфиболит-гнейсового комплекса изучен разрез ханмейхойской свиты в центральной части комплекса (р. Б. Харбей, ниже по течению от устья руч. Париквасьшор), где, по-видимому, она подвергалась максимальным термодинамическим изменениям (рис. 1). Проведены U–Pb LA-ICP-MS-изотопно-геохронологическое исследование циркона из гранат-биотитового плагиогнейса.

 

Рис. 1. Схематическая геологическая карта харбейского амфиболит-гнейсового комплекса (с использованием материалов [3]). Условные обозначения: 1–3 — харбейский метаморфический комплекс: 1 — париквасьшорская свита, 2 — лаптаюганская свита, 3 — ханмейхойская свита; 4 — верхнепротерозойские отложения западной тектонической зоны, 5 — палеозойские породы Тагило-Магнитогорской зоны; 6 — мезозойские отложения Западно-Сибирской платформы; 7 — гранито-гнейсы; 8–9 — разрывные нарушения: 8 — главные (а — ГУР, б — шарьяж), 9 — второстепенные (а — надвиги, б — неустановленной морфологии); 10 — граница между свитами; 11 — зона развития исследуемых пород и точка отбора пробы гранат-биотитового плагиогнейса для U–Pb-изотопно-геохронологического исследований циркона.

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Текстурные и структурные особенности пород; морфология, состав и зональность минералов изучались под поляризационным микроскопом Биоптик СР-400 и на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 LMH c энерго-дисперсионной приставкой X-MAX 50 mm (“Oxford instruments”) при ускоряющем напряжении 20 кВ, диаметре зонда 180 нм и области возбуждения до 5 мкм. Катодолюминесцентные изображения циркона получены на СЭМ “ThermoFischer Scientific” Axia ChemiSEM с выдвижным детектор катодолюминесценции RGB (цветная) с диапазоном обнаружения длин волн: 350–850 нм. Содержания породообразующих оксидов получены с помощью метода мокрой химии. Исследования проводились в ЦКП “Геонаука” ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). U–Pb LA-SF-ICP-MS-изотопный анализ циркона из гранат-биотитового плагиогнейса (У-106) выполнен на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (“Thermo Fisher Scientific”), соединённом с приставкой лазерного проботбора P-213 (New Wave Research), в ЦКП “Геоспектр” ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ). Содержания REE в цирконе определены на ионном микрозонде “Cameca” IMS-4f в ЯФ ФТИАН РАН (г. Ярославль).

Профили, по которым определялись химические составы гранатов, строились в местах отсутствия включений. Аналитические данные, полученные в зонах трещин, отбраковывались.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Петрографические и минералогические особенности пород. Породы представлены амфиболитами; гранат-биотит-амфибол-кварц-плагиоклазовыми (Grt-Bi-Amf-Qz-Pl), амфиболсодержащими гранат-биотит-кварц-плагиоклазовыми (Grt-Amf-Bi-Qz-Pl) сланцами; гранат-биотитовыми (Grt-Bi), биотитовыми (Bi) и амфиболовыми (Amf) плагиогнейсами.

Амфиболиты представлены средне- и мелкозернистыми чёрными и тёмно-серыми образованиями со слабосланцеватой и массивной текстурами. Мощность выходов пород варьирует от 1 до 30 м. Минеральный состав пород однообразен: зелёный амфибол (20–50%), плагиоклаз (40–70%), биотит (0–15%), кварц (5–10%), титаномагнетит и ильменит (1–4%), титанит (0–2%), апатит (1–2%), клиноцоизит (ед. зёрна). По составам амфибола и плагиоклаза породы делятся на две группы. Для первой группы амфиболитов, обнажающихся выше по течению р. Б. Харбей, характерны чермакиты со средней магнезиальностью (Mg# = 50–60) и в основном кислые, редко средние плагиоклазы (X_An = 0.14–0.37). Для второй группы амфиболитов, в том числе и биотитсодержащих, обнажающихся ниже по течению и ассоциирующихся с рассматриваемыми в этой работе сланцами и плагиогнейсами, характерны высокомагнезиальные чермакиты и роговые обманки (Mg# = 81–85) и средние плагиоклазы (X_An = 0.47–0.48). Ильменит часто обрастает титанитом. Изредка в центральных частях титанита наблюдаются микровыделения изометричного рутила.

Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцы имеют чёткие контакты с амфиболитами, а мощность выходов варьирует от 5 до 25 м. Они представлены тёмно-серыми образованиями с мелко- среднезернистой нематолепидогранобастовой порфиробластовой структурами и со сланцеватой текстурой (рис. 2 a). В породах наблюдаются гранат (1–3%), амфибол (30–40%), биотит (15–35%), кварц (5–10%), плагиоклаз (35–40%), титаномагнетит и ильменит (1–4%), апатит (1–2%), рутил (ед. зёрна), хлорит (менее 1%). Гранат образует порфиробласты с включениями кварца, плагиоклаза, титаномагнетита, апатита, а также замещается хлоритом. Он имеет прогрессивную зональность: от центра к краю увеличивается содержание железа и магния и уменьшается количество кальция и марганца (рис. 2 a). Центральные части представлены пироп-гроссуляр-альмандином (Mg# = 18–20%), а краевые части – гроссуляр-пироп-альмандином (Mg# = 24–25%). Коричневато-бурый биотит (X_Mg = 0.59–0.62) и зелёный амфибол (чермакит, X_Fe = 0.47–0.54) равномерно распределены по породе. Плагиоклаз представлен андезином и лабрадором (X_An = 0.42–0.57).

 

Рис. 2. Текстурные и структурные особенности Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцев (a), меланократовых (б) и лейкократовых (в) Grt-Bi плагиогнейсов c характерными для них распределениями элементов в гранатах по профилям. Фото шлифов сделаны при одном николе.

 

Grt-Amf-Bi-Qz-Pl сланцы образуют отдельные толщи мощностью до 20 м и имеют пониженные по сравнению с предыдущим типом пород содержание амфибола (до 5%). Гранат (Mg# = = 27–29%) в этих породах практически не зонален и представлен гроссуляр-пироп-альмандином. Зеленовато-голубой амфибол представлен чермакитом (X_Fe = 0.46–0.47). Биотит (X_Mg= 0.64–0.65) равномерно распределён по породе, лишь редко можно увидеть огибание его вокруг порфиробластов граната. Плагиоклаз представлен андезином (X_An = 0.36–0.43).

Grt-Bi плагиогнейсы имеют выходы мощностью 1–20 м и переслаиваются с амфиболитами и сланцами. Структура пород лепидогранобластовая, мелко- и среднезернистая, порфиробластовая, текстура – гнейсовидная. По количеству в породе преобладает кварц, в подчинённом значении присутствуют плагиоклаз и биотит. Среди акцессориев распространён апатит и циркон, единичные зёрна титанита. В меланократовых гнейсах с повышенным количеством плагиоклаза и биотита порфиробласты граната (Mg# = 20–23%) гроссуляр-пироп-альмандинового ряда не зональны (рис. 2 б), изредка огибаются чешуйками коричневого биотита (X_Mg = 0.55–0.58). Плагиоклаз представлен андезином (X_An = 0.37–0.40). В лейкократовых разновидностях гнейсов с повышенным содержанием кварца гранат гроссуляр-пироп-альмандинового ряда имеет регрессивную зональность (рис. 2 в): незначительное уменьшение железа и магния от центра (Mg# = 21%) к периферии (Mg# = 14–15%) зёрна и увеличение марганца. Плагиоклаз кислый (X_An = 0.20–0.31) и представлен олигоклазом. Зеленовато-коричневый биотит имеет пониженную магнезиальность (X_Mg = = 0.53–0.56).

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОД

Согласно дискриминантной функции С.Д. Великославинского и др. [2], изучаемые породы обнаруживают магматический генезис (DF(x) = (–0.7)–(–2.6)), лишь лейкократовый гранат-биотитовый плагиогнейс (обр. У-106) по значению функции располагается в области неопределённости (DF(x) = (-0.3)), вследствие чего мы предполагаем, что он сформировался по вулканогенно-осадочной породе.

Амфиболиты с умеренно-магнезиальным чермакитом, занимающие крайне западное положение на рассматриваемой территории, относятся к низкоглинозёмистым высокожелезистым (рис. 3) натриевым и калиево-натриевым толеитовым метабазальтам нормальной щёлочности (SiO₂ = 48–54 мас. %; Na₂O+K₂O = 4–5 мас. %). Амфиболиты с высокомагнезиальным чермакитом отождествляются с умеренно- и высокоглинозёмистыми натриевыми трахибазальтами и трахиандезибазальтами (SiO₂ = 49–51 мас. %; Na₂O+K₂O = 5–7 мас. %); Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцы – с калиево-натриевыми высокоглинозёмистыми трахибазальтами и андезибазальтами повышенной щёлочности (SiO₂ = 49–53 мас. %; Na₂O+K₂O = 4–5 мас. %), Grt-Amf-Bi-Qz-Pl сланцы – с калиево-натриевыми высокоглинозёмистыми андезибазальтами и андезитами повышенной щёлочности (SiO₂ = 54–58 мас. %; Na₂O+K₂O = 4–5 мас. %). Меланократовые Grt-Bi, Bi и Amf плагиогнейсы соответствуют калиево-натриевым и натриевым высокоглинозёмистым трахиандезитам, андезитам и дацитам повышенной щёлочности (SiO₂ = 55–65 мас. %; Na₂O+K₂O = 5–8 мас. %), а лейкократовый Grt-Bi плагиогнейс – высокоглинозёмистому риолиту (SiO₂ = 71 мас. %; Na₂O+K₂O = 5 мас. %). Нормативный нефелин отмечается лишь в некоторых амфиболитах, в других породах более кислого состава этой серии он отсутствует.

 

Рис. 3. Точки составов пород ханмейхойской свиты центральной зоны харбейского метаморфического комплекса на диаграмме Al–Fet–Mg [17]. Условные обозначения: 1 — амфиболиты с умеренно-магнезиальным чермакитом, 2 — амфиболиты с высокомагнезиальным чермакитом, 3 — Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцы, 4 — Grt-Amf-Bi-Qz-Pl сланцы, 5 — меланократовые Grt-Bi плагиогнейсы, 6 — лейкократовый Grt-Bi плагиогнейс, 7 — Amf и Bi плагиогнейсы.

 

ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ

При расчётах РТ-условий метаморфизма пород учитывались, в основном, гранатсодержащие парагенезисы, на которых основаны известные надёжные геотермобарометры.

Расчёты проводились при помощи программного комплекса winTWQ [14] с использованием баз взаимно согласованных термодинамических данных (база DEC06 — для гранат-биотитовых ассоциаций, база В94 — для гранат-амфиболовых парагенезисов). В Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцах гранат имеет прогрессивную (ростовую) зональность и за пиковые условия метаморфизма принимались вычисления, полученные по краевым зонам граната с максимальной магнезиальностью и контактирующим с ним составам амфибола (Mg# = 62) и биотита (Mg# = 59), показывающие максимальную железистость. Для приблизительного расчёта РТ-условий начальных стадий метаморфизма брались составы центральных частей граната с повышенной железистостью и более магнезиальные центральные части амфиболов (Mg# = 72) и биотитов (Mg# = 62). В Grt-Amf-Bi-Qz-Pl кристаллических сланцах и в меланократовых Grt-Bi плагиогнейсах гранат, биотит и амфибол не зональны и видимо образовались при пиковых условиях. При расчётах пиковых условий формирования лейкократовых Grt-Bi плагиогнейсов учитывались центральные магнезиальные составы гранатов с регрессивной зональностью, а понижение термодинамических параметров фиксировалось по краевым составам зёрен.

Для Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцев для минеральной ассоциации Grt+Amf+Pl+Qz использован геотермобарометр PТ–GAPQ (рис. 4), основанный на двух уравнениях: 3Tr + 5Alm = 5Prp + 3Fe-Tr (1), 3Tsc + 4Gr + 2 Prp +12Qz = 3Tr + 12 An (2). При расчётах учитывались и другие реакции, линии которых пересекаются с линиями основных уравнений в одной точке или в узкой области, что доказывает равновесное состояние используемых составов минералов (рис. 4). Пиковые условия метаморфизма составляют Т — 750°С; Р — 9.4 кбар. Начальные стадии кристаллизации минералов характеризуются значениями Т — 610°С, Р – 6.4 кбар.

 

Рис. 4. P–T–t-тренд метаморфической эволюции пород центральной зоны харбейского амфиболит-гнейсового комплекса. Линии пересечений реакций получены с помощью программы winTWQ [14] (цифры на линиях соответствуют уравнениям реакций, приведённых в тексте) по центральным (незакрашенные фигуры) и краевым (закрашенные фигуры) зонам гранатов и сосуществующим с ним минералов из Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцев (синие фигуры) и лейкократовых Grt-Bi плагиогнейсов (красные фигуры). Для Grt- Amf-Bi-Qz-Pl сланцев (жёлтые фигуры) и меланократовых Grt-Bi плагиогнейсов (розовые фигуры) учтены составы незональных гранатов. Зелёные фигуры соответствуют Р-Т параметрам формирования безгранатовых амфиболитов. Стадии метаморфизма: I — прогрессивная ветвь, II — область пиковых условий, III — регрессивная ветвь.

 

Для сланцев и Grt-Bi плагиогнейсов, имеющих минеральную ассоциацию Grt+Bi+Pl+Qz, были применены также уравнения Т-GB – Alm + +Phl = Prp + Ann (3), 3Eas + 2Alm = 2Prp + 3Sid (4) и Р-GBPQ – 3Sid + 6Qtz + 2Grs + Alm = 6An + +3Ann (5), образующие согласованный геотермобарометр (рис. 4). Значения термодинамических параметров, полученные по этому геотермобарометру, для Grt-Bi-Amf-Qz-Pl сланцев равны Т – 720–730°С; Р – 9.2–9.4 кбар (для пиковых условий) и Т – 650°С; Р – 8.4 кбар (для начальных этапов кристаллизации).

Как видно по результатам расчётов, в сланцах для Grt+Amf+Pl+Qz и Grt+Bi+Pl+Qz ассоциаций полученные значения РТ-параметров как для начального этапа метаморфизма, так и пика хорошо сходятся, поэтому, по-видимому, все минералы находятся в равновесии.

Для Grt-Amf-Bi-Qz-Pl кристаллических сланцев и меланократовых Grt-Bi плагиогнейсов значения пиковых условий метаморфизма составляют соответственно — Т — 695–705°С, Р — 8.4–8.6 кбар и Т — 690–695°С, Р — 9.1–9.2 кбар (рис. 4). Максимальные значения термодинамических параметров метаморфизма для лейкократовых гранат-биотитовых плагиогнейсов равны: Т — 700–705°С, Р — 8.1–8.3 кбар, на регрессивной стадии параметры понижаются до Т — 615–625°С, Р — 5.5–6 кбар (рис. 4).

МОРФОЛОГИЯ, СТРОЕНИЕ И U‒Pb-ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ИЗ ГРАНАТ-БИОТИТОВОГО ПЛАГИОГНЕЙСА

Изучение циркона из лейкократового Grt-Bi плагиогнейса (риолитового метатуфа) показало, что минералы имеют розовую и тёмно-розовую окраску, длиннопризматическую, призматическую формы со сглаженными рёбрами, а также представлены поликристаллическими агрегатами размером от 0.05 мм до 0.2 мм (рис. 5). На изображениях циркона в режиме катодолюминесценции (CL) наблюдаются ядра и регенерационные каймы (рис. 5). Ядра представлены призматическими, часто хорошо огранёнными кристаллами, обломками или разъеденными зёрнами размером от 0.03 до 0.1 мм с включениями кварца и фторапатита. Регенерационная кайма состоит из двух зон. Первая зона примыкает непосредственно к ядерной части и на снимках в режиме CL имеет светлую пятнистую окраску. Вторая зона тёмная однородная. Включения в каймах представлены биотитом, плагиоклазом и кварцем. Мощность регенерационных кайм до 0.06 мм.

 

Рис. 5. Морфологические особенности и изображения в режиме CL циркона с точками U–Pb-датирования регенерационных кайм. Цифры приведены в млн лет.

 

U–Pb-методом выполнено 105 измерений: 84 — по ядрам и 21 — регенерационных зон. 42 измерения с высокой дискордантностью (D≥10%) исключены из рассмотрения. Для интерпретации полученных данных учтены 53 значения, полученных с ядер и 10 значений – с регенерационных кайм (рис. 5).

Значения возрастов, полученные по ядрам, можно разделить на два диапазона 1951–924 (9 зёрен, ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст) и 731–567 (44 зерна, ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст) млн лет. Древние значения (палеопротерозой, мезопротерозой и ранний неопротерозой) получены по изометричным зёрнам или обломкам зёрен, редко призматическим образованиям с разными типами зональности. Неопротерзойские возраста 731–567 млн лет показали призматические короткопризматические чаще хорошо огранённые зёрна или разъеденные кристаллы. Значения Th/U-отношений варьируют от 0.21 до 1.62. Возраста, полученные по 10 точкам регенерационных кайм циркона (включая обе зоны), образуют диапазон 359–341 млн лет (²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст), соответствующий нижнему карбону – турнейскому и визейскому ярусам (табл. 1).

 

Таблица 1. Результаты U–Pb (La-ICP-MS)-датирования метаморфических кайм циркона из гранат-биотитового плагиогнейса

№ п/п	Pb ppm	Th ppm	U ppm	Th/U	Изотопные отношения ± % (1σ)		Rho	Возраст ± 1σ, млн лет		D1, %	D2, %
					207Pb/235U	206Pb/238U		207Pb/206Pb	206Pb/238U
1	40	5	699	0.01	0.4047±2.3	0.0543±1.1	0.2	373±51	341±4	1	9
2	23	19	396	0.04	0.4300±2.8	0.0573±1.2	0.2	389±62	359±4	1	8
3	13	1	231	0.01	0.4058±1.4	0.0548±0.9	0.2	363±33	344±3	1	6
4	37	11	613	0.02	0.4155±2.2	0.0559±1.1	0.2	367±50	351±4	1	5
5	20	1	208	0.01	0.4046±3.3	0.0547±1.3	0.2	358±72	343±4	0	4
6	11	1	197	0.01	0.3998±1.5	0.0543±0.9	0.1	349±36	341±3	0	2
7	18	13	305	0.04	0.4122±2.4	0.0558±1.1	0.2	356±54	350±4	0	2
8	37	5	478	0.01	0.4118±3.6	0.0560±1.4	0.3	346±78	351±5	0	–2
9	30	5	535	0.01	0.3968±1.3	0.0544±0.9	0.2	326±33	342±3	–1	–5
10	30	4	528	0.01	0.3988±2.6	0.0547±1.2	0.2	323±59	344±4	–1	–6
Примечание. D1 = 100{[возраст (207Pb/235U)]/[возраст (206Pb/238U)] – 1}. D2 = 100{[возраст (207Pb/206U)]/[возраст (206Pb/238U)] – 1}. Rho – коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206Pb/238U и 207Pb/235U.

 

ОБСУЖДЕНИЕ

Петрографические и минералогические исследования позволили выделить следующие типы пород ханмейхойской свиты в центральной части харбейского комплекса: амфиболиты (Amf + Pl + Qz + Ap ± Czo ± Bi ± Ttn ± Mag ± Ilm ± Zrn ± Rt), кристаллические сланцы (Amf + Grt + Pl + Qz + Bi + Ap ± Mag ± Ilm ± Ttn ± Zrn ± Rt) и плагиогнейсы (Grt + Pl + Qz + Ap ± Bi ± Amf ± Mag ± Ilm ± Ttn ± Zrn).

По составу породы разделились на две первично магматические серии. Амфиболиты с умеренно-магнезиальным чермакитом образуют серию низкоглинозёмистых толеитовых метабазальтов нормальной щёлочности. Они схожи с амфиболитами, широко распространенным в западной части харбейского комплекса по р. Б. Харбей и М. Харбей, выше устья руч. Париквасьшор [11]. Амфиболиты с высокомагнезиальным чермакитом, сланцы и плагиогнейсы формируют, по-видимому, впервые выявленную в харбейском комплексе дифференцированную непрерывную высокоглинозёмистую серию повышенной щёлочности от трахибазальтов до риолитов. Кислые разновидности пород этой серии образуют известково-щелочной тренд дифференциации вещества (рис. 3).

Пиковые условия метаморфизма для пород харбейского метаморфического комплекса, полученные для разных пород и разными геотермобарометрами, хорошо коррелируются и составляют Т – 690–750°С, Р – 8.1–9.4 кбар.

Магматические ядра циркона с “ёлочной” зональностью и высокими значениями Th и U имеют древние возраста 1.9–0.9 млрд лет. Они являются захваченными и их протолит не известен. Предположительный возраст протолита (риолитовый туф) плагиогнейсов 731–567 млн лет и он был определён по ядрам со схожими характеристиками. Кривые нормированных относительно хондрита составов РЗЭ в цирконе с возрастами 579, 609 и 660 млн лет имеют хорошо выраженную положительную Ce/Ce*- и отрицательную Eu/Eu*-аномалии, характерные для циркона магматического генезиса (рис. 6 в). Полученный диапазон возрастов хорошо коррелируется с данными U‒Pb (SHRIMP II) датирования циркона из амфиболитов и гнейсов ханмейхойской свиты западных зон харбейского гнейсо-амфиболитового комплекса (582 и 577 млн лет) и марункеуского эклогит-амфиболит-гнейсового комплекса (675, 623 и 599 млн лет) и, по мнению авторов [3], показывает время формирования протолита метаморфитов.

 

Рис. 6. Точки составов ядер (красные) и регенерационных кайм (синие) циркона из Grt-Bi плагиогнейса на идентификационных диаграммах U–Th/U (a [1]) и Eu/Eu*–(Pr/Nd)_n (б [5]), а также нормированные на состав хондрита [20] спектры содержаний РЗЭ ядер и кайм (в, цвета линий соответствуют цветам точек).

 

Интерес в связи с целью данной работы представляют регенерационные каймы, которые, судя по всему, являются метаморфическими образованиями. Они имеют включения таких же породообразующих минералов, что наблюдаются в основной массе плагиогнейса, и низкие значения Th/U-отношений (0.01–0.04). На идентификационной диаграмме U–Th/U точки составов располагаются в области метаморфического циркона (рис. 6 a). В спектрах распределения РЗЭ наблюдаются (рис. 6 в) слабо выраженные по сравнению с ядрами положительная цериевая (Ce/Ce* = 1.4–1.7) и отрицательная европиевая (Eu/Eu* = 0.7–0.9) аномалии, характерные для циркона эклогитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма [5, 19]. По отношениям Eu/Eu* и Pr/Nd_n (0.6–1.3) точки состава циркона располагаются в области пограничной между амфиболитовой и эклогитовой фациями метаморфизма (рис. 6 б), что хорошо коррелируется с полученными по породообразующим минералам РТ-параметрами.

Полученные возрастные данные по регенерационным каймам циркона хорошо сопоставляются с результатами геохронологических исследований породообразующих минералов из амфиболитов ханмейхойской свиты центральной части харбейского комплекса – 346±5 млн лет (⁴⁰Ar‒³⁹Ar-метод по амфиболу), 367±40 млн лет (Sm‒Nd-метод по амфиболу, плагиоклазу и породе) [13].

Временной интервал, соответствующий раннему карбону, по-видимому, отвечает пиковым условиям метаморфизма верхних уровней амфиболитовой фации повышенных давлений или же началу декомпрессии и эксгумации комплекса. Известно, что эти процессы максимально сближены. По-видимому, метаморфический циркон в плагиогнейсе рос в близсолидусных условиях в присутствии монацита, на что указывают частично оплавленные границы циркона, находящегося в ядрах зёрен, и слабо выраженная цериевая аномалия.

Полученные данные по термобарометрии и изотопно-геохронологическому исследованию пород центральной части харбейского комплекса нанесены на диаграмму Р–Т–t, где отчётливо распознаётся прогрессивная и регрессивная ветви, а также область пиковых условий метаморфизма (рис. 4), по-видимому, проявленные в один тектонический цикл. На РТ-область нанесены также результаты расчётов по краевым зонам амфиболов и плагиоклазов из безгранатовых амфиболитов, полученные методом классической термобарометрии [13], которые коррелируются, судя по всему, с регрессивным трендом. Схожий РТ-тренд эволюции имеют высокобарические породы расположенного севернее марункеуского эклогит-амфиболит-гнейсового комплекса [7], формирование которого объясняется горячим режимом субдукции континентальной окраины Балтики под островную дугу. Возраста, полученные по каймам метаморфического циркона из кианитовых эклогитов U‒Pb-методом составляют 370–360 млн лет [18] и 360–350 млн лет [16], по метаморфическим минералам Rb/Sr-методом — 360–352 млн лет [15]. Более древние значения интерпретируются как время прогрессивного эклогитового метаморфизма, а средневзвешенный возраст 355 млн лет [15] — как декомпрессии и начало быстрой эксгумации комплекса.

По-видимому, породы центральной зоны харбейского комплекса были подвержены более высокотемпературным изменениям по сравнению с породами западной части и эксгумация их происходила довольно быстро, о чем можно судить по отсутствии (изредка единичные зёрна) в этих метаморфитах минералов эпидот-амфиболитовой фации: эпидота и мусковита. Замещение граната и биотита хлоритом происходило, скорее всего, в верхних горизонтах земной коры.

ВЫВОДЫ

В центральной части харбейского метаморфического комплекса установлены амфиболиты; гранат-биотит-амфибол-кварц-плагиоклазовые, гранат-амфибол-биотит-кварц-плагиоклазовые сланцы; амфиболовые, биотитовые и гранат-биотитовые плагиогнейсы, образующие две первично магматические серии: низкоглинозёмистых высокожелезистых толеитовых базальтов нормальной щёлочности и непрерывную дифференцированную высокоглинозёмистую трахибазальт-трахиандезит-андезит-дацит-риолитовую серию с повышенной щёлочностью. Комплексные петрографо-минералогические, термобарометрические и изотопно-геохимические исследования породообразующих минералов и акцессорного циркона фиксируют один этап высокотемпературного метаморфизма с проградным и ретроградным ветвями, пиковые условия которого достигали верхних уровней амфиболитовой фации повышенных давлений (Т — 690–750°С, Р – 8.1–9.4 кбар). Время инверсии от прогрессивной ветви к регрессивной, связанной, по-видимому, с началом эксгумации комплекса, фиксируется по регенерационным каймам впервые установленного в этом комплексе метаморфического циркона с низкими Th/U-отношениями и, согласно данным U‒Pb-исследования, соотносится с ранним карбоном. Полученные результаты свидетельствуют о формирование харбейского амфиболит-гнейсового комплекса во время становления уральского орогена и его можно рассматривать в качестве индикатора палеозойских коллизионных процессов.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена в рамках темы государственного задания ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН “Глубинное строение, геодинамическая эволюция, взаимодействие геосфер, магматизм, метаморфизм и изотопная геохронология Тимано-Североуральского литосферного сегмента”.

Об авторах

Н. С. Уляшева

Институт геологии Федерального Исследовательского Центра Коми Научного Центра Уральского Отделения им. Н.П. Юшкина Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: nataliaulyashewa@yandex.ru
Россия, Сыктывкар

А. С. Шуйский

Институт геологии Федерального Исследовательского Центра Коми Научного Центра Уральского Отделения им. Н.П. Юшкина Российской Академии наук

Email: nataliaulyashewa@yandex.ru
Россия, Сыктывкар

В. Б. Хубанов

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

Email: nataliaulyashewa@yandex.ru
Россия, Улан-Удэ

Список литературы

Дополнительные файлы