Evidence of the early precambrian age of the metamorphic rocks from the Ufaley block (Middle Urals): results of U–Th–Pb (LA-ICP-MS) dating of detrital zircon from the quaternary deposits

Толық мәтін

Современный облик Уральского орогена сформировался в результате сменяющихся во времени геодинамических режимов, от деструкции древней платформы, через развитие океанического бассейна, до субдукции и последующих коллизионных и постколлизионных событий. В результате проявления этих процессов в области сочленения Уральского орогена с Восточно-Европейской платформой (ВЕП) образовалась зона аккреции состоящая из блоков разного возраста и происхождения [1]. В частности, среди них присутствуют блоки, в строении которых участвуют породы раннедокембрийского возраста. На Южном Урале это Тараташский и Александровский блоки (образования, слагающие эти блоки, в литературе часто описывают как одноимённые комплексы), которые считаются фрагментами ВЕП, интегрированными в структуру Уральского орогена ([2, 3, 4] и др.). Эти блоки сложены преимущественно гранулитами, гнейсами и амфиболитами, в которых присутствует циркон с U–Th–Pb-возрастом 2800–2500 млн лет, а модельный Nd-возраст пород достигает 3.5 млрд лет [4, 5]. Структурно-метаморфические преобразования пород указанных блоков, происходили в интервалах 2460–1800, 1350–1200 млн лет и далее вплоть до 300 млн лет [3–5].

В постколлизионной структуре Палеоуральского герцинского орогена на одной широте с Тараташским и Александровским блоками, но несколько восточнее, расположен Уфалейский блок (УБ), который является южной частью одноимённого антиклинория. С севера УБ ограничен Куказарским разломом, отделяющим его от северной части Уфалейского антиклинория, с востока – зоной Главного Уральского разлома (ГУР), с запада – Уфимским разломом.

Восточная часть УБ, примыкающая к ГУР, сложена сланцами, амфиболитам, кварцитами и эклогитоподобными породами куртинской свиты, а западная и центральная части — амфиболитами и гнейсами егустинской и слюдяногорской свит (рис. 1). Возраст метаморфизма двух последних свит оценивается в интервале 550–480 млн лет, [6–8], хотя на геологической карте они отнесены к протерозою, куртинская – к среднему рифею [9]. Надёжных геохронологических данных, подтверждающих докембрийский возраст пород УБ и единого мнения об их природе до сих пор не существует [1, 6–8].

 

Рис. 1. Геотектоническая позиция (А) и упрощённая схема геологического строения (Б) Уфалейского блока [1, 2]. 1 – палеозойские комплексы осадочного чехла Восточно-Европейской платформы; 2 – протерозойские осадочные комплексы, 3 – Тараташский и Александровский блоки (AR-PR), 4–5 – Уфалейский блок: 4 – амфиболиты и гнейсы егустинской и слюдяногорской свит, нерасчленённые; 5 – куртинская эклогит-сланцевая свита; 6 – пироксениты Шигирских сопок; 7–9 – зона Главного Уральского разлома с фрагментами комплексов Магнитогорской и Тагильской островных дуг (7), серпентинизированных офиолитов (8) и габброидов (9); 10–12 – комплексы Сысертско-Ильменогорского антиклинория: 10 – метаморфические и щелочные породы, 11 – метаосадочные породы, 12 – метавулканогенные породы; 13 – средне-верхнепалеозойские осадочно-вулканогенные породы с телами ультрабазитов (также знак (8)); 14 – диориты и гранодиориты; 15 – тектонические нарушения; 16 – озёра; 17 – номер и положение пробы на детритовый циркон

 

На западе УБ, по правобережью реки Уфа, во фрагменте, ограниченном со всех сторон разрывными нарушениями, среди гнейсов и амфиболитов егустинской свиты залегает субмеридиональное тело (4×0.5 км) ортопироксен-плагиоклаз-оливиновых клинопироксенитов, выраженное в рельефе северной и южной Шигирскими сопками (ШС), разделёнными субширотной долиной временного водотока. Геологические взаимоотношения пироксенитов с окружающими породами не установлены. Пироксениты обладают петрогеохимическим сходством с одноимёнными породами из дунит-клинопироксенит-габбровых комплексов Урало-Аляскинского типа. Предполагается, что исходный для них расплав имел анкарамитовые характеристики – высокую величину отношения CaO/Al₂O₃>1, свидетельствующую о верлитовом составе мантийного источника [10]. По данным А.А. Краснобаева с соавторами, U–Pb-возраст наиболее древних цирконов из пироксенитов ШС соответствует 1651±47 и 1444±46 млн лет [11], на основании чего принят палеопротерозойский возраст пород, зафиксированный на геологической карте [9]. Однако в этих работах не обсуждается вероятность того, что древние цирконы могли быть захвачены при внедрении пироксенитов ШС. Показательно, что в сходных по составу породах Александровского блока [12] был определён более древний U–Pb-возраст циркона 2022±15 млн лет и предполагается архейский возраст протолита [5, 13]. Даже если допустить ксеногенную природу циркона в пироксенитах ШС, то можно предположить присутствие в их обрамлении раннедокембрийских метаморфических пород, которые ранее установлены не были.

Для проверки этого предположения выполнено определение U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-воз-раста детритового циркона из четвертичных глинисто-гравийных отложений сухого русла временного водотока в субширотной долине длиной около 1 км, разделяющей пироксениты Северной и Южной Шигирских сопок. Область сноса водотока захватывает как сами ультраосновные породы, так и непосредственно вмещающие их гнейсы и амфиболиты егустинской свиты. Привнос материала из удалённых источников не исключен, но маловероятен.

Исследования проводились в ЦКП “Геоаналитик”, ИГГ УрО РАН, г. Екатеринбург. Морфология и внутреннее строение циркона изучались с помощью сканирующего электронного микроскопа TESCAN MIRA в режимах обратно-рассеянных электронов и катодолюминесценции. U–Th–Pb-изотопные исследования выполнены на квадрупольном масс-спектрометре ICP-MS NexION 300S с приставкой для лазерной абляции (LA-ICP-MS) NWR 213. Диаметр “кратера” 25 мкм, частота повторения импульсов 10 Гц, плотность энергии 10–11 Дж/см². Калибровка производилась по стандартному циркону GJ-1 [14]. Для контроля качества аналитических данных использованы стандартные кристаллы циркона 91500, Plešovice. В ходе исследований получены средневзвешенные оценки возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U–²⁰⁷Pb/²³⁵U: для стандарта 91500–1065±5.8 млн лет (1s, n = 8, СКВО = 0.00079, вероятность = 0.98) для стандарта Plešovice – 337.9±1.6 млн лет (1s, n = 9, СКВО = 0.078, вероятность = 0.38). Полученные для стандартов циркона значения возраста согласуются с рекомендованными данными [15]. U–Th–Pb-изотопные отношения рассчитаны в программе GLITTER 4.0 GEMOC [16]. Поправки на обычный свинец введены с помощью программы ComPb [17]. Расчёт конкордантных возрастов (Concordia Ages) выполнен в программе IsoplotR. При построении гистограмм, кривых относительной вероятности распределения возрастов и расчёте максимумов возрастов (Peak Ages) [18] приняты во внимание только конкордантные оценки возраста (–5 < D < 5) (Аналитики В.С. Червяковский, М.В. Червяковская). Результаты изотопных исследований представлены в дополнительных материалах к статье (Suppl. Табл. 1).

Детритовый циркон представлен преимущественно крупными (600–200 мкм) слабо окатанными зёрнами и неокатанными кристаллами, коротко- и длиннопризматическиого габитуса (К_уд = 0.5–2 и 3–5 соответственно) (рис. 2). Резко преобладают зёрна красновато-коричневого и тёмно-чайного цветов; встречаются индивиды розового и бледно-жёлтого цвета. Проявлены грани призм {100}, {110} и дипирамиды {111}. Внутреннее строение большинства зёрен характеризуется наличием ядер, окружённых зональными оболочками. В цирконе встречаются включения кварца, калиевого полевого шпата, апатита, флогопита, монацита и рутила.

 

Рис. 2. Морфология зёрен детритового циркона из четвертичных гравийно-глинистых отложений в обрамлении пироксенитов Шигирских сопок. Сканирующий электронный микроскоп Mira Tescan, режим обратно-рассеянных электронов

 

Для изотопно-геохронологических исследований использовано 176 зёрен циркона, для которых по ядрам и оболочкам получено 253 оценки возраста. 109 из них являются конкордантными (D <5%), а 22 – субконкордантными (5% < D < 10%). На кривой относительной вероятности распределения возраста выделяется главный максимум 2100–2000 млн лет, куда попадает около 30% всех определений, и несколько слабо выраженных максимумов в интервале 3200–2500 млн лет (рис. 3). Единичные зёрна циркона имеют возраст 570–485 млн лет, соответствующий времени проявления в УБ метаморфизма, синхронного с Тиманским орогенезом на Урале [1, 7]. Отметим, что среди изученных зёрен циркона отсутствуют индивиды с возрастами 1650–1400 млн лет, установленными в пироксенитах ШС [11]. Возможно, это связано с низкими содержаниями циркона в ультрамафитах и флотационной крупностью (менее 50–60 мкм) его зёрен, что препятствует накоплению в осадочных породах.

 

Рис. 3. Гистограмма распределения и кривая относительной вероятности (красная линия) возрастов детритового циркона из четвертичных отложений Уфалейского блока (n = 109). Чёрная линия — кривая относительной вероятности распределения возрастов детритового циркона из песчаников айской свиты рифея [19]

 

Таким образом, в четвертичных отложениях из тектонического фрагмента в западной части УБ, где среди амфиболит-гнейсовой толщи залегают клинопироксениты докембрийского возраста, преобладает детритовый циркон с возрастом 2100–2000 млн лет. Этот интервал соответствует времени проявления гранулитового метаморфизма и мигматизации в Тараташском и Александровском блоках, породы которых послужили источником детритового циркона для песчаников в основании айской свиты рифея [4, 5, 19]. В нашем случае дальность переноса была незначительной, и источником кластического материала являются преимущественно, породы УБ, непосредственно окружающие клинопироксениты Шигирских сопок. Полученные результаты позволяют предположить, что в структуре УБ присутствуют метаморфические породы раннедокембрийского возраста, которые ранее установлены не были. Наличие здесь протерозойских клинопироксенитов усиливает сходство в геологическом строении и эволюции Уфалейского блока с Тараташским и Александровским фрагментами Восточно-Европейской платформы, выведенными в структуры складчатого Урала.

Благодарности

Авторы благодарны рецензенту, члену-корреспонденту РАН Н.Б. Кузнецову, за замечания, позволившие улучшить рукопись.

Источники финансирования

Исследования выполнены за счёт средств Российского научного фонда, грант № 23-17-00224. https://rscf.ru/project/23-17-00224.

Авторлар туралы

G. Shardakova

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

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: shardakovagalina@mail.ru
ORCID iD: 0000-0002-0587-8416
Ресей, Yekaterinburg

E. Pushkarev

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

Email: shardakovagalina@mail.ru
ORCID iD: 0000-0003-0912-8580
Ресей, Yekaterinburg

A. Kotov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences

Email: shardakovagalina@mail.ru
ORCID iD: 0000-0002-4584-371X

Corresponding Member of the RAS

Ресей, St. Petersburg

A. Simankova

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

Email: shardakovagalina@mail.ru
Ресей, Yekaterinburg

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар