В северной части Полярного Урала магматические породы, знаменующие закрытие Палеоуральского океана и фиксирующие коллизионные процессы становления уралид, представлены немногочисленными интрузиями. В палеоокеаническом секторе ими являются габбро-долериты мусюрского гипабиссального комплекса, прорывающие ордовикско-среднедевонские океанические и островодужные образования (Государственная…, 2014б; Соболев и др., 2020). В палеоконтинентальном секторе в Харбейско-Марункеуской СФЗ к позднепалеозойским образованиям можно отнести метасоматические жилы в районе развития высокобарических пород марункеуского амфиболит-гнейсового комплекса Харбейской подзоны (Clodny et al., 2003; Salimgaraeva et al., 2024).
Харбейская подзона Харбейско-Марункеуской СФЗ относится к Центрально-Уральскому поднятию Полярного Урала. С востока она отделена Главным Уральским разломом от островодужно-океанических образований Тагило-Магнитогорской зоны, а с запада по Собско-Нундерминскому надвигу граничит с раннепалеозойскими толщами. В Харбейской подзоне выделяют паравтохтонную структуру — Западно-Харбейский антиклинорий, в пределах которого развиты зеленосланцевые толщи, и Восточно-Харбейский покров (аллохтон), представленный гнейсоамфиболитовым разрезом (ханмейхойская, лаптаюганская, париквасьшорская свиты (PR1?)) и марункеуским амфиболит-гнейсовыми комплексом (Государственная…, 2014б). В регионе широко распространены породы сядатаяхинского гранитного (V2-Є) и харбей-собского габбро-диорит-гранодиоритового (RF3) комплексов (рис. 1).
Благодаря U-Pb-изотопно-геохронологическим исследованиям, проведённым в последние годы, возрасты магматических пород изучаемого района, считавшихся раннепротерозойскими и позднепалеозойскими (Государственная…, 2009; 2014а), были пересмотрены. Породы, ранее относимые к раннекаменноугольно-пермским образованиям (полярноуральский гранитовый и яркеуский монцодиоритовый комплексы), были идентифицированы как поздневендско-раннепалеозойские (Государственная…, 2014б; Шуйский и др., 2015) и позднерифейские (Соболев и др., 2023) магматиты, поэтому их следует включить в состав соответственно сядатаяхинского и харбей-собского комплексов. Для гранитов, локализованных в пределах полей развития гнейсов и амфиболитов и ранее выделяемых в составе раннепротерозойского евъюганского мигматит-плагиогранитового комплекса (Государственная…, 2009; 2014а), также были получены поздневендско-кембрийские датировки (Голубева и др., 2011; 2022). Таким образом, в рассматриваемом регионе уверенно картируются позднерифейские и поздневендско-раннепалеозойские магматические породы, сформировавшиеся, по-видимому, в субдукционно-аккреционных обстановках становления протоуралид-тиманид (Соболев и др., 2023) и рифтогенных процессах раскрытия Палеоуральского океана (Голубева, 2023; Государственная…, 2014б) соответственно.
К настоящему времени получены доказательства проявления процессов высокотемпературного метаморфизма повышенных давлений пород Харбейской подзоны (гнейсоамфиболитовый разрез) в позднем палеозое (Уляшева и др., 2022; 2024). Упомянутые выше гранитоиды, как и вмещающие их породы, также претерпели метаморфические изменения в этот период.
В южной части Харбейской подзоны в наиболее высокотемпературной части гнейсоамфиболитового разреза среди амфиболитов и плагиогнейсов ханмейхойской и лаптаюганской свит, по рекам Б. Харбей и Лаптаёган обнажается поле жил гранитных пегматитов шириной около 10 км (рис. 1). Гранитоиды здесь не метаморфизованы, они образуют плитообразные тела мощностью от 15 см до 2 м северного и северо-восточного простирания. Жилы залегают согласно сланцеватости вмещающих метаморфитов, а также пересекают ее под углами 0–90°. Это дает основание предположить, что такие маломощные гранитные тела могут представлять собой как синметаморфические, так и постметаморфические позднепалеозойские образования.
Целью работы является установление возраста и условий образования жильных гранитов, прорывающих амфиболиты и плагиогнейсы ханмейхойской и лаптаюганской свит с применением петрогеохимических методов и изотопно-геохронологического 39Ar/40Ar-анализа.
Методы исследования
Петрографические исследования гранитоидов проводились на поляризационном микроскопе СР‑400. Содержания породообразующих оксидов определены методами мокрой химии и рентгенофлуоресцентного анализа. Определение концентраций редких и рассеянных элементов в этих породах осуществлялось путем кислотного разложения и дальнейшего анализа с помощью секторного масс-спектрометра с ионизацией в индуктивно связанной плазме (ICP-MS) в Институте геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар, ЦКП «Геонаука», масс-спектрометр Agilent 7700x, аналитик Г. В. Игнатьев). Химический состав минералов из пород исследован с помощью сканирующего электронного микроскопа TESCAN VEGA3 LMH c энергодисперсионной приставкой X–MAX 50 mm Oxford instruments. 40Ar/39Ar-датирование биотита из биотит-кварц-олигоклазового плагиогранита проведено в Институте геологии и минералогии им. В. С. Соболева Сибирского отделения РАН (Новосибирск). Для проведения 40Ar/39Ar-исследований методом ступенчатого прогрева используется кварцевый реактор с малоинерционной печью внешнего прогрева. Навеска минеральной фракции биотита, завернутая в алюминиевую фольгу, совместно с навесками биотита МСА‑11 (ОСО № 129–88), используемого в качестве монитора, была помещена в кварцевую ампулу, которая после откачки из нее воздуха была запаяна. Биотит МСА‑11, подготовленный ВИМС в 1988 году как стандартный K/Ar-образец для K/Ar-метода датирования, был аттестован в качестве 40Ar/39Ar-монитора с помощью международных стандартных образцов мусковита Bern4m, биотита LP‑6. В качестве интегрального возраста биотита МСА‑11 принято среднее значение результатов калибровки, составившее 311.0±1.5 млн лет. Кварцевые ампулы с пробами облучались в кадмированном канале реактора BBP-К-типа в Инженерной школе ядерных технологий при Томском политехническом университете. Градиент нейтронного потока не превышал 0.5 % в размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по 40Ar (10 мин при 1200 °C) не превышал 5 × 10–10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощью ZrAl SAES-геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы «Микромасс» (Англия). Ошибки измерений, приведенные в тексте, таблицах и на рисунках, соответствуют интервалу ± 1.
Результаты
Петрографическая характеристика жильных гранитов. В западной части жильного поля биотит-микроклин-кварц-олигоклазовые гранитоиды, редко амфиболсодержащие, слагают тела мощностью 0.15–2 м (рис. 2, а, c). Они прорывают биотитовые амфиболиты и плагиогнейсы ханмейхойской свиты. Для жильных гранитов типичны массивная текстура, средне- и крупнозернистая пегматоидная структура. Некоторые зерна имеют размеры более 1 см. Породы состоят (об. %) из олигоклаза (35–45), кварца (15–25), микроклина (15–30), биотита (1–2), амфибола (ед. зерна) и акцессорных количеств титанита, циркона, магнетита и апатита. Олигоклаз и микроклин образуют вытянутые таблитчатые зерна размером до 2 см. Кварц представлен выделениями неправильной формы размером до 5 мм. Плагиоклаз в основной массе породы соответствует по составу олигоклазу (An11–12), в его зернах наблюдаются полисинтетические двойники, изометричные и червеобразные включения кварца, а также вростки микроклина изометричной формы (антипертитовая структура). Минерал слегка серицитизирован. В микроклине наблюдаются прожилковые пертиты альбита (рис. 2, e). Чешуйки зеленовато-бурого биотита размерами от 0.5 мм до 1 см располагаются между зернами плагиоклаза и кварца или образуют срастания с олигоклазом (рис. 2, f), по краям иногда замещаются зеленым хлоритом. По химическому составу биотит отвечает анниту (рис. 3, а), магнезиальность (XMg) его варьирует от 0.47 до 0.49 (табл. 1). Редко в породе встречаются зерна до 6 мм зеленого призматического и длиннопризматического амфибола — эденита — с магнезиальностью (XMg) 0.52–0.56.
Восточнее в пределах жильного поля распространены биотит-кварц-олигоклазовые (рис. 2, b и d) и кварц-олигоклазовые жилы мощностью от 30 см до 1.5 м, имеющие инъекционный характер по отношению к амфиболитам и плагиогнейсам. Породам свойственна массивная текстура, средне- и крупнозернистая пегматоидная структура. Они состоят (об. %) из олигокалаза (40–60), кварца (30–40), биотита (0–5) и мусковита (0–1). В породах присутствуют зерна циркона, монацита, ксенотима, граната. Микроклин встречается в этих породах редко, в виде включений или вростков в плагиоклазе. Плагиоклаз образует гипидиоморфные и идиоморфные таблитчатые кристаллы размером до 2 см и представлен в основном олигоклазом (An12–16). Чешуйки зеленовато-бурого биотита располагаются хаотично, магнезиальность минерала составляет 0.37–0.45. Кварц представлен ксеноморфными зернами, размеры которых редко достигают 1 см. В некоторых жилах отмечаются катакластические структуры: зерна кварца вытянуты, местами рекристаллизованы и заполняют промежутки между обломками плагиоклаза. Такие породы трещиноваты, по трещинкам развиваются карбонаты: анкерит и доломит. Чешуйки мусковита также приурочены преимущественно к трещинкам. Некоторые жилы зональны — в краевых частях уменьшается размер зерен и увеличивается количество биотита, центральные части таких жил состоят в основном из крупнозернистого кварца. По стенкам полостей развивается халцедон. В некоторых жилах отмечаются тонкие трещинки, в зонах развития которых наблюдается разложение биотита до хлорита, каолинита и титанистых минералов. К этим участкам также приурочены гидротермальные циркон, черновит, колумбит, уранинит.
Химический состав гранитов
Химический состав пород приведен в таблице 2. Содержание кремнезема в биотит-кварц-олиго-клазовых и кварц-олиго-клазовых образованиях варьирует от 71.35 до 75.13 мас. %, в биотит-микроклин-кварц-олиго-клазовых породах оно выше (77.06 мас. %). На диаграмме (Na2O + K2O)—SiO2 точки состава пород попадают в поле гранитов. Тип щелочности пород — натриевый и калиево-натриевый (Na2O/K2O = 3.5–45). Для гранитоидов характерно высокое содержание Na2O (5.19–6.57 мас. %) и низкое K2O (0.14–1.49 мас. %). Наблюдаются вариации концентраций FeO (0.2–1.41 мас. %), Fe2O3 (0.02–0.67 мас. %) и MgO (0.2–1.32 мас. %). Граниты характеризуются умеренным содержанием Al2O3 (11.77–14.7 мас. %). Они соответствуют известковым и метаалюминиевым (ASI 0.73–1) образованиям (рис. 4 а, b). Анализируемые породы имеют весьма низкие суммарные концентрации редких земель (от 9 до 53 г/т). В большинстве случаев они характеризуются преимущественно повышенными отношениями лёгких РЗЭ к тяжёлым (La/Yb)N — 1.3–2.6, в одном случае ТРЗЭ пребладают (La/Yb)N — 0.64, что указывает на разную степень дифференциации РЗЭ (рис. 4, с). Кроме того, наблюдается разнонаправленная европиевая аномалия (Eu/Eu* — 0.8–5.8), чаще положительная. На спайдер-диаграмме, где состав пород нормирован на состав верхней континентальной коры, отмечается дефицит практически всех элементов, наблюдаются положительные аномалии Ba, U, Ta, Sr и отрицательные Nb, Rb, K, Zr и Ti (рис. 4, d).
Обсуждение
Жильные образования, прорывающие метаморфиты ханмейхойской и лаптаюганской свит, представлены биотитсодержащими гранитами с характерными для магматических пород структурами, в которых иногда наблюдаются признаки катаклаза и постмагматических гидротермальных изменений. Низкие содержания редких элементов и РЗЭ в породах, по-видимому, связаны с переходом этих элементов во флюидную фазу в открытой системе, как, например, отмечено в работе Владимирова и др. (2004) для коллизионных стресс-гранитов Западного Прибайкалья.
Магнезиально-железистые слюды, чутко реагирующие на изменчивость физико-химических параметров системы, с успехом используют для решения вопросов возраста, генезиса и типизации гранитоидов. Судя по особенностям химического состава — высокому содержанию TiO2 (2.29–4.28 мас. %) и низкой магнезиальности (X(Mg) = 0.37–0.49) — исследованный биотит является первично-магматическим породообразующим минералом гранитов, сформировавшихся в абиссальных и мезоабиссальных условиях (рис. 3, b, c). Биотиты подобного состава типичны для гранитоидов известково-щелочных серий, близких к гранитам I-типа, образовавшимся при анатекисе корового, в меньшей степени корово-мантийного субстрата (рис. 3, d, e, f). Содержания Ta (0.15–0.93 г/т) и Nb (1.5–20 г/т) в большинстве проб соответствуют надсубдукционной обстановке (табл. 2). На дискриминантных диаграммах (рис. 4, e, f) фигуративные точки состава пород попадают преимущественно в поля островодужных (VAG) и синколлизионных (syn-COLG) гранитов.
Впервые установлен возраст биотитов (обр. у‑68) из жильных гранитов 40Ar/39Ar-методом. Возраст плато (825–1170 ºС) составляет 349 ± 4 млн лет (рис. 5, табл. 3), что включает 86.6 % выделенного 39Ar и соответствует раннему карбону — турнейскому ярусу. Температура закрытия K/Ar-изотопной системы биотита порядка 330–360 °C. В то же время жильная и дайковая форма тел свидетельствует, что их формирование происходило по крайней мере не глубже зоны перехода от пластических к хрупким деформациям, что соответствует глубинам 5–10 км. В этих условиях породы после формирования остывают достаточно быстро, и полученная датировка по биотиту является хорошей оценкой возраста формирования гранитных жил.
Температура кристаллизации биотита, согласно геотермометру (Henry et al., 2005), составляет 635–720 °C (табл. 1). Близкие значения получены с помощью термометрии насыщения циркона (Watson, Harrison, 1983) — 610–743 ºС. Схожие значения температуры метаморфизма рассчитаны для вмещающих пород — амфиболитов и плагиогнейсов: 690–750 °C (Уляшева и др., 2024).
Изотопно-геохронологические исследования метаморфических минералов из амфиболитов показали (Уляшева и др., 2022; 2024), что высокотемпературные преобразования в условиях повышенных давлений в ханмейхойской свите, как и внедрение гранитных жил, происходили в одно время в раннем карбоне. Возраст амфибола из амфиболитов, полученный 40Ar/39Ar-методом, составляет 346 ± 4 млн лет, а результаты U-Pb-датирования циркона методом лазерной абляции дали диапазон 359–341млн лет. Эти данные хорошо сопоставляются с полученной нами 40Ar/39Ar-датировкой биотита из гранитных жил. Близкое значение возраста (позднепалеозойский) получено для пегматитовой жилы, залегающей на контакте перидотитов и гнейсов марункеуского амфиболит-гнейсового комплекса — 367 млн лет (U-Pb-метод (Salimgaraeva et al., 2024)).
Образование гранитного расплава сопряжено с высокотемпературными метаморфическими процессами, которые могли происходить на глубине в раннем карбоне в результате столкновения уральской окраины Восточно-Европейского континента с островной дугой. Плавлению подвергалась предположительно нижняя часть пород Восточно-Харбейского аллохтона, который к этому времени находился во фронтальной зоне континента, вовлеченной в зону субдукции. Внедрение магмы по ослабленным зонам и трещинам, вероятно, происходило в условиях декомпрессии — при переходе от пиковых параметров метаморфизма к регрессивной стадии, знаменующей коллизионные процессы.
Заключение
В ходе комплексных петрологических и изотопно-геохронологических исследований установлено присутствие позднепалеозойских магматических образований в южной части Харбейской подзоны Харбейско-Марункеуской СФЗ Полярного Урала, представленных жильными гранитными пегматитами. Они залегают среди амфиболитов и плагиогнейсов ханмейхойской и лаптаюганской свит, представлены натриевыми и калиево-натриевыми известковыми метаалюминиевыми разновидностями, относящимися к известково-щелочной серии и близкими по составу к гранитам I-типа. Источником расплава служили преимущественно коровые породы.
В результате 40Ar/39Ar-изотопного датирования магматического биотита из гранитов определен его возраст — 349 ± 4 млн лет (ранний карбон), который совпадает с возрастом высокотемпературного метаморфизма вмещающих пород (359–341 млн лет). Формирование гранитного расплава предположительно было сопряжено с коллизионными процессами при столкновении уральской окраины Восточно-Европейского континента с островной дугой.
Исследования выполнены в рамках Государственного задания ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (FUUU-2022-0085 № 122040600012-2) и ИГМ СО PAН (FWZN-2026-0018).
