The Kraka lherzolite massifs (Southern Urals): geochemistry, geochronology, genesis, geodynamics

Full Text

Введение

В соответствии с имеющимися представлениями, лерцолит (Iherzolite, Lherzolith, Iherzolite, lerzolita), именуемый от названия р. Эр (Hers), или Лер (Lherz), протекающей во французских Пиренеях, является крупнокристаллической глубинной магматической горной породой ультраосновного состава нормального ряда из семейства перидотитов, сложенной оливином (от 40 до 90 % массы породы), ромбическим (10–50 %) и моноклинным (10–50 %) пироксенами, с примесью роговой обманки (до 5 %). Лерцолиты широко распространены по земному шару, в том числе в ассоциации с другими ультраосновными породами в складчатых областях, характеризуя основной компонент литосферы ниже раздела Мохоровичича, в свою очередь маркирующего нижнюю границу земной коры и мантии соответственно. При этом наиболее существенные знания и свидетельства о принадлежности лерцолитов к глубинным зонам подконтинентальной мантии и декомпрессионном перемещении их из области высоких давлений в нижнюю кору были получены при исследованиях детально изученных массивов западного Средиземноморья [1, 2]. Тем не менее многие из типовых особенностей (ассоциация с нижнекоровыми гранулитами, высокотемпературные пластические деформации, присутствие высокобарических гранат-пироксеновых обособлений и др.), выявленных при изучении массивов Бени–Бушера (Beni Bouchera, Марокко) и Ронда (Ronda, Испания), обнаруживаются в лерцолитовых массивах и других орогенных поясов. К этому формационному типу, помимо массивов Лерц (Lherz) и других Северо-Пиренейской зоны, Финеро (Finero) и Ланцо (Lanzo) в Западных Альпах [1, 2], принадлежат гранатовые перидотиты Западного гнейсового региона Норвегии [2].

Что касается Уральского складчатого пояса, то подобными объектами можно считать массивы Крака (рис. 1), расположенные на западном склоне Южного Урала. Первые геологические исследования в пределах массивов проводились в 60-х гг. XIX в. и были направлены на поиски и разработку хромитовых месторождений. Результаты этих работ сохранились фрагментарно. Следующий этап изучения, начавшийся в 1930-х гг. (в результате чего было открыто большинство из известных хромитовых проявлений и месторождений) и продолжающийся до настоящего времени, связан с многочисленным списком имен, а количество публикаций по массивам Крака, к примеру, на сайте elibrary.ru, достигает 1252. Тем не менее возраст, генетическая сторона и геодинамическая позиция массивов до сих пор являются предметом споров и разночтения. В общепринятых представлениях по комплексу геологических и минералого-геохимических данных образование массивов Крака связывается с верхней мантией либо в рамках континентально-рифтогенной структуры [3], либо пассивной континентальной окраины [4].

 

Рисунок 1. Схемы [6, 9] с дополнениями: (а) литотектонических зон Уральского складчатого пояса; (b) локализации объектов; (с) строения Кракинского аллохтона и массивов Крака

Условные обозначения: a) 1 – Предуральский краевой прогиб; 2 – Западно-Уральские шельфовые отложения; 3 – Западно-Уральские батиальные отложения; 4 – Центрально-Уральская зона; 5 – Тагило-Магнитогорская зона; 6 – Восточно-Уральская зона; 7 – Главный Уральский разлом; c) 1–2 – силурийские и девонские комплексы континентального склона; 3 – отложения зилаирской серии (D₃fm-C₁t₁), включающие кварцевые песчаники, граувакки, глинистые сланцы и известняки; 4 – серпентинитовый полимиктовый меланж; 5 – аподунитовые серпентиниты; 6 – гипербазиты (Lz-лерцолиты, D-дуниты); 7 – гранатовые пироксениты; 8 – профили мест отбора образцов для датирования U-Pb SHRIMP-II и ¹⁴⁷Sm-¹⁴⁴Nd ID-TIMS методами изотопной геологии. Цифрами в кружках обозначены массивы Кракинской группы: 1 – Северный, 2 – Узянский, 3 – Средний, 4 – Южный Крака. Стрелками во вставке (левая нижняя часть рисунка) обозначены места отбора проб, из которых были выделены цирконы для U-Pb SHRIMP-II датирования.

Figure 1. Sketch-maps [6, 9] with additions: (a) lithotectonic zones of the Ural fold belt; (b) localization of objects; (c) structure of the Kraka allochthon and the Kraka massifs

Symbols: a) 1 – Pre-Ural marginal trough; 2 – West-Ural shelf deposits; 3 – West-Ural bathyal deposits; 4 – Central Ural zone; 5 – Tagil-Magnitogorsk zone; 6 – East-Ural zone; 7 – Main Ural fault; c): 1–2 – Silurian and Devonian complexes of the continental slope; 3 – deposits of the Zilair series (D₃fm-C₁t₁) including quartz sandstones, greywackes, shales and limestones; 4 – serpentinite polymictic melange; 5 – apodunite serpentinites; 6 – hyperbasites (Lz-lherzolites, D-dunites); 7 – garnet pyroxenites; 8 – profiles of sampling sites for U-Pb SHRIMP-II and ¹⁴⁷Sm-¹⁴⁴Nd ID-TIMS dating using isotope geology methods. Figures in circles indicate the massifs of the Kraka group: 1 – Northern, 2 – Uzyansky, 3 – Middle, 4 – Southern Kraka. Arrows in the inset (left lower part of the figure) indicate the sampling sites where zircons were extracted for U-Pb SHRIMP-II dating.

 

Рисунок 2. Порфирокластические структуры шпинелевых лерцолитов массива Северный Крака. Образец 7511. (a) Ортопироксен-клинопироксеновый порфирокласт, окруженный необластами орто- и клинопироксенов 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. (b) Порфирокласт клинопироксена (Cpx), окруженный необластами пироксенов и оливина. (c) Цепочки зерен хромшпинели (Sp), образованные в ходе пластических деформаций. (d) Апопироповый (?) шпинель-ортопироксеновый кластер – продукт реакции «пироп+2оливина=4ортопироксена+шпинель», в ходе деформаций превращенный в порфирокласт. Образец 7470-7. (e) Ортопироксеновые порфирокласты (Opx) окружены необластами орто- и клинопироксенов и оливина. Обращают внимание продукты распада порфирокластов Opx в форме тонких пластинок клинопироксенов. Периферические зоны порфирокластов частично очищены от пластинок распада, материал которых был потрачен на формирование необластов. В отличие от пироксенов, большая часть зерен оливина (Olv) легко дробится и, как правило, образует необласты

Figure 2. Porphyroclastic structures of spinel lherzolites of the Northern Kraka massif. Sample 7511. (a) Orthopyroxene-clinopyroxene porphyroclast surrounded by neoblasts of ortho- and clinopyroxenes and olivine. Remarkable are thin plates – decomposition products of porphyroclasts: clinopyroxene in orthopyroxene (Opx) and orthopyroxene in clinopyroxene (Cpx). The peripheral zones of porphyroclasts are partially cleared of decay plates, the material of which was spent on the formation of neoblasts. Unlike pyroxenes, olivine (Olv) is easily crushed and, as a rule, forms neoblasts. (b) Clinopyroxene porphyroclast (Cpx) surrounded by pyroxene and olivine neoblasts. (c) Chains of Cr-spinel (Sp) grains formed during plastic deformation. (d) Apopyrope (?) spinel-orthopyroxene cluster is a reaction product of “pyrope + 2olivine=4orthopyroxene + spinel” transformed into porphyroclast during deformation. Sample 7470-7. e) Orthopyroxene porphyroclasts (Opx) are surrounded by ortho- and clinopyroxene and olivine neoblasts. Remarkable are decay products of Opx porphyroclasts in form of thin clinopyroxene plates. The peripheral zones of porphyroclasts are partially cleared of decay plates, the material of which was spent on the formation of neoblasts. Unlike pyroxenes, most olivine (Olv) grains are easily crushed and tend to form neoblasts

 

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 [5–7], в связи с чем актуальность настоящей работы не вызывает сомнений.

Геологическое положение и краткое описание строения Кракинского аллохтона и массивов Крака

Согласно имеющимся представлениям [8], Уральский складчатый пояс состоит из нескольких литотектонических зон (Предуральский краевой прогиб, Западно-Уральская, Центрально-Уральская, зона Главного Уральского разлома, Тагило-Магнитогорская и Восточно-Уральская), сменяющих друг друга в направлении от восточной окраины Восточно-Европейской платформы до мезозойского осадочного чехла Западно-Сибирской платформы, перекрывающего восточную часть складчатого пояса.

Массивы Северный, Средний и Южный Крака (рис. 1) представляют собой расчлененный аллохтон и расположены в северной, осевой части крупной синформной тектонической структуры (длина ~300 км, ширина до 50 км) – Зилаирского синклинория, который, в свою очередь, на северо-западе граничит с Башкирским антиклинорием, сложенным рифейскими толщами. Южная часть Зилаирского синклинория надвинута на Предуральский краевой прогиб, выполненный позднепалеозойскими отложениями. На востоке Зилаирский синклинорий контактирует с Уралтауским поднятием метаморфических толщ.

Породы, подстилающие ультрамафиты массивов Крака, представлены терригенно-кремнистыми, карбонатными и вулканогенными толщами с возрастным диапазоном ранний карбон–ранний ордовик и относятся к двум фациальным комплексам – шельфовому и батиальному. Массивы разделены и подстилаются серпентинитовым меланжем с блоками преимущественно эффузивов основного состава. Ультрамафиты представлены гарцбургит-шпинель-лерцолитовыми сериями с разным соотношением лерцолитов и гарцбургитов и подчиненными им амфиболовыми и плагиоклазовыми разностями, а также дунитами и пироксенитами, включая гранатсодержащие. Контакты с вмещающими породами тектонические и сложены преимущественно хризотил-лизардитовыми серпентинитами. Структура пород порфирокластическая и представлена порфирокластами ортопироксена (размером до 8 мм), оливина, клинопироксена (в лерцолитах) 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 об их принадлежности к единому комплексу с разной степенью частичного плавления.

Существует мнение [3, 4], что на Южном Урале к лерцолитовому типу, помимо Крака, относятся также массивы Нурали и Миндяк [6, 9].

Материалы и методы

В рамках настоящей работы использовались образцы шпинелевых лерцолитов 7511 и 7470-7, наименее истощенных из известных на Урале [7], отобранные в северной части массива Северный Крака (рис. 1, c, позиция 2, обрамленная кружком).

Химические и модальные составы (мас. %): образец 7511. SiO₂=46.02; TiO₂=0.14; V₂O₃=0.001; Al₂О₃=3.35; Cr₂O₃=0.47; FeO*=6.98; MnO=0.12; MgO=40.21; NiO=0.28; CaO=2.71; Na₂О=0.07; К₂О=0.01. Минеральный состав: Cpx=10; Opx=28; Ol=57. Образец 7470-7. SiO₂=46.23; TiO₂=0.05; V₂O₃=0.01; Al₂О₃= 2.21; Cr₂O₃=0.45; FeO*=7.49; MnO=0.12; MgO=41.51; NiO=0.12; CaO=1.94; Na₂О=0.02; К₂О=0,01. Минеральный состав: Cpx=8; Opx=32; Ol=60.

Изученные разности сложены шпинелевыми лерцолитами, испытавшими 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 ясно представленной 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, дробился сильнее: максимальный размер его порфирокластов не превышает 0.7 мм. Ламели распада в порфирокластах ортопироксена сложены клинопироксеном, в порфирокластах клинопироксена – ортопироксеном.

Необласты являются продуктом дробления и перекристаллизации порфирокластов и представлены тонким агрегатом гранобластовых зерен орто- и клинопироксенов, 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.

Пробоподготовка

Образец лерцолита 7470-7 (порода в целом) подвергался стандартной процедуре дробления и пробоподготовки для аналитических процедур.

Для пробы 7511 измельченный препарат просеивали через сита 350 и 250 мкм для предварительного выделения Opx, а также Cpx, после чего соответствующие концентраты чистили ультразвуком в тридистиллированной воде. После магнитной сепарации минеральные зерна Opx и Cpx отбирали вручную с помощью бинокулярного микроскопа. Далее каждая из монофракций была разделена на две части: первая, а также порода, была последовательно подвергнута кислотному выщелачиванию (Acid Leaching, 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 осуществляли промывку тридистиллированной водой. Вторая часть минералов и породы не подвергалась воздействию кислотами.

Весовые соотношения в результате пробоподготовки образца лерцолита 7511 приведены в табл. 1. Более подробные сведения об AL процедурах, примененных в том числе для лерцолитов массива Ронда (Испания), можно обнаружить в статье [10].

 

Таблица 1. Весовые соотношения в результате AL пробоподготовки образца лерцолита 7511 массива Северный Крака [7]

Table 1. Weight ratios as a result of AL sample preparation of lherzolite sample 7511 from the Northern Kraka massif [7]

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	1.696	0.7832

 

Аналитические процедуры

Определение содержаний REE в лерцолите выполнялось масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID) с применением кислотного разложения смеси исходного образца со смешанным трассером ¹³⁸La+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 REE осуществлялся путем анализа стандартного образца перидотита PCC-1. Детали аналитических процедур описаны в [11].

Анализ концентраций Rb, Sr, Sm, Nd и отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd осуществляли масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID), предусматривающим кислотное разложение смеси исходного образца со смешанными спайками ⁸⁵Rb+⁸⁴Sr, ¹⁴⁹Sm+¹⁵⁰Nd, ионообменную хроматографию и последующий анализ результирующих реагентов с помощью мультиколлекторного твердофазного анализатора Triton (TIMS) в статическом режиме. Для оптимизации параметров изотопного разбавления производили предварительное измерение содержаний Rb, Sr, Sm и Nd методом HR/ICP-MS. Более подробное описание аналитических процедур приведено в [12].

Контроль точности и воспроизводимости измерений концентраций Sm (6.535±0.032, MSWD=1.4), Nd (28.55±0.17, MSWD=1.6), отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.710242±0.000026, MSWD=0.98, n=88), (0.70800±0.00002, MSWD=0.85, n=84), ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd (0.13820±0.00024, MSWD=1.07), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (0.512638±0.000009, MSWD=0.97), (0.511856±0.000005, MSWD=0.67, n=51) проводили путем анализа стандартов BCR-2 USGS, Eimer & Amend, SRM-987, La Jolla соответственно.

Результаты и их обсуждение

Спектры распределения REE шпинелевых лерцолитов Cеверного Крака в координатах «элемент – C_Wr/C_Ch», где C_Wr, C_Ch – концентрации элементов в породе в целом и хондрите соответственно, показаны на рис. 3, из которого следует, что изученные образцы характеризуются обеднением цериевой части лантаноидов. Аномалий Ce и Eu не выявлено. Существует мнение [2], что такая форма распределения REE отражает процесс дифференциации вещества мантийного источника, обедненного легкими REE.

 

Рисунок 3. Спектры распределения REE в лерцолитах [7] с дополнениями. Тонкие цветные линии – классические лерцолиты восточных Пиреней, номера проб (71-324,…, 72-357) соответствуют таковым из табл. 1A, 1B, 1C [13]. Красные утолщенные линии характеризуют спектры распределения REE образцов 7511 (синие ромбы) и 7470-7 (желтые квадраты), изученных в настоящей работе. Остальные утолщенные цветные линии – лерцолиты массивов Миндяк и Нурали, Южный Урал. Номера проб соответствуют таковым из табл. 1 [14]. C_Wr, C_Ch – концентрации REE в породе и хондрите соответственно. Коэффициенты нормализации указаны красными цифрами по оси абсцисс

Figure 3. REE distribution patterns in lherzolites [7] with additions. Thin colored lines are classic lherzolites of the Eastern Pyrenees, sample numbers (71- 324, ...,72-357) correspond to those in Tables 1A, 1B, 1C [13]. Red bold lines characterize the REE distribution spectra of samples 7511 (blue rhombs) and 7470-7 (yellow squares) studied in this work. The least bold colored lines are lherzolites of the Mindyak and Nurali massifs, Southern Urals. Sample numbers correspond to those in Table 1 [14]. C_Wr, C_Ch – REE concentrations in rock and chondrite, respectively. Normalization coefficients are indicated in red numbers on the x-axis

 

Для сравнения на этот же график нанесены спектры распределения РЗЭ орогенных лерцолитов восточных Пиреней, Lherz, Freychinede, Pic Couder, Porteteny, Sem, Bestiac [13], а также аналогичных пород из массивов Миндяк и Нурали, Южный Урал [14].

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd изотопные ограничения

Результаты изучения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd изотопных систем в шпинелевых лерцолитах 7511 и 7470-7 массива Северный Крака приведены в табл. 2, а графическая интерпретация этих данных представлена на рис. 4–6.

 

Таблица 2. ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr данные для шпинелевых лерцолитов 7511 [7] и 7470-7 массива Северный Крака

Table 2. ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd and ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr data for spinel lherzolites 7511 [7] and 7470-7 of the Northern Kraka massif

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
7470-7 Wr	0.520	1.00	0.3136	0.0016	0.513490	0.000022	16.7	+8.5

Примечание. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₇₅₁₁=0.703021±0.000035, ε_Sr(0)=-21,.. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_7470-7=0.703009±0.000031, ε_Sr(0)=-21.2. 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.

Note. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr₇₅₁₁=0.703021±0.000035, ε_Sr(0)=-21.0. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_7470-7=0.703009±0.000031, ε_Sr(0)=-21.2. When calculating ε_Sr(0), ε_Nd(0) and ε_Nd(545), we used the age values of 545 Ma and the UR, CHUR, DM characteristics: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7045, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.1967, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512636, ¹⁴⁷Sm/ ¹⁴⁴Nd=0.2135, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.513151, respectively.

 

Рисунок 4. ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd AL ID-TIMS эволюционная диаграмма для лерцолита 7511 массива Северный Крака [7]. Размеры прямоугольников пропорциональны погрешностям ±2σ атомных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Wr – порода в целом, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен. Нижний индекс «AL» идентифицирует разности подвергнутых кислотному выщелачиванию. MSWD – Mean Square of Weighted Deviates. Параметры CHUR см. в примечании к табл. 2. DM: ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.2135, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.513151

Figure 4. ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd AL ID-TIMS evolution diagram for lherzolite 7511 of the Northern Kraka massif [7]. The sizes of the rectangles are proportional to ±2σ errors of ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd and ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd atomic ratios. Wr – rock as a whole, Opx – orthopyroxene, Cpx – clinopyroxene. The subscript “AL” identifies varieties that have been acid-leached, MSWD – Mean Square of Weighted Deviates. For CHUR parameters see Note for Table 2. DM: ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.2135, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.513151

 

Рисунок 5. Корреляционная диаграмма ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd для лерцолитов 7511 и 7470-7 массива Cеверный 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 [2]. 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 (горизонтальная и вертикальные серые линии) относительно изотопного состава Sr и Nd модельного резервуара CHUR (параметры указаны в примечании к табл. 2)

Figure 5. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd correlation diagram for lherzolites 7511 and 7470-7 of the Northern Kraka massif (blue circle) and clinopyroxenites isolated from orogenic, ophiolitic and abyssal peridotites, pyroxenites of Horoman, Lower Austria, Ronda, Pyrenees, Western Alps (Balmuccia, Lanzo, and the External Ligurides), Zabargad, Internal Ligurides, as well as for oceanic peridotites [2]. Mid-Ocean Ridge Basalt (MORB) from the Petrological Database of the Ocean Floor (PetDB https://wiki5.ru/ wiki/Petrological_Database_of_the_Ocean_Floor). Ocean-Island Basalt (OIB) from the Geochemistry of Rocks of the Oceans and Continents database (GEOROC https://georoc.eu/georoc/new-start.asp, data on French Polynesia, Iceland, Hawaii, Galapagos Islands and Bouvet). I, II, III, IY – quadrants highlighted (horizontal and vertical grey lines) relatively to Sr and Nd isotopic composition of the CHUR model reservoir (parameters are indicated in Note for Table 2)

 

Рисунок 6. Зависимости ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от Al₂O₃ (вес. %) для орогенных перидотитов из массивов Пиренеев, Западных Альп и шпинелевых лерцолитов массива Северный Крака [1, 15–20]. Элементный и изотопный составы конечных членов: Al₂O₃=4 %, Nd=0.7 ppm, Sr=12 ppm, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5133 и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7017 для лерцолита и Al₂O₃=0.5 %, Nd варьируется от 0,01 до 1 ppm, Sr= от 0.1 до 10 ppm, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5123 и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7052 для гарцбургита

Figure 6. Dependences of ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr on Al₂O₃ (wt. %) for orogenic peridotites from the Pyrenees massifs and Western Alps and spinel lherzolites of the Northern Kraka massif [1, 15-24]. Elemental and isotopic compositions of end-members: Al₂O₃=4 %, Nd=0.7 ppm, Sr=12 ppm, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5133 and ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7017 for lherzolite and Al₂O₃=0.5 %, Nd varies from 0.01 to 1 ppm, Sr=0.1 to 10 ppm, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5123 and ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7052 for harzburgite

 

Размах осцилляции концентраций Sm, Nd в изученном образце породы в целом 7511, ортопироксене и клинопироксене, не подвергнутых кислотному выщелачиванию, определяется интервалами 0.149–0.227 ppm и 0.516–0.448 ppm соответственно, диапазоны наблюдаемых атомных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd идентифицируются значениями 0.1745–0.3058, 0.513014–0.513479 (или +7.4...+16.4 в единицах ε_Nd). Аналогичные параметры для разностей, испытавших воздействие кислот, демонстрируют сравнительное обогащение величин Sm, Nd [ppm], ¹⁴⁷Sm/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 [21] для ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd изотопных сигнатур Wr, Opx, Cpx позволяет выявить эррохронную зависимость (MSWD=2.6¹), определяющую возраст 542±33 млн лет. Единообразные расчеты для Wr_AL, Opx_AL, Cpx_AL, *Cpx_AL (дубликат для оценки воспроизводимости) диагносцируют наличие изохроны (MSWD=0.85, York’s model I [21]) с возрастом 545±26 млн лет и высоким значением инициального отношения (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)₀=0.512390±0.000054 (рис. 5), соответствующим 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 наклона 0.00357 (соответствующей возрасту 545 млн лет) и разницей между значениями величин ординат между ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_DM и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(545) всего лишь 0.000007 (абс.), менее чем полученные ±2σ погрешности (табл. 2).

Содержания Sm, Nd [ppm], значения ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в образце 7511 породы в целом 0.520, 1.00, 0.3136, 0.513490 значимо выше, в сравнении с лерцолитом 7511, тогда как величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для обеих проб практически тождественны (коэффициент вариации 0.0012 %).

Регрессионные параметры аппроксимирующей линии на графике в координатах ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd ‒ ¹⁴³Nd/¹⁴³Nd (рис. 4) приведены в табл. 3-4.

 

Таблица 3. Регрессионные параметры

Table 3. Regression parameters

Параметр	Наклон линии регрессии	Ордината пересечения с линией регрессии
Налучшее соответствие	0.003573	0.512390
1σ априори	0.000086	0.000027
1σ наблюдаемый разброс	0.000080	0.000025
95 % доверительный предел	0.00017	0.000053

 

Таблица 4. Монте Карло регрессионные параметры

Table 4. Monte Carlo regression parameters

Параметр	Наклон линии регрессии	Ордината пересечения с линией регрессии
Налучшее соответствие	0.003573	0.512390
68.3% доверительный предел	-0.000083+0.000088	-0.000028+0.000026
95% доверительный предел	-0.00016+0.00017	-0.000054+0.000051

 

Возрастные ограничения

В соответствии с ранними представлениями 1960-х гг., приведенными в объяснительной записке к государственной геологической карте РФ масштаба 1 : 200 000 (издание второе, серия Южно-Уральская, лист N-40-XXII, «Тукан»; 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 современных работах [5, 6] на основании U-Pb SHRIMP-II датирования цирконов, выделенных из массива Узянского Крака (рис. 1, с, позиция 2), выявлен еще более широкий диапазон ²⁰⁶Pb/²³⁸U возрастов, превышающий 1800 млн лет (от PR₃ до J₁), а именно от 2037±20 млн лет (цирконы лерцолита) до 196±4 млн лет (цирконы дунита). Анализируя полученную U-Pb SHRIMP-II возрастную сигнатуру, авторы выделяют три этапа (NP₃, D₂–O₃ и J₁–C₁), делая вывод о том, 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. Интерпретируя полученные U-Pb SHRIMP-II результаты, авторы полагают, что исходные лерцолиты с минимальным возрастом 2037 млн лет испытывали термальные воздействия, обусловленные пульсационным функционированием мантийных плюмов, на протяжении всей позднедокембрийской рифтогенной предыстории Урала.

Сравнивая ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd AL ID-TIMS данные (545±26 млн лет, MSWD=0.85), полученные нами в [7], 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 [6, табл. 2], определяет U-Pb конкордантный возраст 536.8±4.6 Ma (2σ), MSWD=1.17.

К выводам о наличии кадомского этапа орогенеза в эволюции Миндякского массива (считающегося, по мнению некоторых геологов, аналогом² Крака, но локализованного северо-восточнее, в зоне Главного Уральского глубинного разлома) пришли и авторы работы [14], изучая соответствующие породы ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd и Re-Os методами изотопной геологии.

Здесь следует отметить, что целесообразность аналитических приемов, реализованных при изучении Re-Os изотопной систематики пород Миндякского массива, вызывает определенные сомнения. Это наглядно демонстрируют результаты повторного анализа образца My-35 (n=11, табл. 3, [14]), которые позволяют оценить величины коэффициентов вариации концентраций Re, Os и отношений ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os, ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os, равные 28.8, 24.8, 66.6 и 56.7 % соответственно. По нашему опыту, а также имеющимся литературным данным, применение метода низкотемпературного кислотного разложения в случае таких пород, как пироксениты, вряд ли оправдано. Метрологически более обоснованными выглядят ¹⁴⁷Sm-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 [14]. Результатом исследований, проведенных методами изотопной геологии, является вывод о том, что Миндякский лерцолитовый массив может быть «первой находкой неопротерозойской кадомской дуги на Южном Урале» [14].

Таким образом, резюмируя сведения относительно возрастных ограничений в рамках данного раздела, можно полагать, что совпадение U-Pb SHRIMP-II цирконовых датировок и ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd AL ID-TIMS данных в интервале 590–540 млн лет в главных породных ассоциациях массива Узянский и шпинелевом лерцолите Северного Крака со всей определенностью свидетельствует о формировании стратифицированного разреза массивов Крака до открытия Уральского палеоокеана.

Итоговые сведения об изученности массивов Крака методами изотопной геологии, выполненные к настоящему времени, приведены в табл. 5.

 

Таблица 5. Изученность пород массивов Крака методами изотопной геологии [6, 7]

Table 5. State of knowledge on rocks of the Kraka massifs using isotope geology methods [6, 7]

Примечания. 1. * – пересчитано на U-Pb конкордантные возрасты; 2. N – количество фигуративных точек. Возраст [млн лет], вычисленный по различным статистическим алгоритмам: ¹ – ±2σ; ² – 95 % conf. (=tσ√MSWD); ³ – 95 % conf. с учетом неопределенностей констант распада; ⁴ – 95 % conf. робастная оценка Tukey’s Biweight [22]); ⁵ – 96.9 % conf. (Median); линия согласования (reference line).

Note. * – calculated to U-Pb concordant ages; N – number of figurative points. Age [Ma] calculated using various statistical algorithms: ¹ – ±2σ; ² – 95 % conf. (=tσ√MSWD); ³ – 95 % conf. taking into account the uncertainties of decay constants; ⁴ – 95 % conf. Tukey’s Biweight robust estimate [22]); ⁵ – 96.9 % conf. (Median); reference line.

 

Генетические ограничения

В соответствии с имеющимися представлениями (например, [23] и др.), орогенные лерцолиты часто интерпретируются как фрагменты континентальной литосферной мантии, тектонически внедренные в земную кору. Рассматриваемая модель находит подтверждение для цирконов лерцолитов Узянского Крака (рис. 1, с, позиция 2) на основании анализа дискриминационных диаграмм в координатах Yb-U, Hf-U/Yb, Y-U/Th [5], позволяющих, как известно, с большой долей вероятности дифференцировать циркон континентального и океанического происхождения. В выводах этой работы 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 [5, 6].

Альтернативная гипотеза о происхождении орогенных лерцолитов из океанической коры была предложена авторами в работе [24], полагающими, что орогенные лерцолиты представляют собой подтип офиолитов, отличающийся от распространенного гарцбургитового более тонким разрезом коры и непосредственным контактом с метаморфизованной континентальной корой. По мнению, изложенному в [24], 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 REE данные, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd изотопная систематика шпинелевых лерцолитов массива Северный Крака, позволяют идентифицировать генетическую принадлежность изученного вещества. Об этом свидетельствует наблюдаемая корреляционная зависимость ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (в частности, особенность положения соответствующей фигуративной точки по оси ⁸⁷Sr/⁸⁷Sr, II квадрант графика, рис. 5), что вместе со спецификой спектра распределения REE (рис. 3) не противоречит гипотезе о происхождении, предполагающем плавление 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 графике Николайсена (рис. 4), поскольку изотопный состав Sm и Nd в рамках наблюдаемых погрешностей практически точно (Δ=0.0014 %) соответствует параметрам линии регрессии (slope 0.00357, табл. 3, 4). Иными словами, эволюционные параметры ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd деплетированного резервуара DM тождественны изотопному составу Sm и Nd изученного вещества.

Другой особенностью изученных разностей является наличие корреляции между современным изотопным составом Sr-Nd и степенью истощения этих пород легкоплавкими компонентами. Эта взаимосвязь проиллюстрирована на рис. 6 в виде положительной корреляции между соотношением ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и содержанием Al₂O₃ для перидотитов из Западных Альп (Balmuccia и Lanzo), Восточных Пиреней и массива Северный Крака. Аналогичная, но относительно менее выраженная картина характеризует комплементарную взаимосвязь между ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и Al₂O₃.

Геодинамические следствия

Полученный ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd AL ID-TMS изохронный возраст 545±26 млн лет для шпинелевых лерцолитов массива Северный Крака в сочетании с имеющимся комплексом геологических и геохимических данных позволяет с большой вероятностью утверждать [4, 7, 14] о проявлении поздневендской фазы (эпохи) складчатости и орогенеза на Урале в интервале 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 санкционируют выдвижение гипотезы о существовании кадомского орогена на периферии Гондваны (рис. 7).

 

Рисунок 7. Геологически обусловленная реконструкция суперконтинента Паннотия, который, вероятно, существовал вблизи докембрийско-кембрийской границы, 600–540 млн лет [7, 25]. Панафриканско-бразильские (паннотские; [26]) бассейны показаны закрытыми, хотя некоторые из них, возможно, сохранились до кембрия (см. [11]). Примечательно, что авторы [27] 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 [25]

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.

Figure 7. Geologically determined reconstruction of the Pannotia supercontinent, which probably existed near the Precambrian-Cambrian boundary, 600–540 million years [7, 25]. The pan-African-Brazilian (Pannotian; [26]) basins are shown closed, although some of them possibly retained till the Cambrian (see [11]). Notably, the authors of [27] interpreted paleomagnetic data as requiring a separation of Laurentia and Gondwana by more than 5000 km at the Precambrian-Cambrian boundary. The interpretation is primarily based on geological arguments, since the paleomagnetic poles shown do not confirm such a close proximity of Laurentia and Gondwana [25]

Symbols: extensional margin – expansion of the eastern margin of the Pacific Ocean; Cadomian arc – Cadomian magmatic arc; 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. Lines with black triangles are upper plates of subduction zones (Cadomian stage) and incipient subduction zones (Delameria-Ross arc, D-R-A); bold lines – incipient mid-Iapetus ridges; diagonal lines – collisional orogen of Eastern Africa, including Eastern and Western Gondwana.

 

Согласно имеющимся палеомагнитным построениям [27], 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 [4]. Имея в виду, что палеомагнитные данные не позволяют однозначно определить палеодолготу, можно откорректировать реконструкцию [27] таким образом, чтобы полагать, что Палеоурал, Палеотаймыр и Перигондванские кадомиды представляли компактный, более крупный ороген в составе следующего после Родинии³ суперконтинента Паннотия.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.

¹ В первом приближении MSWD есть мера отношения наблюдаемого отклонения фигуративных точек (от аппроксимирующей линии регрессии) к ожидаемому разбросу (от наблюдаемых погрешностей и их корреляций). MSWD нельзя отождествлять с коэффициентом детерминации R². Более того, MSWD не является мерой того, насколько сильно коррелируют значения X и Y по осям координат. Если присвоенные погрешности являются единственной причиной вариаций, величина MSWD будет иметь тенденцию быть близкой к единице. Значения MSWD, намного превышающие единицу, как правило, указывают либо на заниженные аналитические погрешности, либо на наличие «неаналитического» разброса, связанного с геохимической дисперсией. MSWD <<1 обычно указывают на завышенные аналитические погрешности или на скрытые погрешности корреляции. Более подробно см. в [21].

² Фокусируясь на дискуссии об аналогии массивов Нурали, Миндяк и Крака, географически разобщенных в настоящее время, можно процитировать утверждение авторов [6] 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. Возник около 1,1 млрд лет назад и распался около 750 млн лет назад. В то время планета состояла из единичных гигантских частей суши и океана, получившего название Мировия. Родиния часто считается древнейшим известным суперконтинентом, однако ее позиция и очертания все еще являются предметами споров. Существуют предположения, что до Родинии существовали и другие суперконтиненты: Кенорленд – максимальная сборка ≈2.75 млрд лет назад, Нуна (Колумбия, Хадсонленд) – максимальная сборка ≈1.8 млрд лет назад. После распада Родинии на Прото-Лавразию (северный континент) и Прото-Гондвану (южный континент) континенты вновь объединились в суперконтинент Паннотия с 600 по 540 млн лет назад. После распада Паннотии континенты объединились в суперконтинент Пангея, который в конечном итоге снова диссоциировался до современного состояния (https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A0%D0%BE%D0%B4%D0%B8%D0%BD%D0%B8%D1%8F).

About the authors

Yuri L. Ronkin

Institute of Geology and Geochemistry named after Academician A. N. Zavaritskiy of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: y-ronkin@mail.ru

Senior Researcher

Russian Federation, Ekaterinburg

Igor S. Chashchukhin

Institute of Geology and Geochemistry named after Academician A. N. Zavaritskiy of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: chashchukhin@igg.uran.ru

Candidate of Sciences (Geology and Mineralogy), Leading Researcher

Russian Federation, Ekaterinburg

References

Supplementary files