Химический состав и геодинамические обстановки формирования протолитов амфиболитов и гранатовых эклогитов Марункеуского комплекса (Полярный Урал)

Автор: Уляшева Н.С., Ронкин Ю.Л.

Журнал: Известия Коми научного центра УрО РАН @izvestia-komisc

Статья в выпуске: 1 (17), 2014 года.

Бесплатный доступ

Рассмотрен химический состав метабазитов (амфиболитов и альмандиновых эклогитов) марункеуского комплекса. Показано, что протолиты этих пород сформировались по толеитовым базальтам и андезибазальтам в геодинамической обстановке окраинного или задугового моря.

Марункеуский комплекс, эклогит, геодинамическая обстановка

Короткий адрес: https://sciup.org/14992664

IDR: 14992664

Текст научной статьи Химический состав и геодинамические обстановки формирования протолитов амфиболитов и гранатовых эклогитов Марункеуского комплекса (Полярный Урал)

Марункеуский эклогит-амфиболит-гнейсовый комплекс располагается в пределах Собского поднятия западной тектонической зоны Урала в северной части Харбейского антиклинория. Согласно стратиграфическим схемам Урала [1] породы ма-рункеуского и расположенного южнее него харбей-ского метаморфических комплексов, распространенные в пределах соответственно Марункеуского и Харбейского блоков, рассматриваются как образования разных глубинных уровней нижнего структурного этажа (PR 1 ). В Марункеуском блоке снизу вверх выделяются марункеуская (гнейсы, эклогиты, амфиболиты) и ханмейхойская свиты (гнейсы, амфиболиты), в Харбейском – лаптаюганская, хан-мейхойская (гнейсы, амфиболиты) и париквась-шорская свиты (сланцы и гнейсы). В то же время некоторые исследователи считают, что названные комплексы сформировались в принципиально разных геодинамических обстановках и должны рассматриваться как самостоятельные структурные единицы [2, 3].

Особенности геологического строения непосредственно марункеуского комплекса показаны на рис. 1. Марункеуская свита (мощность до 1000 км) прослеживается в виде серии тектонических пластин северо-западного направления протяженностью до 25 км по ручьям Марун-Шор, Няро-Шор, Нягар-Нео-Шор и хребта Марун-Кеу и характеризуется преимущественным развитием в составе экло- гитов, крупноочковых, гранатсодержащих и биотитовых амфиболитов, гнейсов, биотитовых, роговообманковых, двуслюдяных плагиогнейсов и мигматитов. Взаимоотношения с ханмейхойской свитой – тектонические. Ханмейхойская свита (мощность 1500–2000 км) представлена субмеридионально вытянутой полосой в пределах водоразделов рек Лонготъ-еган, Большая Хадата, Няровей-Хадата и Щучья протяженностью около 60 км. Она характеризуется переслаиванием равномернозернистых, плагиоклазовых, гранатовых амфиболитов и гнейсов. На изучаемой территории распространены раннепротерозойские интрузивные тела апогаббровых и апогипербазитовых эклогитов и амфиболитов, а также друзитов слюдяногорского комплекса; высо-комета-морфизованных габбро-долеритовых пород вась-кеуского комплекса и ультраметаморфических автохтонных и параавтохтонных гранитоидов евью-ганского (гердизского) мигматит-плагиогранитового комплекса. Взаимоотношения марункеуского комплекса с соседними толщами тектонические [4].

Исследователи неоднозначно высказываются относительно условий формирования протолитов метаморфитов Марункеуского блока, его возраста и времени метаморфических преобразований. На ранних этапах изучения рассматриваемого комплекса отмечалось, что протолиты метаморфитов, сформировавшиеся в докембрийское время, представляли собой образования древней геосинклина-

Рис. 1. Схема расположения (А) и геологическая карта (Б, по [4]) марункеуского метаморфического комплекса. Условные обозначения: 1 – разрывные нарушения: а – взбросо-надвиги, б – сдвиги, в – неустановленной кинематики; 2 – геологические границы между: а – разновозрастными геологическими образованиями и литологическими подразделениями, б – фациально разными образованиями одного возраста; 3 – полярно-уральский комплекс: граниты, гранитогнейсы; 4 – хадатинский комплекс трахириолитовый гипабиссальный; 5 – сядатаяхинский комплекс гранитовый плутонический; 6 – васькеуский комплекс плутонический метагаббро-долеритовый гипабиссальный; 7 – слюдяногорский комплекс габбро-гипербазитовый эклогитизированный плутонический; 8–9 – евъюганский комплекс мигматит-плагиогранитовый плутонический: 8 – гранитогнейсы и пластовые тела гранитогнейсов; 9 – мигматит-плагиограниты; 10 – няровей-ская серия: зеленые, углеродистые сланцы, метаэффузивы, кварциты; 11 – ханмейхойская свита: амфиболиты, гнейсы, линзы мраморов и железистых кварцитов; 12 – марункеуская свита: эклогиты, амфиболиты, гнейсы двуслюдяные гранатсодержащие.

ли или древнюю метаофиолитовую формацию [2], которые вместе с блоком фундамента (эффузивноосадочными толщами) были опущены на большие глубины, эклогитизированы и в дальнейшем амфи-болитизированы при подъеме [5]. Есть мнение, по которому протолиты марункеуского комплекса считаются древней геосинклинальной преимущественно метабазальтовой формацией, испытавшей несколько сменявших друг друга этапов эклогитиза-ции и гранитизации [6]. По А.Н. Вшивцеву, протолиты эклогитов схожи по составу с вулканитами островных дуг и океанического дна и образовались при их совмещении [7]. В работе В.А. Душина с соавторами [4] зафиксировано, что по химизму эклогиты и амфиболиты отвечают составам толеитовых и частично известково-щелочных базальтов, близких к континентальным внутриплитным образованиям, формировавшихся в условиях утоненной коры.

Наиболее древние значения возраста пород получены с помощью K–Ar, Pb–Pb метода датирования минералов из эклогитов – 1.70, 1.54 млрд. лет [5]; Rb–Sr, Sm–Nd изохронных систем по породе в целом и метаморфогенным минералам – 1.68, 1.61, 1.54 млрд. лет [8]; U–Pb метода по циркону из эклогита – 1.86 млрд. лет [9]. Эти возрастные данные, а также северо-западная ориентировка плоскостных структур, отличная от уральских, подталкивает многих ученых придерживаться позиции о раннедокембрийском возрасте метаморфитов изучаемого комплекса, представляющего собой блок платформенного основания, и пережившего свою историю в палеопротерозое [3]. Более молодые датировки со значением 366 млн. лет (Sm–Nd метод [10]), по их мнению, могут указывать на относительно поздний этап изменения эклогитов, связанный с их эксгумацией [11] или же с повторным проявлением высокобарического метаморфизма [8]. В то же время существуют представления о том, что протолиты метаморфических пород, представленные вулканогенно-осадочной толщей активной континентальной окраины, сформировались в неопро-терозойско-кембрийское время (550–670 млн. лет U–Pb и Pb метод по цирконам из островодужных интрузивных пород) на различной стадии эволюции северо-восточной части Балтики, а метаморфизм эклогитовой и амфиболитовой фаций произошел в результате субдукции и коллизии пассивной Восточно-Европейской континентальной окраины с островной дугой и соответствует возрасту 360–355 млн. лет (U–Pb метод по метаморфогенным цирконам из эклогитовых жил) [12, 13].

Предметом наших исследований являются амфиболиты и альмандиновые эклогиты, слагающие пластообразные тела в южной части марун-кеуского комплекса. Формы залегания рассматриваемых пород, характерные для базальтов, дают основание для предположения об их апобазальто-вой природе и выводят их в ряд наиболее предпочтительных объектов для проведения палеогеоди-намических реконструкций. Существуют работы, где отчетливо описывается стабильность или незначительное изменение содержания большинства элементов при полиметаморфизме базитов, в процессе которого могут изменяться лишь содержания летучих компонентов, окисного железа и кальция [3, 14]. Наименее подвижными при вторичных изменениях и наиболее приемлемыми для целей геохимических интерпретаций считаются количества редкоземельных и высокозарядных элементов: Sc, Y, Th, Ta, Nb, Hf, Zr, Pb [15].

Амфиболиты, залегающие в виде пластовых тел среди плагиогнейсов, имеющие северное и северо-западное простирание и относящиеся к ханмейхойской свите, нами были изучены, как уже было сказано выше, в южной части комплекса вблизи контакта с няровейской серией вдоль ручьев Няро-Шор, Харчерузь и Ингилоръеган. Они имеют серую и темно-серую окраску, сланцеватую, очковую текстуру и равномернозернистую, порфиробластовую, пойкилобластовую и лепидограноне-матобластовую структуру. Породы в основном состоят из амфибола (паргасита и ферроэденита) и альбита. В качестве второстепенных минералов встречаются гранат пироп-гроссуляр-альман-дино-вого состава (0–5 %), биотит (0–15%), клиноцоизит (0–10%), кварц (3–8 %), мусковит (0–3%), хлорит (1–5%) и кальцит (0–1%). Акцессорные минералы представлены титанитом, апатитом и цирконом, а рудные – халькопиритом, магнетитом и рутилом. В амфиболитах, залегающих вблизи тектонических нарушений, распространен порфиробластический линзообразный метасоматический альбит, иногда с многочисленными включениями минералов, ориентировка которых отличается от сланцеватости ос- новной массы. В таких породах наблюдается широкое развитие полосчатости, присутствие вторичного хлорита, милонитизированного кварца и кальцита.

По данным силикатного анализа (табл. 1), амфиболиты имеют состав умеренно глиноземистых натриевых и калиево-натриевых андезитов, андези-базальтов и базальтов нормальной щелочности (рис. 2). В альбитизированной породе (н-04/67) наблюдается повышение содержания натрия. По соотношению FeO / MgO – SiO 2 точки составов пород в основном располагаются в поле толеитовой серии (рис. 3). По классификации Л.С.Дженсена амфиболиты разделяются на высокожелезистые и высокомагнезиальные разновидности (рис. 4). По соотношению компонентов MnO – TiO 2 – P 2 O 5 [16] они схожи с толеитами островодужных обстановок. По дискриминантной диаграмме, в которой используются все петрохимические компоненты, большинство точек составов располагаются в поле океанических базальтов (рис. 5 а).

Рассмотрим микроэлементный состав амфиболитов. Графики, построенные по составам мета-базитов (табл. 2), нормализованным относительно хондрита и базальта N–CОХ, распределились неодинаково (рис. 6). Практически во всех проанализированных породах наблюдаются Zr–Hf и Ta–Nb аномалии и близкие к N–СОХ содержания остальных высокозарядных элементов. Первая группа метабазитов отличается повышенным количеством легких лантаноидов (относительно тяжелых) и крупноионных литофилов (кроме Sr), а также Ta и Nb (рис. 6 а). Во второй группе пород имеется пологий спектр распределения всех содержаний редкоземельных элементов в 10 раз выше хондритовых, невысокие содержания крупноионных литофилов и аномально низкие содержания Ta и Nb, что очень характерно для островодужных обстановок (рис. 6 б). К третьей группе относится амфиболит с горизонтальным спектром распределения содержаний редкоземельных элементов в 10 раз выше хондритовых и низким количеством крупноионных литофилов. По содержанию Nb и Ta он схож с базальтом N–COX (рис. 6 в, пр. н-04/18).

Сr–Y и Th–Hf–Ta соотношения в метабазитах показывают их схожесть с островодужными образованиями, лишь амфиболит третьей группы попадает в поле океанических продуктов (рис. 7 и 8). На дискриминантной диаграмме, где задействованы V, Y, Nb и Zr, точки составов пород располагаются в основном в океанической области (рис. 5 б).

Таким образом, в содержаниях амфиболитов сочетаются признаки островодужных (Ta–Nb и Zr отрицательные аномалии) и океанических (содержания легких лантаноидов и высокозарядных элементов) обстановок, что очень характерно для базальтов задуговых и окраинных морей. Первая группа пород схожа с платобазальтами краевых и шельфовых областей морей, в образовании которых наряду с мантийным веществом, участвует коровый материал. Амфиболиты второй и третьей групп распространены в котловинах морей и междуговых трогах и близки по составу к толеитовым

Таблица 1

№ пробы Компоненты	Альмандиновые эклогиты
№ пробы Компоненты	110-10	110-18	110-23	107-02	107-04	107-05	107-06	107-07	109-07
SiO 2	53,19	56,31	58,38	46,05	47,84	49,67	50,63	42,63	49,46
TiO 2	1,10	2,02	1,26	2,60	1,94	1,99	1,80	2,53	1,12
Al 2 O 3	10,92	13,13	16,40	11,71	12,68	12,33	12,27	14,13	12,53
Fe 2 O 3	1,97	2,15	1,44	5,90	5,10	4,30	3,60	5,20	2,05
FeO	10,68	10,78	6,56	14,44	12,14	13,31	12,47	14,37	8,47
MnO	0,21	0,22	0,18	0,21	0,24	0,25	0,23	0,28	0,18
MgO	7,07	4,64	2,75	4,66	6,43	4,88	5,13	6,22	11,14
CaO	11,43	8,31	10,49	10,58	10,35	9,88	10,54	11,01	11,37
Na 2 O	1,68	0,56	0,31	1,55	1,79	1,35	1,83	1,75	2,22
K 2 O	0,03	0,20	0,33	0,03	0,06	0,04	0,03	0,12	0,04
P 2 O 5	0,00	0,29	0,27	0,74	0,20	0,68	0,21	0,25	0,10
П.п.п.	1,72	1,39	1,63	Не опр.	Не опр.	Не опр.	Не опр.	Не опр.	0,27
Сумма	100	100	100	100	100	100	100	100	100
№ пробы		Амфиболиты
Компоненты	110-25	Н-5	Н-6	Н-04/3	Н-04/5	Н-2^*	Н-04/67	Н-04/18	Н-8
SiO 2	59,08	53,51	56,59	53,18	51,57	54,68	54,14	45,49	53,34
TiO 2	1,38	1,53	2,06	1,74	1,08	1,42	0,63	1,26	1,54
Al 2 O 3	14,87	13,59	12,86	13,28	15,87	14,38	14,7	15,11	13,42
Fe 2 O 3	1,29	3,62	3,67	2,92	2,61	3,50	1,82	4,18	4,04
FeO	7,80	7,42	7,96	9,44	8,43	6,63	5,81	8,46	8,89
MnO	0,17	0,24	0,19	0,21	0,17	0,20	0,19	0,42	0,16
MgO	3,10	4,85	3,18	4,27	5,91	5,02	8,93	9,10	3,85
CaO	9,01	8,09	6,90	8,17	6,67	3,90	4,90	11,09	8,60
Na 2 O	0,20	2,83	2,54	3,59	5,26	2,53	4,80	0,85	2,99
K 2 O	0,32	1,23	1,59	0,98	0,47	3,60	0,09	0,03	0,78
P 2 O 5	0,97	0,25	0,25	0,42	0,1	0,29	0,1	0,1	0,27
П.п.п.	1,82	2,84	2,22	1,80	1,96	2,65	3,99	4,00	2,13
Сумма	100	100	100	100	100	99,48	100	100	100

Химические составы метабазитов марункеуского комплекса, масс. %

Примечание. Химические составы пород получены с помощью метода мокрой химии (номер пробы со звездочкой) и рентгенофлюоресцентного анализа в Институте геологии Коми НЦ УрО РАН.

Рис. 2. Диаграмма SiO 2 – Na 2 O+K 2 O для метабази-тов марункеуского комплекса [17]. Точки составов: 1 – амфиболитов, 2 – эклогитов.

Рис. 3. Расположение точек составов метабазитов марункеуского комплекса в координатах SiO2 – FeOt/MgO [18]. Условные обозначения см. на рис. 1.

Рис. 4. Распределение точек составов метабазитов марункеуского комплекса на тройной диаграмме Al – Fet+Ti – Mg [19]. Условные обозначения см. на рис. 1.

базальтам типа ВАВВ (котловины Филлипинского моря, море Скоша, задуговый прогиб Лау), в формировании которых усиливается роль мантийного источника [20, 21].

Альмандиновые эклогиты образуют пластообразные и линзовидной формы тела северозападного направления среди гнейсов и мигматитов марункеуской свиты в пределах Слюдяной горки. Они имеют массивную и сланцеватую текстуру, гранонематобластовую структуру и состоят в основном из граната пироп-гроссуляр-альмандиново-го и гроссуляр-пироп-альмандинового рядов и светло-зеленого омфацита (19–29 % Jd). В качестве второстепенных минералов в породах встречаются порфиробласты линейно-параллельно ориентированного зеленого амфибола, а также зерна кварца, рутила и циркона.

По химическому составу эклогиты схожи с натриевыми и калиево-натриевыми низко- и умеренноглиноземистыми базальтами, андези-базаль-тами и андезитами толеитовой серии (рис. 2 и 3). На диаграмме Л.С. Дженсена точки составов пород попадают в основном в область высокожелезистых толеитов (рис. 4). По тройной диаграмме Е. Д. Муллена [16] они расположились в различных областях геодинамических обстановок (толеиты островных дуг и океанов). На дискриминантной диаграмме фигуративные точки находятся вблизи границы, разделяющей поле составов базальтов срединноокеанических хребтов и океанических островов (рис. 5 а).

По распределению в эклогитах элементов примесей наблюдается схожесть их составов с амфиболитами третьей группы (рис. 6 в). Наиболее точно они совпадают по содержаниям Sr, Ta, Nb, Hf, Yb и Y, которые, возможно, являются малоподвижными даже при высокобарических условиях метаморфизма и схожи по их количеству с океаническими породами N–СОХ. На дискриминантной диа-

Рис. 5. Дискриминантные диаграммы для метаба-зитов марункеуского комплекса: а – DF1 = - 4.6761 x ln(TiO 2 / SiO 2 )+2.5330 x ln(Al 2 O 3 / SiO 2 ) - 0.3884 x ln(Fe 2 O 3 / SiO 2 )+3.9688 x ln(FeO / SiO 2 ) + 0.8980 x ln(MnO / SiO 2 ) - 0.5832 x ln(MgO / SiO 2 ) - 0.2896 x ln(CaO / SiO 2 ) - 0.2704 x ln(Na 2 O / SiO 2 ) + 1.0810 x ln(K 2 O / SiO 2 ) + 0.1845 x ln(P 2 O 5 / SiO 2 ) + 1.5445; DF2 = 0.6751 x ln(TiO 2 / SiO 2 ) + 4.5895 x ln(Al 2 O 3 / SiO 2 ) + 2.0897 x ln(Fe 2 O 3 / SiO 2 ) + 0.8514 x ln(FeO / SiO 2 ) - 0.4334 x ln(MnO / SiO 2 ) + 1.4832 x ln(MgO / SiO 2 ) - 2.3627 x ln(CaO / SiO 2 ) - 1.6558 x ln(Na 2 O / SiO 2 ) + 0.6757 x ln(K 2 O / SiO 2 ) + 0.4130 x ln(P 2 O 5 / SiO 2 ) + 13.1639 [22]; б – DF1= – 0.6611 x ln(Nb / TiO 2 ) + 2.2926 x ln(V / TiO 2 ) + 1.6774 x ln(Y / TiO 2 ) + 1.0916 x ln(Zr/TiO 2 ) + 21.3603; DF2 = 0.4702 x ln(Nb / TiO 2 ) + 3.7649 x ln(V / TiO 2 ) – 3.911 x ln(Y / TiO 2 ) + 2.2697 x ln(Zr / TiO 2 ) + 4.8487 [23]. Поля базальтов: OIB – океанических островов, CRB – континентальных рифтов, IAB – островных дуг, MORB – срединно-океанических хребтов. Условные обозначения см. на рис. 1.

грамме С.П.Вермы точки составов пород располагаются в поле океанических вулканитов (рис. 5 б). По аномально низким содержаниям циркония, Th-Hf–Ta и Сr–Y соотношениям эклогиты близки к базальтам вулканических дуг (рис. 7 и 8). Толеиты с подобными геохимическими признаками широко распространены в котловинах морей, а также в междуговых и задуговых трогах, в формировании которых участвовала истощенная мантия. На поздних стадиях эволюции тафрогенных впадин, наряду с толеитовыми базальтами, близкими к N–СОХ, появляются ультрабазиты [21], что также характерно для эклогитов марункеуского комплекса, среди которых распространены перидотиты.

Таким образом, из приведенных выше данных следует, что протолиты амфиболитов и аль-

Таблица 2

Содержание редких и редкоземельных элементов в метабазитах марункеуского комплекса, г/т

№ пробы Элементы	Амфиболиты							Эклогиты
№ пробы Элементы	Н-5	Н-6	Н-04/3	Н-04/5	Н-05/4	Н-04/67	Н-04/18	107-02	107-04
Li	22.2	26.1	9.7	13.1	15.1	8.2	16.7	5.59	5.34
Be	2.0	2.0	1.86	0.534	2.43	0.415	0.41	0.487	0.397
Sc	37.6	34.7	38.3	38.6	32.6	34.7	43.3	42.7	43.3
Ti	8540	11500	9030	5050	8750	2380	7070	12900	11300
V	285	361	309	281	303	218	320	479	416
Cr	57.8	16.1	21.6	80.7	58.8	246	238	3.05	25.8
Mn	1940	1780	1660	1490	2010	1410	3930	1880	2090
Co	32.7	32	24.4	32.6	41.3	30.2	52.2	61.5	57.1
Ni	25.1	14.1	15.3	61	46	141	116	16.3	60.2
Cu	39.1	44.3	84	32.3	139	65.2	41.9	22.8	27.2
Zn	132	124	123	92.3	143	78.4	111	161	136
Ga	16.5	17.3	16.4	15.3	17.9	11.3	17.2	19.9	16.2
Ge	1.5	1.3	1.6	1.3	1.6	1.3	1.9	1.5	1.5
As	1.44	1.5	1.12	1.38	16	0.947	2.76	1.62	1.65
Rb	38.7	64.9	24.1	6.98	45.3	0.928	0.342	0.25	1.15
Sr	314	243	145	126	181	116	169	109	206
Y	31.9	35.3	31.3	23	42.3	12.4	27.6	23.1	21.5
Zr	6.3	8.7	6.0	3.2	8.4	1.28	4.07	15.2	13.7
Nb	6.55	9.03	6.63	0.477	27.2	0.328	2.72	3.0	2.86
Cd	0.136	0.13	0.108	0.0242	0.125	0.0883	0.161	0.118	0.107
Sn	1.27	1.93	1.42	1.06	2.63	0.488	0.797	0.514	0.614
Sb	1.65	3.02	0.115	0.252	0.757	0.0556	1.52	0.045	0.0417
Te	0.011	0.038	0.052	0.0213	0.0992	0.014	0.0203	0.00204	0.02
Ba	324	424	102	49.3	243	13.5	5.11	2.08	10.1
La	26.9	28.6	19.6	4.59	37.8	3.13	4.08	5.85	15.5
Ce	54.5	63.3	45.4	12.2	84.5	8.64	10	17.5	40.4
Pr	7.65	8.4	6.1	1.85	10.9	1.38	1.61	2.87	6.06
Nd	32.3	35.4	26.9	9.43	46.1	7.11	8.68	15.1	29.1
Sm	7.37	7.91	6.4	3.07	10.2	2.25	3.04	4.45	6.32
Eu	1.95	2.24	1.98	1.18	2.84	0.733	1.13	1.52	1.89
Gd	6.83	7.65	6.37	3.89	9.46	2.5	4.44	5.44	5.52
Tb	1.06	1.17	0.995	0.674	1.41	0.4	0.793	0.815	0.811
Dy	6.88	7.54	6.79	4.67	9.24	2.76	5.64	5.21	4.94
Ho	1.4	1.58	1.42	1.01	1.87	0.572	1.24	1.08	0.961
Er	4.01	4.55	4.2	3.06	5.23	1.64	3.77	2.96	2.62
Tm	0.584	0.645	0.601	0.429	0.763	0.246	0.55	0.409	0.362
Yb	3.64	4.22	3.94	2.85	4.92	1.53	3.71	2.56	2.23
Lu	0.547	0.606	0.592	0.408	0.713	0.225	0.529	0.374	0.33
Hf	0.411	0.471	0.427	0.339	0.46	0.0974	0.32	0.913	0.772
Ta	0.462	0.696	0.466	0.0565	1250	0.0406	0.21	0.174	0.187
Tl	0.229	0.495	0.17	0.0642	0.29	0.00463	0.00374	н/о	0.0229
Pb	16.6	8.34	5.77	2.98	7.85	1.07	10.4	0.312	2.45
Th	3.84	6.16	3.39	0.854	7.12	0.356	0.373	0.536	0.71
U	0.892	1.57	1	0.393	1290	0.0657	0.0949	0.255	0.258

Примечание. Определение концентраций редких и рассеянных элементов выполнено путем кислотного разложения исходных образцов и дальнейшего анализа с помощью секторного масс-спектрометра с ионизацией в индуктивно связанной плазме (FS HR ICP-MS) Element2 [22].

Рис. 6. Графики содержаний редких и редкоземельных элементов в метабазитах марункеуского комплекса, нормализованных относительно хондрита и породы N–СОХ [25, 26]. а, б, в – пояснения в тексте.

Рис. 7. Расположение точек составов метабазитов марункеуского комплекса в координатах Gr–Y [27]. Поля вулканитов: СОХ – срединно-океанических хребтов, ОД – островных дуг. Условные обозначения см. на рис. 1.

Рис. 8. Точки составов метабазитов марункеуского комплекса на дискриминантной диаграмме Hf/3– Th–Ta [28]. Поля базальтов: А – N-тип СОХ; В – Е-тип СОХ; С – щелочных внутриплитных пород и их дифференциатов; D – вулканических дуг и их диф-ференциатов. Условные обозначения см. на рис. 1.

мандиновых эклогитов марункеуского комплекса сформировались в единой геодинамической обстановке задугового или окраинного моря в процессе образования тафрогенных впадин в результате растяжения и утонения коры и эволюции магмы от корово-мантийного до мантийного, возможно, с последующим спредингом.

Ранее изученные нами метабазиты (амфиболиты) ханмейхойской свиты харбейского комплекса по петрохимическим и геохимическим особенностям показали сходство с континентальными и окраинно-морскими базальтами. А в целом хар-бейский комплекс интерпретировался нами как фрагмент краевой части континентальной области [29]. Поэтому не исключено, что протолиты мета-морфитов обоих комплексов относятся к образованиям единого латерального ряда пород, сформировавшегося на границе континент – окраинное (или задуговое) море.

Работа выполнена при поддержке Программы фундаментальных исследований РАН № 12-У-5-1011 и № 12-И-5-2022.

Список литературы Химический состав и геодинамические обстановки формирования протолитов амфиболитов и гранатовых эклогитов Марункеуского комплекса (Полярный Урал)

Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург, 1994.
Душин В.А., Макаров А.Б., Сычева Э.А., Исхаков Р.А. О формационной принадлежности метаморфитов харбейского гнейсо-амфиболитового комплекса//Геология метаморфических комплексов: Межвуз. темат. сб. Свердловск: СГИ, 1983. С 83-90.
Пыстин А.М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. СПб.: Наука, 1994. 208 с.
Душин В.А., Сердюкова О.П., Малюгин А.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия Полярно-Уральская. Листы Q-42-I, II. Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2007. 340 с.
Удовкина Н.Г. Эклогиты СССР. М.: Наука, 1985. 286 с.
Ленных В.И. Метаморфические комплексы западного склона Урала//Доордовикская история Урала, 6. Метаморфизм. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. С. 3-38.
Вшивцев А.Н. Петрохимические особенности и первичный состав эклогитов района Слюдяной горки (Полярный Урал, хребет Марункеу)//Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2006. № 8. С. 14-16.
Андреичев В.Л. Эволюция фундамента печорской плиты по изотопно-геохронологическим данным: Автореф. дис… докт. геол.-мин. наук. Екатеринбург, 2010. 47 с.
Андреичев В.Л., Родионов Н.В., Ронкин Ю.Л. U-Pb и Sm-Nd датирование эклогитов Марункеуского блока Полярного Урала: новые данные//Метаморфизм, космические, экспериментальные и общие проблемы петрологии: Материалы Междунар. петрогр. совещ. Т. 4. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2005. С. 17-19.
Шацкий В.С., Симонов В.А., Ягоутц Э. и др.Новые данные о возрасте эклогитов Полярного Урала//ДАН. 2000. Т. 371. № 4. С. 519-523.
Пыстин А.М., Пыстин Ю.И. Высокобарический метаморфизм в истории формирования земной коры Урала//Метаморфизм, космические, экспериментальные и общие проблемы петрологии: Материалы Междунар. петрогр. совещ. Т. 4. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН, 2005. С. 194-195.
Куликова К.В., Варламов Д.А. Особенности метаморфической эволюции марункеуского эклогит-гнейсового комплекса (Полярный Урал): Материалы конференции «Геодинамика, рудные месторождения и глубинное строение литосферы» (чтения памяти академика А.Н. Заварицкого). Екатеринбург, 2012. С. 152-154.
Glodny J., Pease V., Montero P., Austrhiem, H., and Rusin. A. Protolith ages of eclogites, Marun Keu Complex, Polar Urals, Russia: Implications for the preand early Uralian evolution of the NE European continental margin//The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geological Society, London, Memoirs, 2004. Vol. 30. P. 87-105.
Пыстин А.М., Пыстина С.Н., Ленных В.И. Изменения химического и минерального состава габброидов при метаморфизме (западный склон Южного Урала)//Щелочные, основные и ультраосновные комплексы Урала/Труды Ильменского государственного заповедника. Вып. XV. Свердловск, 1976. С. 41-54.
Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие/Под ред. Е. В. Склярова. М., 2001. 288 с.
Mullen E.D. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis//Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 62. P. 53-62.
Middlemost E. A. K. Naming materials in the magma igneous rock system//Earth-Sciences Reviews 37, 1985. P. 215-224.
Miyashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins: Am. Jour. Sci. 1974. Vol. 274. P. 321-355.
Jensen L. S. A new cation plot for classifying subalkaline volcanic rocks: Ontario Geol. Survey, Misc. Paper 66, 1976. 22 p.
Фролова Т.И. Магматизм окраинных и внутренних морей и его роль в их образовании//Проблемы глобальной геодинамики. ОГГГГН РАН. 2003. Вып. 2. С. 247-275.
Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок: Уч. пособие. М.: МГУ, 1997. 320 с.
Verma S.P., Guevara M., Agrawal S. Discriminating four tectonic settings: Five new geochemical diagrams for basic and ultrabasic volcanic rocks based on log-ratio transformation of major-element data//J. Earth Syst. Sci. 115, 2006. №. 5, October, P. 485-528.
Wood D.A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50, 1980. P. 11-30.
Verma S.P., Agrawal S. New tectonic discrimination diagrams for basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of high field strength elements and implications for petrogenetic processes: Revista Mexicana de Ciencias Geolуgicas. Vol. 28. №1. 2011. P. 24-44.
Ронкин Ю.Л., Лепихина О.П., Голик С.В. и др. Мультиэлементный анализ геологических образцов кислотным разложением и окончанием на HR ICP-MS Element2//Информационный сборник научных трудов ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2005. С. 423-433.
Tarney J., Saunders A. D., Mattey D. P., Wood D. A. and Marsh N. G. Geochemical aspects of back-arc spreading in the Scotia Sea and western Pacific//Phil. Trans. R. Soc. Lond. A 300. 1981 P. 263-285.
William V. Boynton. Geochemistry of Rare Earth Elements Meteorite Studies//Rare Earth Element Geochemistry.Amsterdam, 1984. P.11-30.
Pearce J.A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries//Thorpe R. S. Andesites. Wiley, Chichester, 1982. P. 525-548.
Кузнецова (Уляшева) Н.С. Состав и условия формирования мафитов харбейского комплекса (Полярный Урал)//Литосфера. 2008.№ 1. С. 51-64.

Еще

Статья научная