Новые данные о возрасте гранитоидов Приполярного Урала в связи с проблемой выделения Кожимской среднерифейской гранит-риолитовой формации

В рифейской и более поздней истории магматизма Приполярного Урала, согласно последней утвержденной схеме корреляции магматических комплексов севера Урала и прилегающих территорий [1], выделяется два крупных этапа магматизма, с которыми связывается становление двух разновозрастных гранитоидных комплексов: сальнеро-маньхамбовского (V- Є 1 ) и кожимского (P 2 ).

За последние два с лишним десятка лет на Приполярном Урале были получены принципиально новые геохронологические данные с использованием методов датирования малых навесок и единичных зерен цирконов. Они, как полагают некоторые исследователи, ставят под сомнение предположение о неоднократном проявлении процессов гранитообразования в этом регионе и правомерности выделения названных выше комплексов, так как изотопный возраст гранитоидов укладывается (за редким исключением) в интервал 490–650 млн. лет [2]. Эта точка зрения в какой-то мере согласуется с нашими ранними представлениями по типизации магматических комплексов

Приполярного Урала. Нами [3] было предложено объединить массивы гипабиссальных гранитов, залегающих в рифейско-вендских толщах Приполярного Урала, в единый нерасчлененный поздне-рифейско-вендский комплекс (сальнеро-маньхамбов-ский и кожимский комплексы нерасчлененные). Это положение мы обосновывали тем, что отсутствуют четкие критерии для отнесения тех или иных массивов к двум и большему количеству комплексов. Опираясь на уже упомянутые выше геохронологические данные, В. Л. Андреичев [4] выделяет в истории гранитогенеза приполярноуральского сегмента литосферы три этапа: 640–580, 560–550 и 520– 490 млн. лет. Два первых обусловлены субдукци-онно-коллизионными процессами при закрытии Протоуральского океана (тиманский орогенез), третий связан с эпиконтинентальным рифтингом, за которым последовало раскрытие Палеоуральского океана. По мнению В. Л. Андреичева, которое разделяют авторы настоящей статьи, нет достаточных оснований для выделения верхнепалеозойского кожимского гранитоидного комплекса.

Вместе с тем, давно существует идея о проявлении кислого магматизма на Приполярном Урале в среднерифейское время. В частности, эта точка зрения последовательно отстаивается Б. А. Голдиным, который именно с этим временным периодом связывает становление кожимского комплекса или формации [5, 6]. Основанием для выделения гранитоидов среднерифейского возраста послужило обнаружение в отложениях хобеинской свиты верхнего рифея продуктов разрушения этих пород [7, 8]. Установление позднее метариолитов и кислых метатуфов в разрезе среднефейской пуйвин-ской свиты [9] позволило Б. А. Голдину и его коллегам [6] рассматривать кожимские гранитоиды в составе риолит-гранитной формации. В ее состав они включают Кожимский, Хаталамба-Лапчинский, Ни-колайшорский, Игшорский и некоторые другие массивы гранитоидов на Приполярном Урале.

Эти массивы по их положению в структуре Хобеизской антиклинали можно разделить на две группы (рис. 1). Одни из них (Николайшорский, Иг-шорский и др.) располагаются в пределах сильно эродированных нижнепротерозойских образований няртинского гнейсового комплекса. Они имеют гнейсовидную текстуру и сопровождаются ореолами мигматитов. Для других гранитоидных массивов (Кожимский, Хаталамба-Лапчинский и др.) вмещающими являются рифейские отложения. Массивы вытянуты в соответствии с очертаниями Хобе-инского купола и окаймляются зонами роговиков. Текстура пород массивная, иногда гнейсовидная, структура – средне- и мелкокристаллическая.

Основываясь на U-Pb датах по единичным зернам цирконов, А. А. Соболева и ее соавторы [10] пришли к выводу, что в ядерной части Хобеизской антиклинали (т. е. в пределах няртинского гнейсового комплекса) гранитообразование происходило в интервале 640-520 млн. лет. Полученный нами возраст цирконов [11] из гранитов Николайшорского массива (606±3 млн. лет) находится в этом же интервале, что подтверждает факт проявления высокотемпературных эндогенных процессов на Приполярном Урале на рубеже венда и палеозоя. Однако, на наш взгляд, это не означает, что процессы гранитообразования в нижнепротерозойской части разреза ограничиваются этими возрастными значениями. Как известно, породы няртинского комплекса, вмещающие Николайшорский и другие аналогичные ему массивы (Балашовский, Амбаршорский, Лавкашорский, Свободненский), претерпели несколько этапов высокотемпературного метаморфизма, начиная с 2.12 млрд. лет [12]. Маловероятно, что метаморфические процессы, проявившиеся в дорифейское время, не сопровождались формированием автохтонных и параавтохтонных грани-тоидов. В связи с этим мы считаем важным обратить внимание на возраст единичного зерна циркона – 1756 млн. лет, полученный по породам Лавка-шорского массива [10], который практически совпадает с датировками цирконов так называемого «мигматитового» типа (1748±12, 1748±14 млн. лет) из мигматизированных метаморфических пород няртинского гнейсового комплекса в обрамлении гранитоидов, аналогичных николайшорским [11].

Рис. 1. Схема геологического строения северной части Приполярного Урала.

1 – няртинский гнейсовый комплекс (PR1): биотитовые и двуслюдяные гнейсы с прослоями амфиболитов; 2 – щокурьин-ская свита (R1?): известковистые кристаллические сланцы, мраморы, кварциты, амфиболо-вые сланцы; 3 – пуйвинская свита (R2): слюдяно-кварцевые сланцы, зеленые ортосланцы, метапорфиры, кварциты; 4 – хобеинская (R3), мороинская (R3) и саблегорская (R3–V) свиты нерасчлененные: слюдяно-кварцевые сланцы, известковистые сланцы, порфиры, порфириты, про-слои мраморов и кварцитов; 5 – нижнепалеозойские терригенно-карбонат-ные отложения; 6 – гранитогнейсы николайшорского массива (PR1); 7 – граниты ко-жимского (R2) и сальнеро-маньхамбовского (V– Є1) комплексов, нерасчлененные; 8 – гранодиориты сальнеро-мань-хамбовского комплекса (V–Є1); 9 – массивы габбро (R3–V); 10 – геологические границы: а – стратиграфические и магматические, б – тектонические; 11 – элементы залегания плоскостных структур.

Массивы (номера в кружочках): 1 – Николайшорский, 2 – Кожимский; 3 – Кузьпуаюский; 4 – Хаталамба-Лапчинский; 5 – Народнинский; 6 – Лапчавожский; 7 – Малдинский.

И все же новые геохронологические данные, полученные для гранитов (гранито-гнейсов), образующих небольшие массивы среди глубокомета-морфизованных пород, действительно свидетельствуют о проявлении процессов гранитогенезиса в вендское время в няртинском гнейсовом комплексе. Тем не менее, геологическое положение гранитогнейсовых тел в совокупности с наличием реликтовых раннепротерозойских датировок, включая возрастные значения по цирконам из мигматитов (по сути тоже магматических цирконов, так как их образование связано с появлением силикатного расплава), сохраняют предпосылки для выделения николайшорского грани-тоидного комплекса в понимании авторов упомянутой выше схемы корреляции магматических комплексов [1]. Оснований же для отнесения этих массивов к среднерифейской кожимской риолит-гранитной формации на сегодняшний день нет.

Среди других гранитоидных массивов, включаемых Б. А. Голдиным и его соавторами в состав кожимской риолит-гранитной формации, с позиции правомерности выделения среднерифейского этапа гранитообразования, наиболее интересным является межпластовое тело гранитоидов, залегающее в отложениях пуйвинской свиты в бассейне ручьев Понъю, Осею и Епкошор (притоки р. Кожим в ее верхнем течении). В плане гранитоиды картируются как разрозненные субширотно вытянутые пластообразные линзы, ориентированные согласно с простиранием вмещающих толщ. «Гранитные линзы» в структурном отношении приурочены к ядрам антиклинальных складок и ассоциируются с хлорит-серицитовыми сланцами, переслаивающимися с кварцитами. Кварциты же, как известно, занимают нижнее положение в разрезе пуйвинской свиты. Скорее всего, эти разрозненные гранитные тела принадлежат одной маломощной межпластовой интрузии, смятой вместе с вмещающими отложениями. В составе этой интрузии преобладают мелко- и среднезернистые двуслюдяные граниты. В краевых частях гранитных тел отмечаются переходы к тонкозернистым и скрытокристаллическим лейкократовым разновидностям пород, нередко с флюидальной текстурой. Как было отмечено выше, в разрезе пуйвинской свиты присутствуют кислые вулканиты и пирокластические породы. Как и описываемые граниты, они преимущественно распространены в верхнем течении р. Кожим, т.е. пространственно ассоциируются с интрузивными разностями кислых магматитов. Этот факт является серьезным доводом в пользу гипабиссальной природы межпластовых гранитных тел и близости их возраста с возрастом вмещающих отложений. Для проверки предположения о пуйвинском возрасте гранитов Кожимского массива нами выполнены специальные структурные исследования [13]. Было установлено, что складки, развитые в кожимских гранитах (открытые и средней сжатости складки с пологим погружением шарниров на северо-запад), по морфологии близки описанным в пуйвинской свите. Геометрический анализ складчатости гранитов также подтвердил идентичность их деформации с деформацией пород пуйвинской свиты.

Считается, что описанные граниты на глубине соединяются с массивом, расположенным севернее, в бассейне руч. Кузьпуаю. И на этом основании все гранитные тела объединяются в единый Кожимский массив. Однако северный интрузив отличается штокообразной формой, отделяется от южного полосой пуйвинской свиты и прорывает отложения хобеинской и мороинской свит верхнего рифея. Следовательно, возраст гранитов северного интрузива не может быть древнее, чем позднери-фейский. Его целесообразно рассматривать в качестве самостоятельного массива, который может быть назван Кузьпуаюским*, сохранив название «Кожимский» за пластовой интрузией, залегающей среди отложений пуйвинской свиты. Полученный нами U-Pb возраст цирконов из гранитов кузьпуаю-ского массива – 601±5 млн. лет (таблица, рис. 2) вполне согласуется с геологическими данными.

Изотопный возраст гранитов Кожимской межпластовой интрузии оказался почти таким же – 598±3 млн. лет (таблица, рис. 2). В интерпретации этой датировки возникает проблема. Если это возраст формирования гранитных тел, то возникает вопрос о правомерности отнесения вмещающих их отложений пуйвинской свиты к образованиям среднего рифея. Нижняя возрастная граница пуйвин-ской свиты в этом случае должна быть поднята на уровень позднего рифея-венда, а схема стратиграфии верхнедокембрийских толщ Приполярного Урала коренным образом изменена. Более реалистичным нам представляется другой вариант интерпретации полученной датировки. Вероятно, она маркирует время проявления процессов ремобилизации гранитоидов или их метаморфизма, а не собственно формирования межпластовой интрузии. В этом случае Кожимский массив может принадлежать среднерифейской кожимской риолит-гранит-ной формации, как это считают Б.А. Голдин и его коллеги [5, 6].

Неоднозначными являются данные и по другому массиву – Хаталамба-Лапчинскому, который упомянутые исследователи также включают в состав кожимской риолит-гранитной формации. Структурная позиция Хаталамба-Лапчинского массива имеет некоторое сходство с Кожимским и Кузьпуаюским массивами. Массив состоит из двух линзовидных тел гранитоидов, соединенных относительно узкой перемычкой, сложенной также гра-нитоидами (рис. 1). При этом южное тело, представленное гнейсовидными гранитами, залегает согласно с вмещающими породами пуйвинской свиты, а северное – имеет явно секущие взаимоотношения с отложениями пуйвинской (R 2 ), хобеин-ской (R 3 ) и мороинской (R 3 ) свит. Структура грани-тоидов северного тела преимущественно массивная. Данные, приведенные в таблице, демонстрируют разброс датировок цирконов из гранитов рассматриваемого массива. На U-Pb диаграмме с кон-

Результаты U-Pb изотопных исследований цирконов из гранитоидов Приполярного Урала

		206Pb %	С одержание, мкг /г			Изотопные соотношения			Возраст,	млн. лет
			U	1 Th 1	206 Pb	207Pb/206Pb±% 1	207 Pb/ 235 U±%   1	206Pb/238U±%	206 Pb/ 238 U	207Pb/206Pb
1	12.3.1	0,44	1450	945	107	0,06381±1	0,712±2.2	0,08575±0,53	530±2,7	612±45
2	12.6.1	0,54	907	524	71,3	0,06372±1,2	0,744±2,8	0,09096±0,63	561±3,4	579±59
3	12.1.2	-	1477	863	120	0.06005±0,99	0,7834±1,1	0,09453±0,43	582±2,4	607±21
4	12.2.1	0,20	802	433	66,4	0,06245±1,3	0,806±1,9	0,09617±0,63	592±3,5	632±39
5	12.4.1	0,13	840	525	69,6	0,0617±1,8	0,804±2,3	0,09621±0,54	592±3,1	625±49
6	12.7.1	0,38	522	246	43,6	0,0632±1,6	0,802±3,6	0,0969±0,7	596±4	605±76
7	12.1.1	0,12	874	516	73,5	0,06059±1,2	0,803±1,7	0,09774±0,52	601±3	588±35
8	12.5.1	0,12	1330	803	112	0,06149±1	0,818±1,4	0,09798±0,45	603±2,6	623±28
9	14.2.2	0,22	518	400	40,9	0,0622±1,7	0,764±3	0,0917±0,7	566±3,8	618±64
10	14.2.1	0,15	470	416	38,1	0,0605±1,8	0,77±2,4	0,09427±0,69	581±3,9	577±50
11	14.3.1	0,05	1037	919	84,4	0,05989±1,2	0,776±1,4	0,09464±0,5	583±2,8	584±29
12	14.1.1	0,09	875	892	71,8	0,06014±1,3	0,781±1,9	0,09544±0,53	588±3	581±39
13	14.6.1	0,21	363	292	30,4	0,0603±2,1	0,785±2,7	0,09727±0,81	598±4,6	550±57
14	14.3.2	0,19	563	431	47,3	0,0606±1,7	0,794±2,5	0,09753±0,8	600±4,6	568±51
15	14.5.1	-	145	61	12,1	0,0601±3,2	0,812±3,4	0,0975±1,2	600±6,8	616±68
16	14.4.1	0,29	395	256	33,6	0,0608±2	0,794±3	0,09867±0,78	607±4,5	544±64
17	16.1.1	0,56	1778	1007	0,59	0,06334±1,1	0,721±2,2	0,08898±0,47	549,5±2,5	558±47
18	16.8.1	0,11	535	226	0,44	0,0602±1,7	0,744±1,9	0,09103±0,63	561,6±3,4	579±40
19	16.2.1	2,85	479	357	0,77	0,0824±1,8	0,747±7,3	0,0916±0,84	565±4,5	572±160
20	16.3.1	0,15	1451	546	0,39	0,06064±0,97	0,757±1,4	0,09235±0,41	569,4±2,2	582±28
21	16.6.1	0,15	274	96	0,36	0,0611±2,3	0,779±2,9	0,09437±0,97	581,3±5,4	600±59
22	16.4.1	0,24	1274	635	0,51	0,06125±1	0,773±1,9	0,09448±0,44	582±2,5	579±40
23	16.7.1	0,32	460	252	0,56	0,0616±1,8	0,771±2,8	0,0947±0,71	583,3±4	568±60
24	16.5.1	0,90	135	28	0,22	0,0795±2,7	1,144±6,2	0,1154±1,2	703,9±8,1	984±120
25	16.5.2	0,27	621	91	0,15	0,07194±1,2	1,263±1,9	0,13135±0,54	795,5±4	920±37

Примечание: Места отбора проб и названия массивов: 1-8 – правый берег р. Кожим, в 2,5 км ниже устья руч. Хасаварка, Кожимский массив; 9-16 – левый берег р. Кожим, в 0,5 км ниже устья руч. Кузьпуаю, Кузьпуаюский массив; 17-25 – левый берег р. Б. Каталамбию, в 8,0 км выше устья, Хаталамба-Лапчинский массив. Анализы выполнены в центре изотопных исследований ВСЕГЕИ. Аналитик А. Н. Ларионов.

Рис. 2. U-Pb диаграммы с конкордией для цирконов из гранитоидов Приполярного Урала.

Массивы: Кж – Кожимский, Кп – Кузьпуаюский, Х-Л – Хаталамба-Лапчинский.

кордией (рис. 2) видно, что нижнее пересечение конкордии с дискордией соответствует значению 582±4 млн. лет, а верхнее – 1187±200 млн. лет. Отметим также, что для двух зерен циркона установ-

лены резко аномальные значения возраста в изотопной системе 207Pb/206Pb: 984±120 и 920±37 млн. лет. Возможно, что в Хаталамба-Лапчинском массиве совмещены два разновозрастных интрузива. Если это так, то южное тело должно быть отнесено к кожимскому, а северное – к сальнеро-маньхам-бовскому комплексам.

Таким образом, в свете результатов современных геохронологических исследований [2, 4, 11, 15 и др.], основания для выделения на Приполярном Урале позднепалеозойского этапа гранитоид-ного магматизма отсутствуют. Процессы гранитоге-неза в позднедокембрийской истории формирования приполярноуральского сегмента земной коры наиболее интенсивно проявились на рубеже протерозоя и палеозоя. Полученный нами вендский возраст гранитоидов находится именно в том интервале, которым большинство исследователей ограничивают возрастные рамки процессов гранитообра-зования на Приполярном Урале. Вместе с тем, имеющиеся на сегодняшний день геологические данные, частично подтвержденные изотопно-геохронологическими датировками, указывают на перспективность идеи выделения среднерифейского кожимского гранитоидного комплекса или риолит-гранитной формации в понимании Б.А. Голдина и его коллег.