Позднепалеозойские гранитные пегматиты сутурной зоны Полярного Урала

рических 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-Харбей-ский антиклинорий, в пределах которого развиты зеленосланцевые толщи, и Восточно-Харбейский покров (аллохтон), представленный гнейсоамфиболитовым разрезом (ханмейхойская, лаптаюганская, париквась-шорская свиты (PR1?)) и марункеуским амфиболит-гнейсовыми комплексом (Государственная…, 2014б). В регионе широко распространены породы сядатая-хинского 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 раннекамен-ноугольно-пермским образованиям (полярноуральский гранитовый и яркеуский монцодиоритовый комплексы), были идентифицированы как поздне-вендско-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 позднери-фейские 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 ханмей-хойской 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 петрогеохими-ческих 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 энерго-дисперсионной приставкой X–MAX 50 mm Oxford instruments. ⁴⁰Ar/³⁹Ar-дати-рование биотита из биотит-кварц-олигоклазового плагиогранита проведено в Институте геологии и минералогии им. В. С. Соболева Сибирского отделения РАН (Новосибирск). Для проведения ⁴⁰Ar/³⁹Ar-иссле-дований 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 σ .

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Харбейской подзоны Харбейско-Марункеуской СФЗ с выделением поля развития пегматитовых жил (по Государственная…, 2007; 2014б). Условные обозначения: 1 — марункеуский амфиболит-гнейсовый комплекс; 2 — ханмейхойская свита: амфиболиты, плагиогнейсы, линзы мраморы; 3 — лаптаюганская свита: гнейсы, амфиболиты, мраморы; 4 — париквасьшорская свита: амфиболиты, плагиогнейсы, кристаллические сланцы; 5 — верхнехарбейская свита: сланцы слюдисто-кварц-полевошпатовые, хлорит-слюдисто-кварц-альбитовые, мраморы; 6 — минисейшорская свита: сланцы углеродисто-глинистые, углеродисто-кремнистые, эпидот-хлорит-амфиболовые, метабазальты, кварциты, 7 — немуръюганская свита: сланцы серицит-хлорит-альбит-кварцевые, карбонат- и углеродсодержащие, мраморы, метаэффузивы; 8 — сядатинская свита: полимиктовые песчаники, алевролиты, сланцы серицит-хлорит-альбит-кварцевые, туфы; 9 — арканырдская свита: сланцы, риолиты, туфы; 10 — сыумкеуский дунит-гарцбургитовый комплекс; 11 — палеозойские отложения Лемвинской зоны; 12 — палеозойские образования Тагило-Магнитогорской зоны; 13 — мезозойские образования Тагило-Магнитогорской зоны; 14 — мезозойские отложения Западно-Сибирской платформы; 15 — харбей-собский комплекс габбродиорит-гранодиоритовый; 16 — сядатаяхинский комплекс гранитовый; 17 — разрывные нарушения (a — Главный Уральский разлом, b — Собско-Нундерминский надвиг, c, d — другие разломы), 18 — поле гранитных жил

Fig. 1. Schematic geological map of the Kharbey subzone of the Kharbey-Marunkeu SFZ with the allocation of the field of development of pegmatite veins (after (State…, 2007; 2014b)). Legend: 1 — Marunkeu amphibolite-gneiss complex; 2 — Khanmeikhoy suite: amphibolites, plagiogneisses, marble lenses; 3 — Laptayugan suite: gneisses, amphibolites, marbles; 4 — Parikvas'shor suite: amphibolites, plagiogneisses, crystalline schists; 5 — Upper Kharbey suite: schists mica-quartz-feldspar, chlorite-mica-quartz-albite, marbles; 6 — Miniseyshor suite: carbonaceous-clayey, carbonaceous-siliceous, epidote-chlorite-amphibole shales, metabasalts, quartzites, 7 — Nemuryugan suite: sericite-chlorite-albite-quartz shales, carbonate- and carbon-containing, marble, metaeffusives; 8 — Syadaty suite: polymictic sandstones, siltstones, sericite-chlorite-albite-quartz shales, tuffs; 9 — Arkanyrd suite: shales, rhyolites, tuffs; 10 — Syumkeu dunite-harzburgite complex; 11 — Paleozoic deposits of the Lemva zone; 12 — Paleozoic formations of the Tagil-Magnitogorsk zone; 13 — Mesozoic formations of the Tagil-Magnitogorsk zone; 14 — Mesozoic deposits of the West Siberian platform; 15 — Kharbey-Sob gabbro-diorite-granodiorite complex; 16 — Syadatyakha granite complex; 17 — faults (a — Main Ural fault, b — Sob-Nunderma thrust, c, d — other faults), 18 — field of granite veins

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 (An_11–12), в его зернах наблюдаются полисинтетические двойники, изометричные и червеобразные включения кварца, а также вростки микроклина изометричной формы (антипертитовая структура). Минерал слегка серици-тизирован. В микроклине наблюдаются прожилковые пертиты альбита (рис. 2, e). Чешуйки зеленоватобурого 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), маг-незиальность (X_Mg) 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 (X_Mg) 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 био- тита 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-олигоклазовых и кварц-олигоклазовых 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 гра-нитоидов 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 метамор-фиты 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 маг-незиальности (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 21

Рис. 2. Гранитные жилы, прорывающие амфиболиты (а, b); образцы биотит-микроклин-кварц-олигоклазовых (c) и биотит-кварц-олигоклазовых (d) пегматоидных гранитов; пертитовая структура микроклина (e); срастание биотита с плагиоклазом (f). Фото шлифов (d, e) с введенным анализатором. Условные обозначения: Qz — кварц, Ol — олигоклаз, Ab — альбит, Bt — биотит, Mcc — микроклин

Fig. 2. Granite veins cutting through amphibolites (a, b); samples of biotite-microcline-quartz-oligoclase (c) and biotite-quartz-oligoclase (d) rocks; perthitic (e) biotite growth with plagioclase (f). Photographs of thin sections are made in crossed nicols. Legend: Qz — quartz, Ol — oligoclase, Ab — albite, Bt — biotite, Mcc — microcline

(1.5–20 г/т) в большинстве проб соответствуют надсуб-дукционной 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 соот- ветствует раннему карбону — турнейскому ярусу. Температура закрытия K/Ar-изотопной системы биотита порядка 330–360 °C. В то же время жильная и дай-ковая 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.

Рис. 3. Состав биотитов из биотит-микроклин-кварц-олигоклазовых (розовые значки) и биотит-кварц-олигоклазовых (синие значки) гранитов на идентификационных диаграммах: a — Tischendorf et al., 1997, b — Nachit et al., 1985, c — Ферштатер, Бородина, 1975, d — Zhou,1986, e, f — Abdel-Rahman, 1994

Fig. 3. Compositions of biotites from biotite-microcline-quartz-oligoclase (pink icons) and biotite-quartz-oligoclase (blue icons) granites on identification diagrams: a — Tischendorf et al., 1997, b — Nachit et al., 1985, c — Fershtater, Borodina, 1975, d — Zhou, 1986, d, e — Abdel-Rahman, 1994

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 зна-

Рис. 4. Точки составов биотит-микроклин-кварц-олигоклазовых (розовые значки) и биотит-кварц-олигоклазовых (синие значки) гранитов на идентификационных диаграммах: а, b (Frost et al., 2001), e (Pearce et al., 1984), f (Batchelor, Bowden, 1985) и спектры распределения содержаний редких и редкоземельных элементов (c, d), нормированных относительно составов хондрита и верхней континентальной коры (UCC, Taylor and McLennan, 1995)

Fig. 4. Composition points of biotite-microcline-quartz-oligoclase (pink symbols) and biotite-quartz-oligoclase (blue symbols) granites on identification diagrams: a, b (Frost et al., 2001), e (Pearce et al., 1984), f (Batchelor, Bowden, 1985) and distribution spectra of trace and rare earth element contents (c, d), normalized relative to the compositions of chondrite and upper continental crust (UCC, Taylor and McLennan, 1995)

Таблица 1. Химический состав биотитов из гранитов (мас. %) и формульные коэффициенты

Table 1. Chemical composition of biotites from granites (wt. %) and formula coefficients

Компоненты Components	Номера проб / Sample Nos.
	у-68						х-11-9					у-103
SiO 2	37.24	35.93	36.64	36.45	36.33	36.58	37.07	36.81	36.96	37	37.33	35.72
TiO 2	3.58	3.23	3.01	3.14	4.28	3.3	2.41	2.45	2.29	2.49	2.31	2.80
Al2O3	15.12	15.11	16.03	15.37	15.08	15.5	14.51	13.85	14.33	14.46	14.55	16.13
FeO	21.95	22.28	21.83	22.63	22.73	22.04	21.17	21.51	21.27	21.12	20.82	23.97
MnO	0.77	0.71	0.77	0.77	0.88	0.74	0.65	0.64	0.56	0.6	0.52	0.87
MgO	10.03	9.08	8.69	9.14	8.2	9.02	10.78	10.72	10.88	10.95	11.07	8.01
K2O	9.58	9.49	9.69	9.69	9.67	9.66	9.45	9.3	9.85	9.71	9.65	9.46
BaO	–	–	0.69	–	0.31	0.33	–	–	–	–	–	–
Сумма / Sum	98.27	95.83	97.36	97.19	97.48	97.17	96.03	95.29	96.14	96.33	96.25	96.96
Si	5.58	5.56	5.58	5.56	5.55	5.58	5.67	5.69	5.67	5.68	5.68	5.49
Ti	0.4	0.38	0.35	0.36	0.49	0.38	0.28	0.29	0.26	0.27	0.27	0.32
Al	2.67	2.75	2.87	2.76	2.72	2.78	2.62	2.52	2.59	2.61	2.61	2.92
Fe2+	2.75	2.88	2.78	2.88	2.9	2.81	2.71	2.78	2.73	2.65	2.65	3.09
Mn	0.09	0.09	0.09	0.1	0.11	0.09	0.08	0.08	0.07	0.07	0.07	0.11
Mg	2.24	2.09	1.97	2.08	1.87	2.05	2.46	2.47	2.49	2.52	2.52	1.84
K	1.83	1.87	1.88	1.88	1.88	1.88	1.85	1.84	1.93	1.88	1.88	1.86
Ba	–	–	0.04	–	0.02	0.02	–	–	–	–	–	–
X(Mg)	0.45	0.42	0.41	0.42	0.39	0.42	0.48	0.47	0.48	0.49	0.49	0.37
Т, °С	698	687	672	678	719	687	648	652	635	644	644	653

Таблица 2. Содержания породообразующих оксидов (мас. %), редких и редкоземельных элементов (г/т) в жильных гранитах

Table 2. Contents of rock-forming oxides (wt. %), rare and rare earth elements (ppm) in vein granites

Номера проб Sample Nos.	SiO 2	TiO 2	Al2O3	FeO	Fe 2 O 3	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O
11-9	77.07	0.06	12.47	1.41	0.05	0.03	0.28	1.22	5.26	1.49
у-49	75.13	0.03	13.85	0.2	0.14	0.01	0.3	1.56	6.57	0.42
У-103	71.62	0.03	11.77	1.05	0.02	0.02	1.32	3.89	5.19	0.54
У-11	71.35	0.06	12.36	1.36	0.67	0.05	1.17	2.86	6.32	0.14
У-68	72.49	0.09	14.7	1.3	0.02	0.02	0.2	2.58	6.18	0.5
У-7	71.38	0.04	13.5	0.8	0.2	0.02	1.14	2.29	6.1	0.96
	P 2 O 5	Ba	Rb	Sr	Zr	Nb	U	Pb	Th	Cr
у-49	0.01	119	5.5	122	101	20	11	17	5.8	41
У-103	0.01	304	6.1	250	10	1.5	1.7	19	0.31	12
У-11	0.12	27	1.5	46	31	1.7	0.92	1.7	1	6
У-68	0.02	353	11	261	16	2.7	0.28	17	0.67	26
У-7	0.02	919	16	89	36	3.5	1.2	9	5.4	11
	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Ho
у-49	1.7	5.2	0.54	2	0.7	0.34	0.85	0.22	1.5	0.34
У-103	1.4	2.6	0.31	1.2	0.37	0.85	0.55	0.08	0.63	0.12
У-11	1.8	4.9	0.7	3.2	1	0.31	1.4	0.28	1.8	0.36
У-68	2.6	5.5	0.66	2.6	0.58	0.84	0.75	0.11	0.43	0.09
У-7	7.7	18	2.3	9	2.5	1.3	2.9	0.56	3.4	0.75
	Er	Tm	Yb	Lu	Y	Cs	Ta	Hf	Li	Ga
у-49	1.2	0.22	1.9	0.3	7.5	0.21	5.4	5.8	0.78	24
У-103	0.38	0.055	0.38	0.058	3.6	0.42	0.15	0.39	2.1	14
У-11	1.1	0.14	1	0.13	8.5	нпо	0.35	1.1	0.21	14
У-68	0.26	0.045	0.26	0.039	2.3	0.35	0.37	0.56	6.4	19
У-7	2.3	0.37	2.5	0.4	18	0.25	0.93	1.8	0.7	17

Примечание: нпо — ниже предела обнаружения Note: нпо — below detection limit

0 +1	^ о о о ref o ref о ref о g vi м in in 7 ч< ч 7 ч<
w § -------4 to	aOLQLQCSi^Otni-QO in о О О tn Н ^' 04 Н ^' mmxomm^’^^fmm ^rqcNtntntntntntntn см ^ о °° N. 'Ч      2 о о ко о Оч°гН1М^^1Л\0иО ей S о + SSS^^o-ta^t- СЧ  Л L  u. 04 СО СО чо г- сч м 04 ^ ^ £5 о О CN CN О О CN tn
°    о OS             +l         - s        ____________________ I н                    LO Su;            co 'a -ti         to          о s .2      <      ^ SC   ^    к CQ О                 b a           a g -S       0      & m  re                 ° ц 7      +l      » < o<               40 ^ ^   <   О <       §L    8 ° X     -^     ° H  ел ___________ О 05  -М                  ^ Й  00              п ^ S     $    ° S •           +1           <=> Он  Ю                      II ” з ------ ^ а ^              ^. !ч       м VO                          -о н        ^      S со d К о а со S и о h"	CO C0C004^\0tnC0OI>-tn О ш^о^^^о^о^ n tnooooooooo g оооооооооо ^ оооооооооо гЧ ш 00 SCNS^COOMinO>Vl -о SlDrHinO'-^SrH-^vl окООООоооОО g^oooooooooo л ОООООООООО 5 3 CS400^^tnЮLn0^ЮC0 ’X tn040^tnoq04^tn^ ^t-^CN400^^tnt-04 ^ ^^^O^^OOOO 40 Оооооооооо о о __________________ о о • oqr-04r-^H40[^tnoqco ^ tnc000tn004tn0040 +i ^^tnmtnr-tnoqmtn о ^н tn 40 oq oq [>■ о- oq о 40 t- 1П4040ООООООО co о о x tn^H0^00 40tno0 40^H Оотсч^^н^н^ноо^ J II оооооооооо g ^ОООООООООО о ^оооооооооо g s                             s и r^ir>tr>OOOKO^-ii-r>tr>  °  • h a b Tf ^ C? M ^ ^ О M  Я Й °POCN^-l^-lO^-l^-l^-l^-l^-l g ОООООООООО о C Ti< ОООООООООО н й -t                                      =s  2 .йгесмОМ^^гесл^О Д о tMt'reoOt'refCOiCOVl a 5 • S'-'loC'qOOooOOO ? £ -“CNOOOOOOOOO § ire ’Кд CD ооОооООО^О'-Г’^ОО’' Bo Ю7О'ЮЮ7И\О1Л1/1 Э Д g’COtOCJjlOreCMMtM»;^ g М re О О 00 U-> !>■ !>■ 00 !>■' U-> КО    >• re i-O t~~ i_n ref xf ref ref xf ref ref    ng CD Toj!d!d!d^^!d!d!d а-д Q ^ u-> KO ^ ^ =° S re ^OOOKOre^^MKO - S ’tOOLO^^S^O'^ P4 о о о О   ООО a ^ оооооооооо c £ ^ч^ч^ч^ч^ч^ч^ч^ч^ч^ч . ф Si ns I a OvsvsmOOvi}^°P ° Lnr-oqoq400^a'jL^   >—• Ш401>.00 00 04 04^^^ ^

я -

Возраст плато = 349.2±4 млн лет, СКВО = 0.91, включает 86.6% выделенного 39Аг

m

Выделенный39Аг, %

Рис. 5. Результаты ³⁹Ar/⁴⁰Ar-датирования биотита из гранитов

Fig. 5. Results of 39Ar/40Ar dating of biotite from granites чение 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 субдук-ции. 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 изотопногеохронологических 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 метаалюмини-евыми разновидностями, относящимися к известковощелочной 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 мета- морфизма 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).