Возраст и условия образования гранитоидов Малдинского массива в связи с типизацией гранитоидов Ляпинского антиклинория (Приполярный и Северный Урал)

На Приполярном и Северном Урале в пределах Ля-пинского антиклинория Центрально-Уральской тектонической зоны широко проявлен гранитоидный магматизм. Здесь в области распространения докембрийских образований насчитывается более трех десятков массивов и большое количество мелких тел гранитов, гранодиоритов и диоритов (рис. 1).

Основная часть массивов была выделена М. В. Фишманом и Б. А. Голдиным [1] в гранит-диоритовый комплекс, который получил название «сальнеро-маньхамбовский» по наименованию двух типичных массивов [2]. Его формирование связывалось с поздними этапами байкальского магматического цикла. В дальнейшем этот комплекс выделялся как доминирующий в пределах Ляпинского

Рисунок 1. Схема расположения гранитоидных массивов Лапинского антиклинория.

Условные обозначения. 1 – гранитоиды; 2 – метаморфические комплексы (PR1); 3 – вулканогенно-осадочные комплексы Центрально-Уральской мегазоны (RF3–V); 4 – палеозойские осадочные комплексы Западно-Уральской мегазоны; 5 – палеозойские вулканогенно-осадочные и офиолитовые комплексы Восточно-Уральской мегазоны; 6 – пермь-триасовые комплексы чехла Восточно-Европейской платформы; 7 – мезозойско-кайнозойские комплексы чехла Западно-Сибирской плиты. Массивы гра-нитоидов: 1 – Николайшорский; 2 – Амбаршорский; 3 – Хальмеръюский; 4 – Маньсаранизский; 5 – Свободненский; 6 – Балашовский; 7 – Лавка-шорский; 8 – Устьняртинский; 9 – Лемвинский; 10 – Бадъяюский и Ярот-ский; 11 – Тынаготский; 12 – Кожимский; 13 – Кузьпуаюский; 14 – Хаталам-ба-Лапчинский; 15 – Лапчавожский; 16 – Малдинский; 17 – Перевальный; 18 – Народнинский; 19 – Вангырский; 20 – Водораздельный; 21 – Маньхо-беюский, Городкова; 22 – Неройско-Патокский; 23 – Сальнерский; 24 – Няртинский; 25 – Малопатокский; 26 – Торговский; Кефталыкский; 27 – Хартесский; 28 – Кулемшорский; 29 – Ильяизский; 30 – Маньхамбовский. Черный контур на вкладке – границы схемы на местности, черный контур на схеме – границы карты на рис. 3.

Figure 1. Layout drawing of granitoid massifs of the Lyapinsky Anticlinorium. Keys. 1 – granitoids; 2 – metamorphic complexes (PR1); 3 – volcanogen-ic-sedimentary complexes of the Central-Ural megazone (RF3–V); 4 – Paleozoic sedimentary complexes of the West-Ural megazone; 5 – Paleozoic volcanogenic-sedimentary and ophiolite complexes of the East-Ural megazone; 6 – Permian-Triassic complexes of the East European Plate cover; 7 – Mesozoic-Cenozoic complexes of the West Siberian Plate cover. Granitoid massifs: 1 – Nikolaishorsky; 2 – Ambarshorsky; 3 – Khalmeryusky; 4 – Man-saranizsky; 5 – Svobodnensky; 6 – Balashovsky; 7 – Lavkashorsky; 8 – Ust-nyartinsky; 9 – Lemvinsky; 10 – Badyayusky and Yarotsky; 11 – Tynagotsky; 12 – Kozhimsky; 13 – Kuzpuayusky; 14 – Khatalamba-Lapchinsky; 15 – Lap-chavozhsky; 16 – Maldinsky; 17 – Perevalny; 18 – Narodninsky; 19 – Vangyrsky; 20 – Vodorazdelny; 21 – Mankhobeyusky, Gorodkova; 22 – Neroysko-Patok-sky; 23 – Salnersky; 24 – Nyartinsky; 25 – Malopatoksky; 26 – Torgovsky, Kef-talyksky; 27 – Khartessky; 28 – Kulemshorsky; 29 – Ilyaizsky; 30 – Mankham-bovsky.

The black outline in the tab is the boundaries of the drawing, the black outline in the drawing is the boundaries of the sketch-map in Fig. 3.

антиклинория многими исследователями, а некоторыми из них в его состав включались и включаются в настоящее время все гранитоиды рассматриваемого района [3, 4]. Однако широкий диапазон преобладающих возрастных значений пород, установленный в том числе по U-Pb цирконовым датировкам (SIMS, LA-ICP-MS, TIMS) – 640–490 млн лет [5, 6 и ссылки в этих работах], включающий разные стадии тектонической эволюции региона [7], может означать, что он образован не только разновозрастными, но и генетически различающимися гранитои-дами [5]. Кроме того, наличие единичных более молодых и древних изотопных определений, а также установленный факт проявления раннепротерозойского высокотемпературного метаморфизма и гранитизации пород нижней части докембрийского разреза [8, 9] указывают на вероятность присутствия в этом районе других популяций гранитоидов, не входящих во временной интервал 640–490 млн лет.

Таким образом, проблема расчленения и корреляции гранитоидов рассматриваемого района является весьма актуальной, так же как остается открытым вопрос о возрастных ограничениях сальнеро-маньхамбовского комплекса (СМК), объединяющего значительную часть гранитоидных массивов Ляпинского антиклинория, и принадлежности тех или иных конкретных массивов к упомянутому комплексу.

Обоснование актуализированной схемы типизации гранитоидов Ляпинского антиклинория

Одна из возможных схем типизации гранитоидов Ля-пинского антиклинория, учитывающая как более ранние разработки в этой области, так и новые данные недавно предложена нами [10]. С некоторыми дополнениями она представлена на рис. 2. К наиболее древним гранитоидам мы относим гранитогнейсы николайшорского комплекса, слагающие небольшие (площадью в первые квадратные километры) автохтонные и параавтохтонные массивы среди метаморфитов амфиболитовой фации: Николай-шорский, Амбаршорский, Хальмеръюский и др. (см. рис. 1). Первоначально проявления гранитоидов, ассоциирующих с высокотемпературными метаморфическими породами (николайшорским или няртинским метаморфическим комплексом), выделялись как комплекс мигматитов и ана-тектитов [11]. Позднее мигматиты и анатектиты вместе с гранитогнейсами и амфиболитами были объединены в раннепротерозойский николайшорский интрузивный комплекс [12]. По имеющимся геохронологическим данным примерное время становления гранитогнейсовых массивов соответствует интервалу 2100–1950 млн лет назад [10].

Принадлежность гранитогнейсов к магматитам S-типа дает возможность связывать их образование с коллизионным этапом развития дорифейского кристаллического основания Приполярно-Североуральского литосферного сегмента.

В конце раннего протерозоя и позднее: в раннем, среднем и, возможно, в первой половине позднего рифея на рассматриваемой территории отсутствовали проявления гранитоидного магматизма, как, вероятно, магма-

Рисунок 2. Гранитоидные комплексы Ляпинского антиклинория.

Figure 2. Granitoid complexes of the Lyapinsky Anticlinorium.

тической активности в целом. С плюмовой активностью и континентальным рифтингом, знаменующими начало тиманского тектогенеза, формируются А-граниты кожим-ского комплекса, имеющие черты плюм-зависимых образований: Кожимский массив и, возможно, южная часть Хаталама-Лапчинского массивов (см. рис. 1). Кожимский комплекс как наиболее древний среди позднедокембрийских гранитоидных комплексов впервые был выделен Б. А. Голдиным [13]. Он считал его среднерифейским по принятому в то время возрасту вмещающих пород пуйвин-ской свиты [14]. В настоящее время верхний возрастной рубеж пуйвинской свиты – базального стратиграфического подразделения верхнедокембрийского разреза Приполярного Урала, оценивается значением около 650 млн лет [15]. Принимая во внимание это значение возраста и возможную продолжительность формирования свиты (не более 100 млн лет)1, можно утверждать, что ее нижний возрастной предел не более чем 750 млн лет, а время накопления этого стратиграфического подразделения примерно соответствует интервалу 750–650 млн лет назад.

Приуроченность Кожимского массива, являющегося петротипом одноименного комплекса, к пуйвинской свите дает основание считать, что он был сформирован не ранее чем 750 млн лет назад. Верхний возрастной рубеж становления массива может быть принят равным возрасту комагматичных гранитам метапорфиров риолитового состава, залегающим в средней-верхней частях пуйвинской свиты – 647±3 млн лет [15]. U-Pb изотопные определения цирконов из гранитоидов Кожимского массива приведены в работах [17, 18]. Полученный нами ранее конкордантный U-Pb возраст циркона – 598±3 млн лет – интерпретировался как возраст ремобилизации или метаморфизма пород [17]. Недавно выполненное повторное датирование гра-нитоидов этого массива, к сожалению, показало высокую дискордантность полученных возрастных определений [18]. Однако две из 11 выполненных датировок имеют дис-кордантность ниже 10 %. Их значения с учетом возможной ошибки (636±8 и 623±16 млн лет) сопоставимы с полученным нами возрастом метапорфира. Заслуживают также внимания возрастные определения еще двух зерен циркона: 643±17 и 681±29 млн лет (D,% = 19 и 23). Таким образом, судя по имеющимся данным, рассматриваемые гранито-иды сформировались в интервале около 750–650 млн лет назад, вероятно, ближе к его верхней возрастной границе.

Начало субдукционного этапа в эволюции тиманского тектогенеза, по-видимому, знаменуют кварцевые диориты и тоналиты панэчаизского комплекса с признаками над-субдукционных образований [19]. Породы этого комплекса, слагающие небольшие массивы, наиболее крупный из которых Перевальный (5 х 4 км), залегают среди отложений пуйвинской свиты в западном обрамлении николайшор-ского метаморфического комплекса (см. рис. 1). Конкор-дантный U-Pb возраст цирконов (SHRIMP-II, ВСЕГЕИ) как для диоритов, так и тоналитов составляет 625±5 млн лет при колебании частных возрастных значений 637– 617 млн лет [20]. На рубеже рифея и венда, около 600 млн лет назад, произошло внедрение I-гранитов водораздельного комплекса также с признаками пород, образовавшихся в надсубдукционных обстановках: Водораздельный, Вангырский массивы и др. [21, 22]. К этому же комплексу мы предварительно относим ранневендские гранитоиды Кузьпуаюского и северной части Хаталамба-Лапчинского массивов (см. рис. 1). Конкордантный U-Pb возраст цирконов (SHRIMP-II, ВСЕГЕИ) из гранитоидов названных массивов составляет 601±5 и 582±4 млн лет соответственно [23]. Независимо от нас А. А. Соболева с коллегами [24, с. 121] на основании полученного ими возраста гранитов Хаталам-ба-Лапчинского массива (590±4 млн лет) поставила «…во-прос об отнесении ранневендских гранитов Приполярного Урала не к сальнеро-маньхамбовскому комплексу (СМК) в предполагаемом в настоящее время объеме (V2–Є1), а к самостоятельному гранитному комплексу…». При этом предполагается, что ранневендские граниты одновоз-растны с парнукским диорит-габбровым комплексом. Основанием для этого послужили полученные упомянутыми авторами данные о возрасте биотит-роговообманковых диоритов (предполагаемого ксенолита пород парнукского комплекса), слагающих небольшое тело в гранитах Ха-таламба-Лапчинского массива. Возраст циркона из этих пород составил 589±3 млн лет. Следует отметить, что первоначально выделение ранневендских гранитов в составе Водораздельного и Вангырского массивов в самостоятельный комплекс предложено Г. Ю. Шардаковой и др. [21].

Поэтому мы предложили назвать комплекс «водораздельным» по наиболее хорошо изученному массиву с учетом приоритета исследователей, показавших принадлежность этого массива к самостоятельному комплексу [10].

С развитием аккреционно-коллизионного пояса ти-манид-протоуралид премущественно в позднем венде и раннем кембрии произошло масштабное формирование СМК: Лапчавожский, Малдинский, Народнинский, Сальнерский, Ильяизский, Маньхамбовский, Лемвинский, Тынаготский и др. массивы (см. рис. 1). Этот комплекс в нашей интерпретации, как и в его традиционном восприятии, представлен массивами, сложенными гранитами и гранодиоритами с петрогеохимическими характеристиками I-типа, которые традиционно выделяются в первую фазу, и массивами, состоящими из лейкократовых гранитов и умереннощелочных лейкогранитов с петрогео-химическими характеристиками А-типа (вторая фаза). Гранитоиды пространственно и генетически связаны с кислыми вулканитами, образуя вулкано-плутонические ассоциации I- и A-типов [25]. Во многих массивах присутствуют гранитоиды обоих типов, а также промежуточные по составу между стандартными для I- и A-типов. Их соотношение различно и недостаточно изучено. Имеющиеся данные о возрастных интервалах образования гранитои-дов I- и A-типов также неоднозначны. Они могут перекрываться, что создает ложное впечатление о сосуществовании контрастных геодинамических обстановок, хотя на самом деле наблюдаемая картина может быть связана с проявлением обмена «геохимическими и радиоизотопными характеристиками между уже сформированными I-гранитами и формирующимися А-гранитами» [26, с. 490]. Поэтому решение вопросов возраста гранитоидных массивов, составляющих СМК, возрастных ограничений отдельных фаз гранитоидов, особенностей состава пород, а также их взаимоотношения с окружающими толщами является весьма актуальным для установления общей картины эволюции магматизма и, в частности, гранито-образования в доуральской истории Приполярно-Североуральского литосферного сегмента.

Малдинский массив, которому посвящена настоящая статья, является типичным для СМК и может выступать в качестве петротипа массивов, сложенных гранитоидами первой фазы.

Геологическая позиция Малдинского массива, петрографические и петрогеохимические особенности гранитов

Малдинский массив расположен в истоках рек Лим-бекою и Балбанью в юго-западной части хребта Малды-нырд в ядре Малдинской антиклинали (рис. 1, 3). Он имеет округло-вытянутую форму (7 х 15 км) и ориентирован длинной осью в меридиональном направлении. На севере и западе граниты контактируют с метавулканитами саблегорской свиты (RF3-V1), на крайнем юго-западе – с метатеригенными отложениями мороинской свиты (RF3). Здесь контакты явно интрузивные с проявлением термального воздействия гранитов на вмещающие породы в виде ороговикования, а также приконтактовых изменений: появление новообразований турмалина, биотита, мусковита, флюорита, сульфидов. Восточный контакт интрузии с обеизской (O1) и саледской (О1-2) свитами большей частью тектонический с крутым западным падением. Вблизи контакта граниты катаклазированы. Внутри катаклазированных гранитов отмечаются уплощенные линзы вмещающих пород. Гранитный массив вдоль восточного контакта в полосе шириной до 2,5 км содержит многочисленные ксенолиты пород основного состава. Небольшие ксенолиты, размером до нескольких десятков сантиметров, чаще всего представлены порфиритами. Более крупные, размером от первых метров до сотен метров – габбро и габбродолеритами. Два наиболее крупных выхода, сложенных габбро и габбродолеритами, размерами 0,5 х 0,8 и 0,8 х 1,0 км2 обнажаются в юго-восточной части массива в самых истоках р. Балбанью. Упомянутые ксенолиты основного состава относятся к гипабиссальному парнукскому диорит-габбровому комплексу. Возраст пород этого комплекса по геологическим данным определяется как ранневендский [3, 4]. Недавно, как уже было отмечено выше, он подтвержден результатами U-Pb датирования цирконов из биотит-роговообманковых диоритов – предполагаемых ксенолитов пород парнукского комплекса в составе Хаталамба-Лапчинского гранитного массива [24].

В крайней юго-восточной части Малдинского массива на гранитах с размывом залегают базальные слои обеиз-ской свиты, представленные кварцитопесчаниками с линзами кварцевых гравелитов. Слоистость в кварцитопес-чаниках и гравелитах смята в пологие складки. Падение слоистости юго-восточное под углами 50–70°, шарниры складок полого погружаются на северо-восток.

Массив сложен преимущественно крупно- и среднекристаллическими порфировидными биотитовыми и мусковит-биотитовыми гранитами. Преобладают био-титовые граниты. Вкрапленники представлены кристаллами микроклина размером до 5 см (в среднем – 2–3 см). В направлении с запада на восток уменьшается величина вкрапленников, а также зернистость основной массы пород. В краевой восточной части массива преобладают мелкозернистые порфировидные граниты гранофировой структуры. В западной части массива среди гранитных развалов довольно часто встречаются аплиты и пегматиты. А в западном и северном обрамлениях массива почти непрерывной полосой, шириной 0,2–0,4 км на западе и до 1,5 км на севере, прослеживаются коренные выходы и элювиальные развалы риолитовых порфиров, среди которых выделяются кварцевые и кварц-полевошпатовые разновидности. Взаимоотношения риолитовых порфиров с гранитами остаются до конца невыясненными. В северном и северо-западном обрамлениях массива они отделены от гранитов 500–800-метровой полосой саблегорской свиты, представленной здесь основными метавулканитами. На западе ширина саблегорской свиты, разделяющей риолитовые порфиры и граниты, местами сужается до первых десятков метров. Непосредственные контакты риолитовых порфиров и гранитов в обнажениях не установлены, поэтому вопрос взаимоотношения этих пород остается открытым.

Граниты не только вдоль контактов, но и во внутренних частях массива обычно в различной степени катакла-зированы. При этом, даже если граниты внешне выглядят не затронутыми деформацией, то под микроскопом почти всегда обнаруживают признаки катаклаза. Мощность катаклазитов, разделяющих блоки массивных (или относительно массивных) гранитов, в большинстве случаев варьирует от 5–10 см до 1–2 м, но может достигать 30–50 м. Сланцеватость в катаклазированных породах преимущественно северо-северо-восточная при крутом северо-западном падении.

Граниты, слагающие основной объем Малдинского массива, состоят из кварца (30–45 %), микроклина (25–35), плагиоклаза (15–20) и биотита (около 5 %). В мусковит-содержащих гранитах содержание белой слюды может достигать 5 %. Акцессорные минералы представлены цирконом, турмалином, ортитом, апатитом, титанитом, изредка монацитом. Вторичные минералы: серицит, хлорит, эпидот.

Первичная текстура гранитов, не нарушенных катаклазом, массивная. Структура пород порфировидная, средне- и крупнокристаллическая, гранитная (гипидиоморфная). Порфировые выделения полевых шпатов разбиты трещинами, вдоль которых проявляется грануляция минерала, кварц также гранулирован и, как правило, аномально двуосен. В основной массе породы катаклаз обычно выражен сильнее, чем в порфировых выделениях.

По химическому составу породы массива принадлежат к известково-щелочному ряду. От типичных гранитов А-типа [27] они отличаются пониженным количеством кремния, циркония, иттрия и повышенным – магния, кальция и стронция. В проанализированной пробе гранита (проба БЛ-311) содержание основных петрогенных оксидов (в мас.%) и малых элементов (г/т) следующее: SiO2 – 72,90, Al2O3 – 11,79, Fe2O3 – 1,08, FeO – 1,81, MgO – 0,65, CaO – 1,93, Na2O – 3,94, K2O – 4,26, P2O5 – 0,10, Ga – 19, Rb – 176, Sr – 100, Y – 26, Zr – 67, Nb – 19. По этим параметрам опробованные граниты сопоставимы с сиалическим подтипом гранитов I-типа [там же].

Что касается данных об изотопном возрасте гранитов Малдинского массива, то до некоторых пор имелись только К-Ar, Rb-Sr и Pb-Pb определения. Из имеющихся К-Ar и Rb-Sr возрастных значений только два (525±25 и 520±18 млн лет) могут соответствовать реальной геологической ситуации [28]. Определение Pb-Pb возраста цирконов из гранитов методом термоионной эмиссии, выполненное В. Л. Андреичевым, дало значение 584±9 млн лет. Этим же исследователем были получены Pb-Pb датировки цирконов из субвулканических риолитов, расположенных к северу от Малдинского массива: 516±19 и 519±17 млн лет [25]. Первые возрастные характеристики с использованием U-Pb систематики были опубликованы только в 2020 г. Они приведены в статье А. А. Соболевой [28], которой выполнены U-Pb (SIMS) определения возраста циркона из той же пробы гранита и одной из двух проб риолита, ранее послужившими объектами Pb-Pb датирования для В. Л. Андреичева. Для гранита средний конкордантный возраст циркона составил 551±5 млн лет, для риолита –

495±4 млн лет. Раннепалеозойский возраст риолитов, как справедливо отмечает А. А. Соболева, не укладывается в представления о позднерифейско-вендском возрасте саблегорской свиты, составной частью которой они считаются [3]. Полученный существенный возрастной разрыв гранитов и риолитов как по данным Pb-Pb, так и U-Pb определений не исключает правомерность представлений об отсутствии генетической связи с гранитами по крайней мере части кислых вулканитов, которые могут быть проявлением раннепалеозойского магматизма [28].

Однако тесная пространственная связь и близкие петро- и геохимические характеристики гранитов и кислых вулканитов [3, 29], а также имеющиеся сопоставимые с малдинскими гранитами возрастные характеристики риолитов хр. Малдынырд (603–550 млн лет), приведенные в работах Л. Т. Беляковой [30], С. Г. Червяковского и др. [31], В. Н. Иванова и др. [3], дают основание отнестись с осторожностью к такому выводу. Кроме того, в данном случае не исключено пространственное совмещение двух фаз вулкано-плутонических серий СМК, поздняя из которых может иметь раннекембрийский возраст.

Материалы и методы

С целью получения дополнительных данных об условиях кристаллизации и возраста малдинских гранитов нами была отобрана проба БЛ-311 в восточной части массива на левом берегу левого безымянного притока р. Балбанью в 2-х км к югу от оз. Мал. Балбанты. Координаты точки отбора пробы: 65°07’47,0’’ с. ш.; ВД 60°11’30,4’’ в. д. (рис. 3).

Обнажение гранитов представлено небольшими коренными выходами и крупноглыбовыми элювиальными развалами пород. Граниты светло-серые, порфировидные, среднезернистые, однородные, умеренно рассланцован-ные. Порфировые выделения сложены микроклином, размером 2–3 см. Породообразующие минералы: кварц, микроклин, плагиоклаз, биотит. Акцессорные минералы: циркон, апатит, турмалин, ортит. Содержания петроген-ных оксидов в породах определены методом классического химического анализа в лаборатории химии минерального сырья. Определение редких и редкоземельных элементов в граните выполнялось на масс-спектрометре с индуктивно-связанной плазмой Agilent 7700x.

Проба для извлечения зерен циркона была измельчена в ступе до размера <0,25 мм и промыта в проточной водопроводной воде до серого шлиха. Полученный серый шлих был разделен на фракции с использованием бромоформа, магнитной и электромагнитной сепараций. Извлеченные под бинокуляром зерна циркона из тяжелой немагнитной фракции изучали в проходящем и отраженном свете с помощью поляризационного микроскопа БиОптик СР–400. Микрозондовые исследования проводили на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 LMH c энерго-дисперсионной приставкой X-MAX50 mm Oxford instruments при ускоряющем напряжении 20 кВ, диаметре зонда 180 нм и области возбуждения до 5 мкм, и сканирующего электронного микроскопа JSM–6400 с энергетическим спектрометром Link, с ускоряющим напряжением

Axia ChemiSEM с выдвижным детектором катодолюминесценции RGB с диапазоном обнаружения длин волн: 350–850 нм.

Все вышеперечисленные исследования выполнены в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).

Изотопное датирование циркона выполнено U–Pb (LA-ICP-MS) методом, реализованным на базе одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR и установки для лазерной абляции UP-213 в ЦКП «Геоспектр» Геологического института Сибирского отделения РАН (Улан-Удэ). Пробоподготовка, анализ и расчет возраста выполнены согласно стандартным процедурам, описанным в статье [32]. Диаметр пучка лазера составлял 30 мкм. В качестве внешнего стандарта использовали зерна циркона 91500 [33], в качестве контрольных эталонов – GJ [34] и Plešovice [35].

Результаты изучения морфологии, внутреннего строения и химического состава зерен циркона

Циркон в пробе БЛ-311 представлен преимущественно прозрачными

Рисунок 3. Геологическая карта верховьев реки Балбанью (по: [3] с изменениями и дополнениями). Условные обозначения. 1 – саледская свита (O1-2); 2 – обеизская свита (O1); 3 – алькесвожская свита (Є3–O1); 4 – саблегорская свита (RF3–V1); 5 – мороинская свита (RF3); 6 – хобеинская свита (RF3); 7 – пуйвинская свита (RF3); 8 – саблегорские субвулканические образования: риолиты, дайки долеритов (RF3–V1); 9 – граниты; 10 – парнукский габбро-диоритовый комплекс (V1); 11 – мороинские субвулканические долериты (RF3); 12 – пуйвинские субвулканические долериты (RF3); 13 – геологические границы: a – стратиграфические и магматические, б –тектонические; 14 – элементы залегания плоскостных структур. Наименование гранитоидных массивов (цифры в кружках): 1 – Мал-динский, 2 – Народнинский, 3 – Сюрасьрузьский. Звездочкой показано место отбора пробы БЛ-311. Figure 3. Geological map of the northern part of the Subpolar Urals (according to: [3] with additions). Keys. 1 – Saledskaya Formation (O1-2); 2 - Obeizskaya Formation (O1); 3 – Alkesvozhskaya Formation (Є3-O1); 4 – Sablegorskaya Formation (RF3-V1); 5 – Moroinskaya Formation (RF3); 6 – Khobeinskaya Formation (RF3); 7 – Puivinskaya Formation (RF3); 8 – Sablegorskaya subvolcanic formations: rhyolites, dolerite dikes (RF3–V1); 9 – granites; 10 – Parnuksky gabbro-diorite complex (V1); 11 – Moroinsky subvolcanic dolerites (RF3); 12 – Puivinsky subvolcanic dolerites (RF3); 13 – geological boundaries: a – stratigraphic and igneous, б – tectonic; 14 – elements of bedding of planar structures. Names of granitoid massifs (numbers in circles): 1 – Maldinsky, 2 – Narodninsky, 3 – Syurasruzsky. The asterisk indicates the collection place of sample БЛ-311.

и полупрозрачными кристаллами темно-розового, розового и розовато-желтого цветов размером 50–300 мкм (рис. 4). В изученной пробе установлены пять морфотипов этого минерала (по И. В. Носыреву [36]). Преобладают зерна циркона гиацинтового морфоти-па, составляющие 55–60 % от общего количества зерен в выделенной монофракции минерала, и торпедовидного морфотипа (30–35 %). В небольших количествах отмечаются (в %) цирконы циртолитового (5–7), копьевидного (2–3) и цирконового (1–2) морфотипов.

Цирконы гиацинтового морфотипа

и током на образцах – 20 кВ и 2х10–9 A соответственно и сертифицированными стандартами фирмы «Microspec». Калибровку производили по кобальту (Сo). В качестве дополнительных стандартов использовали 55 стандартов фирмы Micro-Analysis Consultants ltd. Погрешность измерений (%): SiO2 до 0,30, ZrO2 до 0,50, HfO2 до 0,35, NbO2 до 0,40, FeO до 0,10.

Затем зерна циркона были помещены в эпоксидную шашку, которую шлифовали примерно до середины толщины зерен минерала и полировали. Катодолюминесцентные изображения полированных зерен циркона получены с использованием СЭМ ThermoFischer Scientific

(рис. 5, № 1–4) присутствуют в породе в виде кристаллов дипирамидально-призматического габитуса с наличием граней {100}, {111}, {110} и {331}, {131}. Зерна минерала прозрачные, розового цвета разной интенсивности, вплоть до темно-розового, редко с желтоватым оттенком. Коэффициент удлинения – 2–3,5. Размер зерен – 100–250 мм. Поверхность кристаллов слабо шероховатая. Иногда отмечается пористое строение краевых частей кристаллов (рис. 5, № 1–2). Внутреннее строение зерен характеризуется наличием осцилляторной зональности (рис. 6, № 1–4).

Среди включений (рис. 7, № 1–4) чаще всего присутствует апатит в виде мелких длиннопризматических

Рисунок 4. Изображения зерен циркона из гранитов Малдинского массива в отраженном свете (проба БЛ-311).

Figure 4. Images of zircon grains from granites of the Maldinsky massif in reflected light (sample БЛ-311).

полупрозрачный и непрозрачный. Цвет розовато-желтый. Присутствуют грани призмы {110} и дипирамид {111}, {101}, {331}. Поверхность кристаллов слабо шероховатая. Иногда по краю кристалла на BSE-снимках видны пористые зоны (рис. 5, № 13). Внутреннее строение характеризуется наличием осцилляторной зональности (рис. 6, № 9–12). Среди включений (рис. 7, № 8, 9) отмечаются апатит, мусковит, альбит, а также газово-жидкие включения. Расположение включений обычно хаотичное.

Цирконы копьевидного морфотипа (рис. 5, № 14–17) представлены прозрачными умеренно-удлиненными зернами (Кудл.=2.5–3), образованными гранями призм {100}, {110} и ди-пирмиды {311}, {331}. Минерал имеет розовый и темно-розовый цвета, иногда с желтоватым оттенком. Размер зерен – 150–250 мкм. Поверхность кристаллов слабо шероховатая. Цирконы копьевидного морфотипа отличаются от других морфотипов постоянным присутствием ядер этого же минерала (рис. 6, № 13–16), но, как будет показано далее, с существенно более древними изотопными характеристика кристаллов вплоть до игольчатых, редко в виде изоме-тричных выделений. Иногда встречаются включения мусковита, альбита, монацита и титанита, а также газово-жидкие включения. В целом обнаруженные включения расположены хаотично, лишь монацит, как правило, приурочен к краю кристаллов циркона.

Цирконы торпедовидного морфотипа (рис. 5, № 5–9) также имеют длиннопризматический габитус, но отличаются от вышеописанных разновидностей набором главных граней: {100}, {110}, {113}, {112} и {311}, что дает основание отнести их к названному морфотипу. Кристаллы сильно удлиненные (Кудл.=4–10), и в своем большинстве имеют игольчатый вид. Размер зерен по длинной оси составляет 50–300 мкм. При этом преобладают мелкие зерна. Минерал прозрачный и в основном окрашен в бледные розовато-желтые тона, но изредка встречаются и темно-окрашенные розовые разновидности. Поверхность кристаллов гладкая. В отдельных зернах по краю кристалла, как правило, на гранях дипирамид отмечаются пористые зоны (рис. 5, № 9). На CL-снимках видно, что краевые части кристаллов имеют отчетливую осцилляторную зональность (рис. 6, № 5–8). Внутренние части кристаллов характеризуются разной зональностью: полосовидной, пятнистой, неоднородной. Среди включений (рис. 7, № 5–7) преобладает апатит, который представлен игольчатыми и длиннопризматическими кристаллами, а также зернами изометричной формы. Встречаются мусковит, альбит, биотит, кварц, реже – титанит, монацит и алланит, а также газово-жидкие включения. Включения расположены хаотично, иногда симметрично зональности.

Цирконы циртолитового морфотипа (рис. 5, № 10–13) отличаются от других морфотипов короткопризматическим обликом (Кудл.=1–2), выдержанным размером зерен (100–150 мкм) и меньшей степенью прозрачности. Минерал ми. Обрамляющие ядра краевые части кристаллов обнаруживают осцилляторную зональность с невыдержанной толщиной отдельных зон, подчеркивающих изменение формы минерала в процессе роста. Среди включений (рис. 7, № 10–12) чаще всего отмечаются апатит, изредка – мусковит, альбит, монацит, калиевый полевой шпат, а также газово-жидкие включения. Следует отметить, что в цирконах этого морфотипа минеральные включения, за исключением «древних» ядер, встречаются значительно реже, чем в цирконах гиацинтового, торпедовидного и циртолитового морфотипов, и апатит в них имеет, как правило, изометричные формы.

Цирконы цирконового морфотипа (рис. 5, № 18–22) образуют прозрачные розовато-желтые кристаллы ди-пирамидально-призматического габитуса, образованные призмой {110} и дипирамидой {111}. Коэффициент удлинения – 2–2,5. Размер зерен – 150–250 мкм. Поверхность кристаллов слабо шероховатая. По краю зерен иногда отмечаются пористые зоны (рис. 5, № 21). Внутреннее строение зерен неоднородное. Внешние зоны в большинстве случаев характеризуются осцилляторной зональностью, параллельной ориентировке граней (рис. 6, № 18, 19), но иногда грани дипирамид секут элементы зональности (рис. 6, № 17). Встречаются зерна без видимой оптической зональности (рис. 6, № 20). Зональность центральных частей зерен чаще всего пятнистая, с разной степенью контрастности (рис. 6, № 1, 2, 4). Иногда присутствуют ядра, сложенные цирконом округлой формы, вероятно, обломочной природы (рис. 6, № 19). Среди включений (рис. 7, № 13, 14) превалирует апатит, который представлен хорошо ограненными призматическими кристаллами, а также образует с цирконом сростки. Другие минеральные включения отмечаются крайне редко.

Рисунок 5. Морфологические разновидности цирконов в гранитоидах Малдинского массива. SEМ-фото-графии. Морфотипы цирконов по: [36]: 1–4 – гиацинтовый; 5–9 – торпедовидный; 10–13 – циртолитовый; 14–17 – копьевидный; 18–22 – цирконовый.

Figure 5. Morphological varieties of zircons in the granitoids of the Maldinsky massif. SEM-images. Zircon morphotypes according to: [36]: 1–4 – hyacinth, 5–9 – torpedo-shaped, 10–13 – cyrtolite, 14–17 – lanceolate, 18–22 – zircon-shaped.

элемента изменяется (в мас.%) от 0,78 до 2,53 при среднем значении 1,81 %. Из этого интервала выбиваются два определения: 3,41 и 3,44 %, полученные для краевых частей зерен минерала с хорошо выраженной пористостью. Сравнение содержаний гафния в центральных и краевых частях зерен показывает, что края почти во всех случаях обогащены этим элементом, в среднем – на 0,46 мас.%. В четырех зернах циркона (в шести точках) установлено наличие ниобия (0,83–1,35 % NbO3) и в двух зернах (в двух точках) – железа (0,35 и 0,68 % Fe2O3).

Результаты U–Pb (LA-ICP-MS) датирования зерен циркона

Всего получено 35 возрастных определений в 34 зернах циркона. Из них 13 значений с высокой дискордантностью (D>10 %) исключены из рассмотрения. Оставшиеся 22 анализа приведены в таблице. Выделяются две возрастные популяции. Основная, включающая 20 измерений, имеет диапазон 206Pb/238U возрастов – 550–615 млн лет. При этом одно значение (615±6 млн лет) выбивается из возрастного интервала, образованного остальными 19 определениями: 550–563 млн лет.

Второстепенная популяция представлена двумя значениями 207Pb/206Pb возрастов: 1198 и 1669 млн лет.

Аномально высокие возрастные определения получены по ядрам цирконов копьевидного морфотипа. Для одного копьевидного зерна циркона с хорошо выраженным ядром (рис. 6, № 15) сделано два измерения: в ядре (на рисунке виден след кратера) и краевой части. Получены следующие

Химический состав цирконов определен в 20 зернах (в 58 точках), в том числе: в трех зернах (семи точках) в цирконах гиацинтового морфотипа, 5 (14) – торпедовидного, 3 (10) – циртолитового, 5 (18) – копьевидного и 4 (9) – цирконового морфотипов. Во всех зернах циркона установлено наличие гафния. Содержание оксида этого значения: для ядра – 1484±32 млн лет, для краевой части – 555±5 млн лет. К сожалению, для возрастного определения в ядре дискордантность оказалась выше допустимой (D=23 %), поэтому этот анализ наряду с другими определениями с высокой дискордантностью не включены в таблицу. Аналогичные ядра установлены также в отдельных

Рисунок 6. Внутреннее строение цирконов в гранитоидах Малдинского массива. CL-изображения. Морфотипы цирконов по: [36]: 1–4 – гиацинтовый; 5–8– торпедовидный; 9–12 – циртолитовый; 13–16 – копьевидный; 17–20 – цирконовый. Номера зерен циркона соответствуют номерам в таблице. Черный кружок – положение аналитического кратера.

Figure 6. Internal structure of zircons in the granitoids of the Maldinsky massif. CL-images. Zircon mor-photypes according to: [36]: 1–4 – hyacinth, 5–8 – torpedo-shaped, 9–12 – cyrtolite, 13–16 – lanceolate, 17–20 – zircon-shaped. The zircon grain numbers correspond to the numbers in Table 1. The black circle is the position of the analytical crater.

Результаты

и их обсуждение

Наличие в гранитах Малдинско-го массива разнообразных по морфологическим особенностям зерен циркона дает возможность проследить изменение условий кристаллообразования при формировании пород. По данным И. В. Носырева и его коллег [36], предложивших полигенерационную концепцию разнообразия морфологических типов циркона, кристаллизация цирконового и гиацинтового мор-фотипов связана с магматической стадией образования гранитов (ранней и поздней соответственно), копьевидных цирконов – с пегматитовой, топедовидных – с пневма-толитовой и циртолитовых – с гидротермальной стадиями. Как было отмечено выше, в изученных нами гранитах выявлены все перечисленные морфотипы цирконов и результаты выполненных исследований в целом подтверждают отмеченную последовательность морфологических особенностей циркона, но с некоторыми отличиями.

Установленные в гранитах Малдинского массива цирконы цирконового морфотипа отличаются от поздних генераций циркона, связанных с заключительными стадиями кристаллизации магмы и постмагматическими процессами (торпедовидного и циртолитово-го морфотипов), бедным набором минеральных включений, которые обычно представлены только апатитом – одним из наиболее ранних акцессорных минералов, образующихся до начала массовой кристаллизации расплава [там же]. Апатит представлен преимущественно хорошо ограненными призматическими кристаллами и встречается в виде относитель зернах циркона цирконового морфотипа, но они, к сожалению, не проанализированы.

Конкордантный возраст основной популяции зерен циркона, указывающий, по нашему мнению, на время кристаллизации гранитов Малдинского массива, составляет 555±2 млн лет (рис. 8).

но крупных включений в цирконе, а также образует с ним сростки (рис. 7, № 13, 14). Кроме того, в цирконе цирконового морфотипа присутствуют округлые ядра, по-видимо-му, более древнего циркона (рис. 6, № 19), что также может указывать на раннее образование минерала, так как условия для контаминации материала вмещающих пород могли быть благоприятными именно на ранних стадиях

Рисунок 7. Минеральные включения в зернах циркона из гранитов Малдинского массива.

Морфотипы цирконов по: [36]: 1–4 – гиацинтовый; 5–7– торпедовидный; 8, 9 – циртолитовый; 10–12 – копьевидный; 13, 14 – цирконовый.

Условные обозначения. Ab – альбит; Ap – апатит; Kfs – калиевый полевой шпат; Mus – мусковит; Mnz – монацит; Qz – кварц; Tn – титанит.

Figure 7. Mineral inclusions in zircon grains from granites of the Maldinsky massif

По-видимому, с раннемагматической стадией связано также образование цирконов копьевидного морфотипа. Они сопоставимы с цирконами цирконового морфотипа наличием древних цирконовых ядер и бедным набором минеральных включений. Полученные U-Pb изотопные датировки цирконовых ядер, которые превышают 1,0 млрд лет, свидетельствуют об их аллоти-генном происхождении и, очевидно, имеют контаминационную природу. Как было отмечено выше, условия для контаминации материала вмещающих пород в большей степени могли быть реализованы на ранних стадиях кристаллизации расплава. Предложенная последовательность образования цирконов: цирконовый морфотип → копьевидный морфотип, обосновывается тем, что копьевидные цирконы содержат кроме апатита и монацита (минералов, которые могут

Zircon morphotypes according to: [36]: 1–4 – hyacinth; 5–7 – torpedo-shaped; 8, 9 – cyrtolite; 10–12 – lanceolate; 13, 14 – zircon-shaped.

Keys. Ab – albite; Ap – apatite; Kfs – potassium feldspar; Mus – muscovite; Mnz – monazite; Qz – quartz; Tn – titanite.

относиться к ранней популяции акцессориев) включения альбита, калиевого полевого шпата и мусковита (рис. 7, № 10-12).

Образование гиацинтовых и торпедовидных морфотипов, резко доминирующих среди мор-

Рисунок 8. Диаграмма Аренса-Везерилла с конкордией и U–Pb возрастом циркона из гранитов Малдинского массива (проба БЛ-311).

Figure 8. Arens–Weserill diagram with concordia and U–Pb age of zircon from granites of the Maldinsky massif (sample БЛ-311).

кристаллизации расплава. Перечисленное дает основание считать, что циркон цирконового морфотипа связан с раннемагматической стадией формирования гранитов.

фологических разновидностей цирконов в гранитах Малдинского массива (суммарное содержание составляет около 90 % от общего количества зерен этого минерала в породе), связано с массовой кристаллизацией расплава. Относительно крупные и однородные по размерам зерна гиацинтовых цирконов могут указывать на насыщенность расплава цирконием на магматической стадии, тогда как удлиненные, игольчатые, разные по размеру, но преимущественно мелкие кристаллы торпедовидных цирконов могли формироваться в условиях локального насыщения цирконием на более поздней пневматолитовой стадии формирования массива. Наличие относительно большого количества циркона торпедовидного типа в гранитах (30-35 %), наряду с развитием в краевых частях массива турмалина, свидетельствуют о существенной роли пневматолитовой стадии в формировании Малдинского массива и, в свою очередь, указывают на относительно малоглубинные (гипабиссальные) условия кристаллизации пород.

Небольшое количество циртолитовых цирконов, образование которых связывается с гидротермальной стадией образования гранитов [36], коррелирует со слабым проявлением гидротермальных преобразований в рассматриваемых породах.

Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования цирконов из гранитов Малдинского массива (проба БЛ-311)

Results of U-Pb (LA-ICP-MS) dating of zircons from the granites of the Maldinsky massif (sample БЛ-311)

Зерно, кратер	Содержание, ppm			Th/U	Изотопные отношения ±% (1σ)			Rho	Возраст, млн лет ± 1σ		D,%
	Pb	Th	U		206 Pb/ 238 U	207 Pb/ 235 U	207 Pb/ 206 Pb		206 Pb/ 238 U	207 Pb/ 206 Pb
1	199	3558	2124	1,52	0,0891±0,8	0,7190±8,1	0,0586±0,7	0,2	550±4	551±27
2	70	519	739	0,64	0,0905±0,8	0,7149±8,7	0,0574±0,8	0,2	558±5	505±29	-2
3	28	109	299	0,34	0,0908±0,8	0,7331±12,0	0,0586±1,0	0,2	560±5	552±38	0
4	73	513	761	0,62	0,0910±0,8	0,7321±10,9	0,0584±0,9	0,2	561±5	546±35	-1
5	32	351	336	0,96	0,0906±0,8	0,7151±10,5	0,0573±0,9	0,2	559±5	502±35	-2
6	27	99	249	0,31	0,0891±0,8	0,7148±11,6	0,0583±1,0	0,1	550±5	539±38	0
7	30	68	317	0,19	0,0896±0,8	0,7254±11,2	0,0588±1,0	0,1	553±5	558±36	0
8	33	259	342	0,68	0,0913±0,8	0,7317±12,5	0,0582±1,1	0,1	563±5	535±40	-1
9	76	427	803	0,49	0,0905±0,9	0,7335±12,9	0,0588±1,1	0,1	559±5	560±40	0
10	49	128	523	0,22	0,0893±0,9	0,7176±14,6	0,0583±1,3	0,1	552±5	541±47	0
11	42	249	445	0,49	0,0900±0,9	0,7417±13,9	0,0598±1,2	0,1	556±5	597±42	1
12	32	285	337	0,76	0,0906±0,9	0,7561±15,5	0,0606±1,3	0,1	559±5	623±46	2
13	39	49	407	0,11	0,0897±0,9	0,7226±14,5	0,0585±1,2	0,1	554±5	547±46	0
14	34	107	111	0,88	0,2922±2,7	4,1252±60,6	0,1025±1,6	0,2	1652±13	1669±29	0
15	89	62	951	0,06	0,0898±0,8	0,7198±11,3	0,0582±1,0	0,2	555±5	535±37	-1
16	19	38	91	0,37	0,1922±1,9	2,1195±43,6	0,0800±1,7	0,1	1133±10	1198±42	2
17	116	890	1234	0,66	0,0901±0,8	0,7334±8,4	0,0591±0,8	0,2	556±5	570±28	0
18	44	350	467	0,68	0,0898±0,8	0,7185±9,4	0,0581±0,8	0,2	554±5	532±32	-1
19	54	249	574	0,39	0,0894±0,8	0,7165±±8,9	0,0582±0,8	0,25	552±5	535±30	-1
20	51	274	484	0,52	0,1001±1,0	0,8347±15,2	0,0605±1,2	0,1	615±6	622±41	0
21	80	462	842	0,50	0,0905±0,9	0,7338±12,6	0,0588±1,1	0,2	559±5	561±39	0
22	59	471	629	0,69	0,0902±0,9	0,7389±13,2	0,0595±1,1	0,1	557±5	585±41	1

Примечание. Номера зерен циркона соответствуют приведенным на рис. 6. Морфотипы цирконов по [36]: 1–4 – гиацинтовый; 5–8 – торпедовидный; 9–12 – циртолитовый; 13–16 – копьевидный; 17–20 – цирконовый. Анализы № 21 и 22 получены по обломкам зерен циркона и на рис. 6 не показаны (№ 21 – циртолитовый морфотип, № 22 – цирконовый морфотип). Черный кружок – положение аналитического кратера.

Note. Zircon grain numbers correspond to those shown in Fig. 6. Zircon morphotypes according to: [36]: 1–4 – hyacinth; 5–8 – torpedo-shaped; 9–12 – cyrtolite; 13–16 – lanceolate, 17–20 – zircon-shaped. Analyses № 21 and 22 were done using fragments of zircon grains and are not shown in Fig. 6 (№ 21 – cyrtolite morphotype, № 22 – zircon-shaped morphotype). The black circle is the position of the analytical crater.

Сопоставимое содержание гафния и одинаковая химическая зональность в отношении этого элемента (увеличение от центра к краю) в разных морфотипах циркона могут указывать на относительно стабильные условия кристаллизации гранитоидов в процессе их формирования. Рыхлое пористое строение краевых частей зерен может быть свидетельством повышения кислотности среды кристаллизации на поздних стадиях формирования гра-нитоидов [37].

Как было отмечено выше, конкордантный возраст основной популяции зерен циркона составляет 555±2 млн лет при колебании частных определений в пределах 550–563 млн лет. Сравнение датировок для разных морфотипов цирконов не выявило каких-либо закономерностей. Это можно объяснить небольшим количеством анализов, полученных для отдельных морфотипов циркона: от четырех до пяти, а также недостаточно высокой точностью метода. Однако этот факт можно расценить и как признак относительно высокой скорости кристаллизации пород, что подтверждает вывод о малоглубинных условиях становления Малдинского массива. Величина отношения Th/U варьирует в пределах 0,06–1,52 (таблица). В основном значения этого параметра отвечают цирконам магматического генезиса. Значимые различия величины

Th/U для выделенных морфотипов циркона не установлены. Возможно, это, как и для возрастных датировок, объясняется небольшим количеством анализов и недостаточно высокой точностью метода исследований.

Округлая и «неправильная» форма древних ядер в цирконах цирконового и копьевидного типов, скорее всего, связана с частичным оплавлением захваченных гранитным расплавом зерен этого минерала из вмещающих пород на ранней стадии кристаллизации гранитои-дов. Зерна циркона с таким U-Pb возрастом отмечаются в метатерригенных отложениях всего верхнедокембрийского разреза в обрамлении Малдинского массива: в пуй-винской, хобеинской и мороинской свитах [38].

Конкордантный возраст основной популяции зерен циркона – 555±2 млн лет, указывающий на время кристаллизации гранитов Малдинского массива, в пределах ошибки определений соответствует возрасту пород, полученному ранее А. А. Соболевой [26] – 551±5 млн лет.

По имеющимся данным U-Pb датирования зерен циркона из гранитов Приполярного Урала аналогичный или близкий возраст имеют I граниты Лапчавожского [39] и Народнинского [40] массивов северной части Ляпин-ского антиклинория: 558–553 и 548–544 млн лет соответственно.

Таким образом, начало формирования гранитоидов I-типа собственно СМК, связанное с протоуральско-ти-манской коллизией [7], определяется рубежом около 560–550 млн лет назад, т. е. фактически границей раннего и позднего венда [41]. Верхнее возрастное ограничение гранитоидов I-типа СМК остается под вопросом. Наиболее молодые изотопные датировки по цирконам из этих гранитоидов, отвечающие геологическим данным, близки значению около 540 млн лет [6 и ссылки в этом источнике]. В качестве возможного верхнего возрастного ограничения гранитоидов I-типа СМК можно также рассматривать имеющиеся U-Pb определения цирконов из гранитов второй фазы. Наиболее представительные геохронологические данные имеются по лейкогранитам Маньхамбовского массива, где вариация U-Pb возрастов зерен циркона находится в пределах 524–489 млн лет [42, 43]. U-Pb возраст цирконов в гранитах второй фазы (А-типа) Народнинского массива: 518±10 и 515±8 млн лет [40]. Приведенные цифры по цирконам из гранитов второй фазы СМК указывают на возможный минимальный верхний возрастной предел формирования гранитоидов I-типа, тогда как истинное значение этого возрастного рубежа может быть больше, вплоть до 540 млн лет. Поэтому наиболее реалистичным представляется ограничение возраста гранитоидов I-типа СМК интервалом 560–540 млн лет назад.

Вопрос о возрастных ограничениях гранитов второй фазы СМК пока следует признать нерешенным. U-Pb возраст цирконов из вулканитов лаптопайской свиты, которая выделяется в рассматриваемом районе в качестве орогенной молассы тиманид, составляет 522–514 млн лет [44, 45]. Этими возрастными значениями ограничивается время проявления тиманского тектогенеза и, соответственно, связанных с ним процессов магматизма. Из имеющихся в настоящее время U-Pb датировок цирконов из гранитов второй фазы СМК только наиболее древние сопоставимы с возрастом вулканитов лаптопайской свиты и могут указывать на время завершения кристаллизации гранитов второй фазы СМК. Нижняя возрастная граница гранитоидов этой группы остается неясной. Более молодые возрастные значения, скорее всего, являются «омоложенными» в связи с термальной активизацией и рифтогенезом, предваряющими начало Уральского тектоно-магматического цикла.

Заключение

Процессы гранитообразования в Приполярно-Североуральском сегменте земной коры, представленном в современной структуре Ляпинским антиклинорием, проявлялись в течение длительного времени, начиная по крайней мере с конца раннего протерозоя, но развивались дискретно с большим перерывом, приходящимся на значительную часть рифейского периода.

Наиболее масштабно на рассматриваемой территории гранитогенезис проявился на коллизионном и постколи-зионном этапах тиманского тектогенеза, преимущественно в позднем венде и раннем кембрии. С ними связано образование сальнеро-маньхамбовского комплекса (СМК), включающего граниты и гранодиориты с петрогеохимиче-скими характеристиками I-типа (первая фаза) и лейкократовые граниты с петрогеохимическими характеристиками А-типа (вторая фаза).

Малдинский массив, который нами рассматривается в качестве петротипа гранитоидов первой фазы СМК, представлен в основном салическим подтипом гранитов I-типа. Он сформировался в гипабиссальных условиях. На ранних стадиях кристаллизации расплава имела место контаминация материала вмещающих верхнерифейских метатерригенных отложений. На более поздних стадиях заметная роль принадлежала пневматолитовым преобразованиям пород. U-Pb возраст циркона, указывающий на время кристаллизации гранитов, оценивается датировками 551±5 и 555±2 млн лет.

В целом, с учетом всех имеющихся геологических и геохронологических данных время формирования гранито-идов I-типа СМК (первой фазы) можно оценить интервалом 560–540 млн лет назад, отвечающем позднему венду. Корректные данные о нижней возрастной границе грани-тоидов А-типа СМК (второй фазы) отсутствуют. Время завершения кристаллизации этой группы гранитоидов, как и проявлений магматизма, связанного с тиманским тектогенезом, в целом ограничивается возрастом вулканитов в разрезе лаптопайской орогенной молассы: 522–514 млн лет. То есть, формирование гранитоидов СМК происходило в интервале поздний венд-ранний кембрий.