Введение
Возраст осадочно-метаморфических и магматических комплексов, слагающих верхнедокембрийский фундамент Тимано-Печорского сегмента литосферы, отождествляемого с Печорской (Тимано-Печорской) плитой, длительное время остается предметом дискуссий. Его актуальность обусловлена наблюдаемым в научной литературе последних лет повышенным интересом к реконструкции докембрийского этапа развития Арктического сектора Земли, а корректное решение в немалой степени зависит от обоснования возраста структурно-вещественных комплексов современными прецизионными методами изотопной геохронологии.
В настоящее время при изотопном датировании магматических, метаморфических и осадочных пород наиболее востребованным изотопным минералом-хронометром является циркон. Современная масс-спектрометрическая аппаратура позволяет проводить локальный изотопный анализ Pb нанограммовых и меньших содержаний в пределах индивидуального зерна посредством масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на ионных микрозондах. Именно такие исследования предпринимаются нами для выяснения времени проявления интрузивного магматизма в докембрийской эволюции Печорской синеклизы.
Общие сведения по геологии Печорской синеклизы
Печорская синеклиза представляет собой крупную региональную тектоническую структуру в составе Печорской плиты, занимая пространство между Тиманом и Предуральским краевым прогибом, а Тиман является юго-западным ограничением плиты и включается в ее состав (рис. 1). Гетерогенный фундамент Печорской синеклизы слагают верхнедокембрийские осадочно-метаморфические и прорывающие их позднедокембрийские магматические образования, повсеместно погребенные под ордовикско-кайнозойским платформенным чехлом. На основании геофизических данных и результатов бурения в составе фундамента Печорской плиты по вещественному составу и характеру магматизма выделяются Большеземельская, Печорская, Ижемская и Тиманская зоны. Две первые зоны объединяются в Большеземельский мегаблок, а две вторые — в Тиманский мегаблок (Дедеев и др., 1974; Белякова, 1983; Дедеев, Запорожцева, 1985; Белякова и др., 2008). Граница между мегаблоками проводится по Припечорской разломной зоне, состоящей из Чаркаю-Пылемецкого и Илыч-Чикшинского глубинных разломов, простирающихся в северо-западном направлении от Урала до Печороморской впадины (Костюченко, 1994; Оловянишников и др., 1996). Разломы, не выраженные на поверхности, зафиксированы по положительной магнитной аномалии, именуемой Припечорской (Гафаров, 1970). Её продолжением в приуральской части плиты является Денисовская магнитная аномалия, создаваемая телами пород базитового и ультрабазитового состава, слагающими позднедокембрийские комплексы этой части региона (Иванов и др., 1986). Связь Припечорской аномалии с изверженными породами подтверждается результатами глубокого бурения.
Мощность платформенного чехла изменяется от 4—7 км в центральных частях впадин Печорской синеклизы до 1—4 км на сводах и поднятиях, поэтому выяснение строения и геодинамического развития фундамента синеклизы затруднено по причине ограниченности геологической информации, получаемой исключительно по керну более чем 200 скважин разных категорий глубиной до 5 км (Белякова и др., 2008).
Тиманский мегаблок формируют среднерифейские(?) — верхнерифейские терригенные и в меньшей степени карбонатные породы, выходящие на поверхность в пределах Тимана. В Ижемской зоне вскрытые скважинами сланцы того же возраста, с резким несогласием перекрываемые палеозойским осадочным чехлом, вполне сопоставляются по составу протолита со сланцами Тимана. Среди интрузивных образований преобладают гранитоиды, отдельными скважинами вскрыты монцониты, сиениты и диориты.
В Печорской зоне, включающей Припечорскую зону разломов, фундамент сложен дислоцированными верхнерифейско-вендскими (?) вулканогенными породами базальт-андезит-дацит-риолитовой известково-щелочной серии и их туфами с прослоями филлитовидных сланцев. Интрузивные образования кислого, среднего, основного и ультраосновного состава устанавливаются по геофизическим данным и по результатам бурения.
В Большеземельской зоне бурением вскрыта верхняя часть разреза фундамента, представленная верхнерифейско-вендскими (?) красноцветными и сероцветными ритмично-слоистыми терригенными и туфо-терригенными отложениями, среди которых существенна роль туффитов и кислых вулканитов. На более низких стратиграфических уровнях предполагается значительное развитие основных и ультраосновных пород. Скважинами вскрыты граниты и габбро.
Общее строение фундамента Печорской синеклизы и наблюдаемый спектр магматических пород послужили основанием интерпретировать Тиманский мегаблок как северо-восточную (в современных координатах) пассивную континентальную окраину Восточно-Европейского континента (Пучков, 1975; Гецен, 1991). Она простиралась до Припечорской зоны разломов, представляющей собой сутуру орогена Тиманид — след замыкания Печорского океана (Белякова, Степаненко, 1990, 1991; Пучков, 2005; Белякова и др., 2008) в результате аккреционных (Белякова и др., 2008) или коллизионных (Кузнецов и др., 2006, 2007) процессов. В этой зоне, а также в расположенных северо-восточнее Печорской и Большеземельской зонах обнаруживаются породы, образовавшиеся в условиях активной окраины (Белякова, Степаненко, 1991; Довжикова и др., 2000; Белякова и др., 2008).
До конца прошлого столетия суждения о возрасте магматических пород фундамента Печорской синеклизы, преимущественно гранитоидов, основывались на незначительном количестве K-Ar-возрастных определений (Акимова, 1980; Андреичев, Литвиненко, 2007; Gee et al., 2000), полученных в 70-е годы. Основная часть датировок приходилась на интервал 600—500 млн лет, что и давало основание считать породы венд-кембрийскими. Дальнейшие геохронологические исследования гранитов, а также диоритов были связаны с 207Pb/206Pb-датированием единичных зерен циркона методом ступенчатого испарения свинца (Kober, 1986, 1987) из пород Ижемской, Печорской и Большеземельской зон (Gee et al., 2000). Полученные значения возраста образуют узкий диапазон 567—551 млн лет, отвечающий границе раннего-позднего венда, которой в отечественной шкале геологического времени отводится интервал 570—555 млн лет (Стратиграфический кодекс…, 2006). При датировании индивидуальных зерен циркона по отношению радиогенных изотопов свинца отсутствует контроль конкордантности, поэтому соответствие измеренного 207Pb/206Pb-отношения (возраста) времени образования циркона и, соответственно, вмещающей его породы, остается в области предположений.
Таким образом, неопределенность возраста интрузивного магматизма фундамента Печорской синеклизы сохраняется, и для ее разрешения необходимы дополнительные аргументы. С этой целью нами были предприняты U-Pb (SIMS)-исследования циркона и получены современные возрастные данные по гранитоидам из разных зон.
В Ижемской зоне возраст цирконов из гранитов в скв. 1-Нижняя Омра составил 602 ± 2 млн лет, в скв. 1-Прилукская — 595 ± 14 млн лет, а в скв. 11-Малая Пера — 557 ± 1 млн лет (Андреичев и др., 2014б). Гранитоиды Припечорской разломной зоны, вскрытые скважинами 1-Чаркаю, 1-Южная Чаркаю, 1-Восточная Чаркаю и 54-Седуяха, объединяются в чаркаюский комплекс гранодиоритов и амфибол-биотитовых гранитов. По цирконам из всех скважин получены близкие значения возраста в интервале 555—544 млн лет (Андреичев и др., 2014а; Андреичев и др., 2017), свидетельствующие об их формировании при завершении тиманского тектогенеза в позднем венде. Сопоставимые результаты были получены по цирконам из гранитоидов Большеземельской зоны. Возраст цирконов из гранодиоритов в скв. 2-Веяк составил 607 ± ± 6 млн лет (Андреичев и др., 2023).
В настоящем сообщении мы приводим первые геохимические и U-Pb-данные по интрузивным породам из скважин 1-Северный Савинобор и 1-Новая, пробуренных в Печорской зоне (рис. 1).
Mетоды исследования
Концентрации петрогенных элементов, представленных в виде оксидов, определены методом традиционного химического анализа («мокрой химии») в ТП НИЦ (Ухта). Определения содержаний элементов-примесей выполнены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в ЦКП «Геоаналитик» Института геологии и геохимии УрО РАН (Екатеринбург), процедуры опубликованы (Ронкин и др., 2005).
U-Pb-датирование индивидуальных зерен циркона было выполнено на вторично-ионном микрозонде обратной геометрии SHRIMP-RG, принадлежащем Стэнфордскому университету и Геологической службе США, согласно стандартным процедурам (Ireland, Gibson, 1998; Coble et al., 2018). Катодолюминесцентные изображения цирконов были получены в той же лаборатории на сканирующем электронном микроскопе JEOL LV 5600, оснащенном катодолюминесцентным детектором. Обработка полученных аналитических данных проведена с использованием программы SQUID-2 (Ludwig, 2009). При построении диаграмм с конкордией в координатах 207Pb/235U — 206Pb/238U использовалась программа ISOPLOT/Ex (Ludwig, 2012). Отношения Pb/U нормированы на значение 206Pb/238U = 0.0668 в стандартном цирконе TEMORA, что соответствует возрасту 416.75 млн лет (Black et al., 2003).ет (Black et al., 2003).
Петрогеохимическая характеристика пород
В скв. 1-Северный Савинобор в интервале 4123—4744 м (забой) вскрыты диориты, на отдельных участках переходящие в габбродиориты и амфиболовые габбро, которые секутся телами микродиоритов и плагиогранитов с видимой мощностью от первых дециметров до 1—2 м. Диориты (рис. 2, a) — средне- и мелкозернистые массивные породы, сложенные зональным плагиоклазом состава An45–55 в центральных частях зерен и An45–30 по краям (40—60 об. %), зеленой роговой обманкой (20—35 об. %), кварцем (5—10 об. %), биотитом (0—10 об. %). Структура породы гипидиоморфнозернистая. Из вторичных минералов развиты хлорит, эпидот, клиноцоизит, карбонат, лейкоксен; из акцессорных — апатит, магнетит, гранат, циркон, титанит. Габбродиориты и амфиболовые габбро отличаются более высокими содержаниями темноцветных минералов. Химический состав пород представлен в табл. 1. Согласно петрохимической классификации породы относятся к семействам габброидов (габбро) и диоритов (габбродиориты и диориты).
Содержания и характер распределения элементов-примесей (табл. 2, рис. 3) в исследованных габбродиоритах (обр. 37, инт. 4474—4480 м) типичны для пород, образовавшихся в геодинамической обстановке незрелой островной дуги (Белякова и др., 2008). Для габбродиоритов характерны несколько повышенные по сравнению со средним составом нормальных толеитовых базальтов срединно-океанических хребтов (NMORB) (Pearce, 1982) содержания крупноионных литофильных элементов — K (0.6 %), Rb (10 г/т), Ba (223 г/т), Sr (311 г/т), а также Th (1.01 г/т) при заметном обеднении высокозарядными литофильными элементами — Ce (19.99 г/т), Sm (2.71 г/т), Yb (1,55 г/т), Y (9 г/т), Ta (0.14 г/т), Nb (1.88 г/т), Ti (0.33 %), Zr (12 г/т), Hf (0.77 г/т) и низких концентрациях Ni (12 г/т) и Cr (14 г/т). Также типично невысокое суммарное содержание редких земель (56 г/т), небольшое обогащение легкими редкими землями относительно тяжелых (LaN/YbN — 4.0) и отсутствие дефицита европия.
В скв. 1-Новая в интервале 4230—4501 м (забой) вскрыты амфиболовые габбро, прорванные гранодиоритами и плагиогранитами. Плагиограниты (рис. 2, b), из которых исследовались зерна циркона (обр. 67, инт. 4500—4501 м), имеют среднезернистую гипидиоморфнозернистую структуру и массивную текстуру. Они состоят из ксеноморфных зерен кварца и субидиоморфных табличек плагиоклаза (в примерно равных соотношениях), листочков биотита (10—15 об. %) и хлорита. Зерна плагиоклаза имеют зональное строение: более кальциевые ядра сильно соссюритизированы, в неизмененных внешних зонах (An30–35) отмечаются полисинтетические двойники. Биотит образует листочки размером 0.5—1.5 мм, плеохроирующие от красно-коричневого (Ng) до светло-желтовато-коричневого (Np). Его индивиды в разной степени хлоритизированы с выделением мелких зерен титанита и магнетита; по периферии некоторых чешуек развит серицит. Встречается парагенезис «хлорит + эпидот» (по биотиту), это позволяет предположить, что внутри выделений биотита до замещения могли сохраняться реликты амфибола. Акцессории представлены апатитом, титанитом и цирконом. По петрохимической классификации породы отвечают плагиогранитам.
Содержания и характер распределения элементов-примесей (табл. 2, рис. 3) типичны для гранитов, образовавшихся в глубинных частях зрелой островной дуги (Белякова и др., 2008). Характерно обогащение породы по сравнению с составом NMORB крупноионными литофильными элементами (K, Rb, Ba, Th) при невысоких концентрациях высокозарядных элементов (тяжелых REE, Ta, Nb, Ti, Y, Zr, Hf). При достаточно высоком суммарном содержании редких земель (176 г/т) характерно их дифференцированное распределение с заметным обогащением легкими редкими землями относительно тяжелых (LaN/YbN — 28.3). Отсутствие дефицита европия свидетельствует о том, что в очаге на этапе образования плагиогранитной магмы не происходило фракционирование плагиоклаза. Низкие содержания Ba (294 г/т), Rb (23 г/т), высокие концентрация Sr (360 г/т) и величина отношения K/Rb (423) при низких Rb/Sr (0.06) Rb/Ba (0.08) типичны для гранитов М-типа (по Whalen et al., 1987). По содержаниям Nb (13 г/т), Th (16 г/т) и U (4 г/т) рассматриваемые плагиограниты близки к гранитам I-типа.
U-Pb-возраст циркона
Скв. 1-Северный Савинобор. Исследовались цирконы из габбродиоритов (обр. 37, гл. 4474—4480 м). Кристаллы светло-розовые, прозрачные, с гладкими блестящими гранями длиной 0.1—0.2 мм при коэффициенте удлинения (Ку) 1—3 (преобладают зерна с Ку 1.5—2). Зёрна гиацинтового габитуса, в некоторых зёрнах со слабо и нормально развитой призмой, кроме пирамиды {111}, хорошо развиты дополнительные грани более вытянутых пирамид {221} или {331}. Отмечаются черные и красно-коричневые включения. Катодолюминесцентные изображения (рис. 4) демонстрируют наличие в большинстве зерен хорошо проявленной секториальной и пятнистой зональности. В зерне 7 наблюдается четкая эвгедральная осцилляционная зональность.
Результаты аналитических измерений 11 зерен приведены в табл. 3 и на рис. 5. Во всех зернах по отношению 206Pb/238U получены однородные значения возраста в интервале 660—710 млн лет.
Скв. 1-Новая. Анализировались зерна циркона из плагиогранитов (обр. 67, гл. 4500—4501 м). Кристаллы светло-розовые, прозрачные, с гладкими блестящими гранями. Размер 0.1—0.3 мм, в среднем 0.15—0.2 мм, Ку = 1.5—5, обычно 2—3. Зерна гиацинтового габитуса, одно с острой пирамидой {331} — обломок (около 0.3 мм) головки крупного кристалла. Содержат мелкие красно-коричневые включения. На катодолюминесцентных изображениях (рис. 6) в большинстве зерен циркона видна эвгедральная осцилляционная зональность с достаточно широкими зонами роста. Зональность внутренней части зерна 1 нарушена. В центральных частях зерен 4 и 8 наблюдаются черные включения. В зерне 10 зональность выражена слабо.
Результаты аналитических измерений в 10 зернах приведены в табл. 3. Положение семи фигуративных точек на графике (рис. 7) определяет кластер, соответствующий конкордантному возрасту 564 ± 5 млн лет. Из расчета исключены аналитические данные по зернам 10.1, 6.1 и 5.1. Заметим, что аналогичный возраст, равный 565 ± 8 млн лет, был установлен ранее при Pb-Pb (Pb-evaporation)-датировании единичных зерен циркона из пробы диорита в этой же скважине (Gee et al., 1998).
Заключение
Таким образом, новые геохимические данные и первые U-Pb (SIMS)-датировки цирконов из интрузивных пород Печорской зоны Большеземельского мегаблока фундамента Печорской синеклизы указывают на два эпизода островодужного магматизма. Возраст цирконов из габбродиоритов в скв. 1-Северный Савинобор, интерпретируемых как производные начальной стадии развития островной дуги, составляет 673 ± 7 млн лет, что соответствует завершению рифея. Позднеостроводужные плагиограниты скв. 1-Новая имеют возраст 564 ± 5 млн лет (граница раннего-позднего венда) и предшествуют орогенным гранитоидам Припечорской разломной зоны с U-Pb (SIMS)-возрастами 555—544 млн лет. Новые датировки в сочетании с полученными ранее свидетельствуют о том, что в пределах Большеземельского мегаблока фундамента Печорской синеклизы представлены магматические породы, формировавшиеся в надсубдукционной обстановке в позднем рифее — венде. Установленные эпизоды ранне- и позднеостроводужного, а затем коллизионного магматизма соответствуют последовательной континентализации этого сегмента земной коры.
