О ПРИРОДЕ ХАРАМАТОЛОУСКОЙ СТРУКТУРЫ И СООТНОШЕНИИ ВОЙКАРО-СЫНЬИНСКОГО И РАЙ-ИЗСКОГО УЛЬТРАМАФИТОВЫХ МАССИВОВ ПОЛЯРНОГО УРАЛА

1. ВВЕДЕНИЕ

Рай-Из и Войкар-Сыньинский ультраосновные плутоны Полярного Урала являются крупнейшими офиолитовыми массивами Урала и мира, с которыми связаны главные перспективы находок новых хромитовых месторождений в России. Это классические геологические объекты, описанные в ряде статей и монографий [Zavaritsky, 1932; Savelieva, 1987; Puchkov, Steinberg, 1990; Perevozchikov et al., 2005; Vakhrusheva et al., 2017; и др.]. Ультрабазитовый массив Рай-Из, с его наиболее крупными в современной России месторождениями хромитов, располагается непосредственно севернее Полярного круга, на стыке палеоконтинентального (западного) и палеоостроводужного (восточного) секторов Урала.

Хараматолоуский блок метаморфических пород представляет собой в целом достаточно редкую для Урала клиновидную поперечную структуру (рис. 1, 2, неправильный треугольник со сторонами около 30 км), располагающуюся между крупнейшими ультрабазитовыми массивами – Войкаро-Сыньинским и Рай-Из [Vakhrusheva et al., 2017] и сложенную продуктами регионального метаморфизма от зеленосланцевой фации до амфиболитовой. В региональном плане Хараматолоуская структура принадлежит к Центрально-Уральской мегазоне [Perfiliev, 1968; Ivanov, 2020; Ivanov, Puchkov, 2022а; и др.]. От терригенно-кремнистых батиальных [Voinovsky-Krieger, 1966; Puchkov, 1979; и др.] образований Лемвинской структурно-формационной зоны метаморфиты Хараматолоуского блока отделены зоной регионального Хараматолоуского разлома [Volovich, Dembovsky, 1967; Perfiliev, 1968], сопровождающегося тектоническим меланжем. Обычно считается, что в этом районе Хараматолоуский разлом фактически является частью ГУГРа (Главного Уральского глубинного разлома), он падает на восток под углом примерно 50–60°. В Хараматолоуском разломе фиксируются и левосдвиговые движения (см. рис. 1). Контакты метаморфитов Хараматолоуской структуры с дунитами и гарцбургитами райизко-войкарского и породами кэршорского дунит-верлит-пироксенит-габбрового и собского диорит-плагиогранитного комплексов тоже тектонические, здесь установлены [State Geological Map…, 2013; Vakhrusheva et al., 2017; и др.] взбросы и сдвиги, обычно левосторонние.

2. АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

В ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН проводились анализы на породообразующие окислы методом РФА на установках СРМ-35 и EDX-8000, а также микрозондовые анализы на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca-SX100 и определения редких и рассеянных элементов методом ICP-MS на NexION 300 (аналитики В.А. Булатов, Д.В. Киселева, Н.Н. Фаррахова и др.).

Химическая подготовка проб для Rb-Sr и Sm-Nd изотопных исследований проводилась в ЦКП «Изотопно-геохимические исследования» ИГХ СО РАН. Выделение чистых фракций стронция из геологических проб осуществлялось по двухстадийной схеме с использованием ионообменных смол BioRad AG 50W×8, 200–400 меш и BioRad AG 50×12, 200–400 меш по методике [Birck, 1986]. Для определения изотопного состава стронция и концентраций рубидия и стронция применялся метод изотопного разбавления с использованием смешанного трассера ⁸⁵Rb+⁸⁴Sr. Выделение чистых фракций неодима проводилось с использованием ионообменных смол BioRad AG-50W×12 200–400 меш для выделения суммы редких земель и LN-Eicrome для выделения чистых фракций неодима и самария по принятым методикам [Yang et al., 2010]. Для определения изотопного состава неодима и концентраций неодима и самария применялся метод изотопного разбавления с использованием смешанного трассера ¹⁴⁹Sm+¹⁵⁰Nd.

Измерения изотопного состава стронция выполнялись на 7-коллекторном масс-спектрометре Finnigan MAT-262 ЦКП «Геодинамика и геохронология» ИЗК СО РАН в статическом режиме. Правильность результатов определения изотопного состава оценивалась по результатам измерения стандартных образцов NBS-987 и BCR-2, которые в процессе проведения аналитических работ составили ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.710254±7 (2SD, n=45) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.705011±14 (2SD, n=7) соответственно. Анализ Rb проводился на модернизированном термоионизационном масс-спектрометре МИ-1201Т. Расчет изохронных возрастов производился в программе Isoplot v.3.70 [Ludwig, 2008]. При расчете изохрон для отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr принималась погрешность определения 1.0 % (отн.), а для ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(изм.) – 0.01 % (отн.).

Измерения изотопного состава Nd проводились в ЦКП «Изотопно-геохимические исследования» ИГХ СО РАН на 9-коллекторном MC-ICP-MS «NEPTUNE Plus» в статическом режиме. Изобарная интерференция ¹⁴⁴Sm на ¹⁴⁴Nd была всегда менее 10 г/т. Измерения изотопного состава и концентраций в стандартных образцах дали следующие результаты:

JNdi-1 (n=40), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512107±4 при рекомендованном значении 0.512115±7 [Tanaka et al., 2000]; BCR-2 (n=28) – ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512630±14; Nd=28.77±0.13 г/т; Sm=6.52±0.03 г/т; AGV-2 (n=8) – ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512769±16; Nd=30.3±0.02 г/т; Sm=5.42±0.03 г/т. Погрешности определения отношений ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd составили не более 0.003 и 0.4 % соответственно.

Определение ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраста проводилось в ИГМ СО РАН А.В. Травиным и его коллегами по методике, описанной в работе [Travin et al., 2009]. Фракции для исследований были завернуты в алюминиевую фольгу и запаяны после дегазации в кварцевых ампулах. Облучение проводилось в кадмированном канале исследовательского реактора Физико-технического института Томского политехнического университета (г. Томск). В качестве мониторов использовались навески стандартных образцов. Нейтронный градиент не превышал 0.5 % на размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Выделенные газы очищались с помощью двух последовательных ZrAl-SAES-геттеров. Измерения изотопного состава аргона выполнялись на масс-спектрометре Micromass 5400. Холостой опыт установки ступенчатого прогрева по ⁴⁰Ar не превышал n·0^-¹⁰ нсм³.

3. СТРАТИГРАФИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ТОЛЩ ХАРАМАТОЛОУСКОЙ СТРУКТУРЫ

Хараматолоуская серия, слагающая Хараматолоускую поперечную структуру, обычно подразделяется на три «свиты»¹ (снизу вверх): изъякырьюскую (R₂), степрузскую (R₂) и ивтысьшорскую (R₃). Все эти «свиты» были установлены при проведении геологосъемочных работ масштаба 1:50000 и др. [Kucherina et al., 1991; Korolev, Kachanov, 1990; Pryamonosov et al., 2000; Vakhrusheva et al., 2017]).

Изъякырьюская свита сложена главным образом чередующимися пачками следующих пород: гранат-амфибол-биотитовыми плагиогнейсами, амфиболитами и гранатовыми амфиболитами, углеродистыми биотит-мусковитовыми сланцами и кварцитосланцами (зачастую также с гранатом), гондитами и гондитоподобными породами (рис. 3). Присутствуют также достаточно редкие пачки мраморизованных известковистых метапесчаников и мраморов. Амфиболиты и гранатовые амфиболиты преобладают в северо-восточной части Хараматолоуской структуры, в верховьях р. Степрузь. Таким образом, изъякырьюская свита сложена как орто-, так параметаморфическими породами, степень метаморфизма которых доходит до амфиболитовой фации (см. ниже).

Степрузская свита представлена преимущественно разнообразными чередующимися парасланцами, содержащими кварц, альбит, биотит, актинолит, хлорит, цоизит, гранат и, реже, апатит в переменных количествах. Среди этих парасланцев присутствуют пачки гондитоподобных гранатовых кварцитов (иногда со сфеном и апатитом), а также мусковитовых (реже двуслюдяных) кварцитов и кварцитосланцев, иногда углеродистых. Отмечаются редкие маломощные прослои карбонатных мраморизованных метапесчаников. В разрезе присутствуют и подчиненные апобазальтовые (?) биотит-хлорит-актинолитовые и хлорит-актинолитовые сланцы. Парагенезисы обычно соответствуют низам амфиболитовой фации.

Отметим, что среднерифейский возраст изъякырьюской и степрузской свит был ранее принят в значительной мере условно, поскольку он не был доказан ни радиологическими датировками, ни стратиграфо-палеонтологическими данными. Разрезы обеих этих свит очень похожи и различаются преимущественно лишь по степени метаморфизма.

Ивтысьшорская свита представлена парасланцами кварц-альбит-хлорит-эпидот-актинолитовыми, хлорит-эпидот-кварц-альбитовыми, метаалевропесчаниками актинолит-хлорит-эпидот-кварцевыми, углеродисто-хлорит-актинолит-эпидот-кварцевыми сланцами, а также линзами белых, серых и темно-серых углеродистых мраморизованных известковистых метапесчаников и мраморов. Отмечаются прослои афировых метабазальтов с реликтовой миндалекаменной текстурой. Метаморфизм пород, как правило, не превышает уровня зеленосланцевой фации, причем в ряде случаев метаморфизм носит явно регрессивный характер. Ивтысьшорская свита была условно отнесена к верхнему рифею на основании находок нитчатых водорослей [Kucherina et al., 1991] в известковисто-углеродистых сланцах на западе Хараматолоуской структуры.

Во время государственного геологического картирования ГДП-200 (проводившегося ООО «Ямалгео» – А.П. Прямоносов, А.Е. Степанов, Г.Н. Бороздина и др.) в верхнем и среднем течении р. Степрузь (см. рис. 1; рис. 4) в метаморфизованных карбонатных сланцах ивтысьшорской свиты были найдены конодонты рода Palmatolepis или Polygnathus (верхний девон или девон – карбон соответственно, определения кандидата геол.-мин. наук Г.Н. Бороздиной) [Pryamonosov et al., 2000].

По сообщению Н.Б. Кузнецова [Kuznetsov, 2009, с. 159] «Г.Н. Бороздина любезно передала мне препараты с конодонтами из этих проб, которые были переданы позднее В.А. Аристову² (ГИН РАН) для дополнительного изучения и определения их родового и видового состава. По заключению В.А. Аристова, среди них присутствуют оба упомянутых выше рода, что позволяет рассматривать вмещающие их породы не древнее, чем верхнедевонские». Заметим, что определения Palmatolepis sp. достаточно для установления именно позднедевонского возраста, поскольку этот конодонтовый род имеет основополагающее значение для стратиграфии верхнего девона [Ziegler, Sandberg, 1990; и др.].

Вторая точка (см. рис. 1, обнажение № 534) находки конодонтов расположена в 7 км ниже по течению р. Степрузь (т.е. южнее) от первой. Обнажение хлорит-серицит-альбит-углеродисто-кварцитовых сланцев находится на правом берегу р. Степрузь, в 300 м выше устья руч. Воргашор, у уреза воды. Здесь присутствует пласт (мощность 1 м) черных хлорит-серицит-углеродисто-кварцитовых сланцев, содержащих до 5 % кристаллокластов плагиоклаза. Черные сланцы согласно перекрываются среднезернистыми амфиболитами, содержащими плагиоклаз в количестве 7–10 %, титаномагнетит и рутил – до 2 %. Подстилаются углеродистые сланцы зелеными альбит-актинолит-хлоритовыми сланцами. Все породы мелкоплойчатые; элементы залегания слоистости и совпадающей с ней сланцеватости – 65∟40. В пробе углеродистых сланцев (534-1) из нерастворимого остатка были выделены конодонты плохой сохранности (всего здесь было растворено в уксусной и плавиковой кислотах около 100 проб на конодонты). Конодонты неопределимые, но по некоторым признакам их можно отнести к ордовикским родам (заключение Г.Н. Бороздиной) [Pryamonosov et al., 2000].

Таким образом, образования хараматолоуской серии, которыми сложен Хараматолоуский блок, представляют собой в целом относительно однородный базальт-терригенный разрез, отдельные блоки которого отличаются преимущественно лишь степенью метаморфизма. Возраст образований хараматолоуской серии, судя по находкам конодонтов (и геохронологическим датировкам – см. ниже), ранне- и среднепалеозойский.

4. ПЕТРОГРАФИЯ АМФИБОЛИТОВ

Все исследованные в настоящей работе образцы представлены амфиболитами, различающимися соотношением главных минералов, структурно-текстурными особенностями, а также степенью низкотемпературных вторичных изменений.

Наиболее распространенной разновидностью являются равномерно-зернистые амфиболиты гранонематобластовой структуры (обр. Y-4229, Y-4231, Y-2514, Y-2516 и др.). Нередко встречаются и порфиробластовые/пойкилобластовые разности. Порфиробласты представлены плагиоклазом (обр. Y-4230, Y-4232, Y-4233) или эпидотом (обр. Y-4228, Y-2517). В порфиробластовых разностях пород зерна амфибола имеют призматическую форму и менее выраженную ориентировку, чем в гранонематобластовых. Последние характеризуются директивной текстурой, образованной ориентированными длиннопризматическими зернами амфибола. В образце У-4228 отмечается присутствие как призматических, более крупных индивидов минерала, так и ориентированных более мелких длиннопризматических кристаллов.

Главными минералами в породах являются амфибол, плагиоклаз и эпидот; второстепенными – мусковит (рис. 5, 6, 7) и, редко, биотит (рис. 8); постоянные акцессории – рутил и апатит. Содержание минералов варьируется значительно, но амфибол всегда преобладает. Амфибол в породе составляет 50–70 %, плагиоклаз – 15–25 %, эпидот – 10–25 %, мусковит – 3–5 %, биотит 2–3 %, рутил – 1–2 %, апатит – менее 1 %.

В амфиболитах пойкилобластовой структуры порфиробласты плагиоклаза насыщены идиоморфными включениями амфибола и эпидота (см. рис. 6).

Вторичные изменения проявлены локально в виде незначительного развития хлорита по амфиболу (см. рис. 7), титанита по рутилу, серицитизации плагиоклаза (см. рис. 5), формирования секущих микропрожилков и микролинз карбоната и кварца.

5. СОСТАВ МИНЕРАЛОВ АМФИБОЛИТОВ; РЕЗУЛЬТАТЫ ТЕРМОБАРОМЕТРИИ

Химический состав минералов исследован микрозондовым анализом в пяти полированных шлифах. Несмотря на довольно выдержанный набор главных породообразующих минералов, состав их заметно варьируется.

Амфибол по современной классификации [Hawthorne et al., 2012] соответствует паргаситу, магнезиогорнблендиту и тремолиту; по классификации [Leake et al., 1997] составы попадают в поля титанистого паргасита и эденита (рис. 9). В образце У-4228 встречаются противоположные случаи зональности по химическому составу – установлены как зерна паргасита с тремолитовой каймой, что отражает переход от амфиболитовой фации метаморфизма к зеленосланцевой, так и зерна тремолита с каймами паргасита. Мелкие призматические зерна амфибола представлены паргаситом. В образце Y-4229 прослеживается только обратная зональность, указывающая на прогрессивный характер метаморфизма. Встречаются образцы (У-4231), в которых амфибол представлен одним тремолитом. Составы амфиболов приведены в Прил. 1, табл. 1.1.

Эти особенности состава амфибола увязываются с петрографическими особенностями пород и могут свидетельствовать о существовании нескольких этапов метаморфизма в пределах изученного блока.

Плагиоклаз в большинстве исследованных образцов соответствует альбиту с редкими реликтами олигоклаза (Прил. 1, табл. 1.2). В образце Y-4229 весь плагиоклаз оказался олигоклазом An_13.4–16.1, сосуществующим с паргаситом и магнезиогорнблендитом. Наиболее бедными анортитом (An_0.7–1.9) являются плагиоклазы из порфирбластовых разностей амфиболитов.

Химический состав эпидота заметно варьируется в пределах каждого из образцов. Содержание железа в минерале изменяется в пределах FeO – 5.5–12.2 мас. % и обратно пропорционально содержанию Al₂O₃ – 23.5–28.5 мас. %. Наблюдается увеличение содержания железа по направлению от края зерна к его центру. Эпидот содержит микропримеси TiO₂, Cr₂O₃, MnO, MgO в количестве первых десятых, а Na₂O и K₂O – первых сотых мас. %. В отдельных зернах минерала наблюдаются участки неправильной формы, обогащенные РЗЭ, главным образом церием (Ce₂O₃ – 0.6–1.3 мас. %), неодимом (Nd₂O₃ – 0.3–1.0 мас. %) и лантаном (La₂O₃ – 0.3–0.4 мас. %) Суммарное содержание редкоземельных элементов в таких участках составляет 1.5–3.5 мас. % (Прил. 1, табл. 1.3).

Мусковит из исследованных амфиболитов содержит примеси хрома (Cr₂O₃ – 0.1–0.5 мас. %) и бария (BaO – 0.1–0.3 мас. %). Количество оксида натрия в минерале составляет 0.1–1.6 мас. % (Прил. 1, табл. 1.4). Рутил содержит примеси железа (FeO – 0.14–0.67 мас. %), ванадия (V₂O₃ – 0.25–0.65 мас. %), кальция (CaO – 0.16–0.32 мас. %) и хрома (Cr₂O₃ – 0.11–0.23 мас. %). Апатит по химическому составу относится к фторапатиту (F – 1.6–3.4 мас. %).

С помощью амфибол-плагиоклазового геотермометра [Holland, Blundy, 1994] и мономинерального амфиболового геобарометра [Schmidt, 1992] были определены PT-параметры образования пород. Результаты расчетов представлены на рис. 10. Выделяется два тренда изменения условий образования пород – регрессивный и прогрессивный. Регрессивный тренд характеризует снижение давления с 8.7 до 3.7 кбар при относительно постоянной температуре 420–470 °С вдоль низкотемпературной границы зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Такой характер изменения РТ-параметров установлен в образце У-4230 – порфиробластовом амфиболите. Прогрессивный тренд показывает одновременное увеличение температуры и давления с T=450–490 °С, P=3.7–5.0 кбар до T=595–626 °С, P=8.8–9.1 кбар, что соответствует условиям амфиболитовой фации. В чистом виде такой тренд установлен в образце У-4229 – директивном мелкозернистом амфиболите.

В образце У-4228, гнейсовидном порфиробластовом амфиболите, проявлены оба тренда. Прогрессивный тренд установлен в предположительно более поздних длиннопризматических ориентированных зернах амфибола, окаймляющих более крупные призматические ранние. В последних, во всех исследованных зернах, был установлен регрессивный PT-тренд.

Полученные результаты геотермобарометрии хорошо увязываются с петрографическими особенностями пород. Порфиробластовые амфиболиты образовались в PT-условиях, отвечающих верхам зеленосланцевой фации, и являются более ранними. Породы, по всей видимости, испытывали подъем, сопровождавшийся снижением давления при слабом уменьшении температуры.

На более позднем этапе фиксируется резкая смена геологической обстановки, повышается давление и температура, которые достигают условий амфиболитовой фации. Породы перекристаллизуются с образованием директивных амфиболитов с четко выраженной ориентировкой зерен длиннопризматического амфибола. Директивная текстура свидетельствует о существенной роли направленного (стрессового) давления на этом этапе преобразования пород. Прогрессивный этап может быть связан с надвиганием поверх метаморфического комплекса пластины ультрамафитов, разогретой до T=550–650 °С, что соответствует ранее сделанным геотермометрическим оценкам для этих пород [Vakhrusheva et al., 2017].

Ограниченность использованных аналитических данных, а также отсутствие четких датировок каждого из этапов метаморфизма не позволяют рассматривать представленную на рис. 10 последовательность изменения PT-условий как метаморфический тренд.

6. ПЕТРОГЕОХИМИЯ АМФИБОЛИТОВ

Для исследованных амфиболитов характерны незначительные вариации содержаний породообразующих оксидов. Сумма щелочей (Na₂O+K₂O) в породах изменяется от 0.82 до 3.84 мас. %, при преобладании натрия над калием отношение Na₂O/K₂O варьируется от 1.21 до 5.57. На классификационной TAS-диаграмме исследованные породы попадают в поле базальтов и андезибазальтов (рис. 11; Прил. 1, табл. 1.5).

Спектры распределения редкоземельных элементов (Прил. 1, табл. 1.6), нормированных на хондрит [Sun, McDonough, 1989], для большей части изученных образцов имеют одинаковый характер. Исключение составляют амфиболиты У-2519 и У-4229 (рис. 12). Сумма REE варьируется от 34.1 до 73.6 г/т; (La/Sm)_n=1.9‒2.9. В двух отличающихся образцах установлены более низкие значения ΣРЗЭ=18.9–24.2, (La/Sm)_n=0.6–1.1. Спектры тяжелых РЗЭ для большинства образцов дифференцированы – отношение (Gd/Yb)_n составляет 1.5‒2.0, в отмеченных выше выделяющихся пробах – 1.2 и 1.7 соответственно. Характер спектра распределения РЗЭ в образцах У-2519 и У-4229 близок к базальтам N-MORB, а в остальных образцах – Е-MORB.

7. ИЗОТОПНЫЙ ВОЗРАСТ

Изотопный возраст метаморфизма амфиболитов изъякырьюской свиты определялся Rb-Sr и ⁴⁰Ar/³⁹Ar методами. Результаты Rb-Sr изотопных исследований приведены в Прил. 1, табл. 1.7 и на рис. 13. Для проб амфиболитов У-4228-1, У-4229-1 и У-4230-1 были исследованы внутренние Rb-Sr изотопные системы, включающие валовый состав породы, плагиоклаз, амфибол и мусковит. Для пробы У-4228-1 получена внутренняя изохрона с возрастом 366±11 млн лет (рис. 13, а), что соответствует позднему девону. Аналогичная датировка времени метаморфизма получена для пробы У-4230-1 – 364±33 млн лет (рис. 13, в). Для амфиболита У-4229-1 внутренняя изохрона дает (рис. 13, б) несколько более молодой возраст – 346±28 млн лет (впрочем, датировки совпадают в пределах погрешностей). Особенностью этой породы является то, что наиболее радиогенный состав Sr имеет амфибол, тогда как для других исследованных проб носителем наиболее радиогенного по составу Sr является мусковит. Возможно, такая особенность связана с частичной уравновешенностью внутренней Rb-Sr изотопной системы амфиболита У-4229-1 в результате метаморфического события. Расчет времени последнего для этой пробы без учета состава амфибола (Прил. 1, табл. 1.7, анализ 6) дает результат 362±33 млн лет (MSWD=0.33; вероятность=0.56), что полностью согласуется с оценкой времени метаморфизма, полученной для амфиболитов У-4228-1 и У-4230-1. Таким образом, возраст метаморфического преобразования пород изъякырьюской свиты, определенный по внутренним Rb-Sr изохронам амфиболитов У-4228-1, 4229-1 и У-4230-1, может лежать в пределах 366–362 млн лет.

Для уточнения возраста метаморфизма пород изъякырьюской свиты с помощью ⁴⁰Ar/³⁹Ar изотопного метода из пробы У-4228-1 был датирован мусковит. В высокотемпературной части возрастного спектра, показанного на рис. 14, выявлено плато из четырех ступеней, характеризующееся 96 % выделенного ³⁹Ar и значением возраста 391.0±4.5 млн лет. Эта датировка соответствует раннему девону и заметно «древнее», чем те, которые получены с помощью Rb-Sr метода. Объяснение этому расхождению, вероятно, нужно искать в особенностях термохронологии и времени закрытия изотопных систем минералов исследуемых метаморфических пород. Нужно отметить, что именно в амфиболите У-4228-1 в амфиболах отмечены как прямые, так и обратные типы зональности, что может служить доказательством неравновесности сосуществующих минеральных фаз. Этим может объясняться и неполное равновесие Rb-Sr изотопных систем минералов.

Учитывая данные исследования Rb-Sr и ⁴⁰Ar/³⁹Ar изотопных систем амфиболитов и слагающих их минералов, следует заключить, что возраст метаморфического преобразования протолита метаморфических пород находится в пределах 391–362 млн лет, т.е. лежит в пределах раннего – позднего девона, причем наиболее вероятным временем метаморфизма является 366±11 млн лет.

Изотопный состав Nd в амфиболитах хараматолоуской свиты (Прил. 1, табл. 1.8) характеризуется положительными величинами ε_Nd, что свидетельствует о их принадлежности к деплетированному мантийному домену. Геохимически исследуемые породы разделяются на две группы. Одна из них имеет характеристики, сходные с деплетированными базальтами N-MORB, а другая – с умеренно обогащенными базальтами E-MORB. Изотопный состав Nd в амфиболитах подтверждает эту геохимическую закономерность. Так, проба У-4229/1 имеет величину ε_Nd(0)=+7.0 и ε_Nd(t)=+7.3, что соответствует составу N-MORB. Остальные исследованные породы имеют умеренно положительные величины ε_Nd(0)=+(4.5–2.4) и ε_Nd(t)=+(5.6–4.1). Такой изотопный состав Nd характерен для умеренно обогащенных базальтов E-MORB или обогащенных OIB. Ассоциация деплетированных и умеренно обогащенных MORB может отвечать океаническим и переходным от рифтовых базальтов к океаническим, т.е., возможно, примерно стадии Красного моря.

8. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

8.1. Стратиграфия

Дискуссия о возрасте пород хараматолоуской свиты имеет длительную историю. Еще в 50-х гг. прошлого века С.Н. Волковым, А.П. Белоусовым и Н.П. Лупановой независимо друг от друга отмечались находки органических остатков плохой сохранности в мраморизованных известняках этой свиты. В 60-х гг. В.Н. Воронов и другие тюменские геологи, проводившие здесь картирование масштаба 1:50000, писали [Voronov et al., 1967, с. 45], что «в результате их работ в прослоях мраморизованных известняков хараматолоуской свиты в ряде пунктов (ручей Тышер и р. Степ-Рузь) были встречены органические остатки плохой сохранности – обломки члеников Crinoidea и Echinoidea (определения Т.В. Прониной)». Возраст хараматолоуской свиты они считали на этом основании ордовикским, что было признано далеко не всеми. Так, по словам В.Н. Пучкова, «указания геологов-съемщиков на находки члеников криноидей среди метаморфических сланцев Хараматолоуской депрессии неоднократно проверялись и были признаны недостоверными» [Puchkov, Steinberg, 1990, с. 4].

После находок здесь ранне- и среднепалеозойских конодонтов [Pryamonosov et al., 2000] для «спасения» устоявшихся стратиграфических схем и легенд к геологическим картам была предпринята попытка выделить из состава ивтысьшорской свиты некую «устьворгашорскую толщу» (D₃), по литологии, характеру разреза и уровню метаморфизма идентичную образованиям ивтысьшорской свиты. Однако расчленение единого разреза на два разных литостратиграфических подразделения – ивтысьшорскую свиту и устьворгашорскую толщу – фактически ничем не обосновано. В сходном с устьворгашорской толщей разрезе ивтысьшорской свиты в районе горы Нангытеган и руч. Еджидшор в известняках и известковисто-графитоидных сланцах были обнаружены нитчатые водоросли Tortunema sibirica Herm., Leiosphaeridia minutissima (Naum.) Jank., Leiotrichoides tipicus Herm., Oscillatoriaceae [Kucherina et al., 1991], по которым были предположительно установлены верхи каратауского уровня верхнего рифея. Но данные микрофоссилии являются проходящими формами, и их находки, по всей видимости, могут свидетельствовать лишь о том, что возраст содержащих их пород не древнее верхнего рифея. Так, например, в метаморфизованных толщах Центрально-Уральской зоны на Южном Урале неоднократно были обнаружены палеозойские конодонты именно в тех точках, где ранее находили микрофоссилии «каратауского уровня верхнего рифея» [Ivanov, 2020; и др.]. По мнению М.А. Шишкина с коллегами [State Geological Map…, 2004], проводившими картирование западной части Хараматолоуской структуры, «вопрос о возрасте образований Хараматолоуского блока остается дискуссионным. П.М. Кучериной [Kucherina et al., 1991] возраст пород кыквомшорского комплекса, как и возраст вмещающих толщ ивтысьшорской свиты, определялся позднерифейским. А.П. Прямоносовым и др. [Pryamonosov et al., 2000] на основе единичных находок конодонтов (нам, т.е. М.А. Шишкину с коллегами, их подтвердить не удалось, несмотря на массовое опробование³) было предложено считать все метаморфические образования Хараматолоуского блока нижне- и среднепалеозойскими. Ю.Л. Ронкиным по единичным цирконам, которые были выделены нами (т.е. М.А. Шишкиным и др. [State Geological Map…, 2004]) из метаплагиогранитов кыквомшорского комплекса U/Pb методом определен их абсолютный возраст 524±2 млн лет [State Geological Map…, 2004]. Скорее всего, он не фиксирует собственно внедрение плагиогранитов, а отвечает эпохе коллизионного метаморфизма байкалид в раннем кембрии. Таким образом, можно считать доказанным досреднекембрийский возраст метаморфизма пород Хараматолоуского блока и, соответственно, более древний, по крайней мере докембрийский, возраст их образования. Поэтому возраст кыквомшорского комплекса принят нами позднерифейским, по аналогии с вмещающими породами ивтысьшорской свиты».

К сожалению, вышеприведенные данные [State Geological Map…, 2004] о возрасте метаплагиогранитов по цирконам нельзя считать достоверными, поскольку не указаны: а) лаборатория, где проводился анализ; б) метод; в) точное местоположение отбора пробы; г) петрографическая характеристика породы; д) не описаны сами цирконы и не приведены их фотографии; е) не приведены ни рис. с конкордией, ни (что даже более важно) табличные аналитические данные и т.д. Т.е. это своего рода пример ненадлежащего сообщения потенциально важных геологических сведений. Попытка узнать вышеотмеченные сведения у Ю.Л. Ронкина ничего нового, к сожалению, не дала. Теперь остается лишь предполагать, что был проанализирован ксеногенный циркон (захваченный плагиогранитами во время их внедрения) или же древнее ядро зонального ксеногенного кристалла.

Практически все исследователи региона отмечали, что степень метаморфизма толщ Хараматолоуской структуры в целом нарастает в юго-восточном направлении. Сложные складчатые структуры, в которые смяты образования хараматолоуской серии (см. рис. 3; рис. 15), имеют генеральные северо-западные простирания, причем оси складок падают преимущественно к юго-востоку под углами обычно 10–30°. Таким образом, в рамках обычно развиваемой парадигмы о древних толщах, слагающих Хараматолоускую структуру, налицо противоречие, поскольку самые «древние» (а точнее – структурно наиболее нижние) толщи имеют наименьшую степень метаморфизма.

Таким образом, следует согласиться с выводами [Pryamonosov et al., 2000], что на данном этапе изученности не представляется возможным расчленение метаморфических образований Хараматолоуского структурного блока на свиты или толщи. Для этой цели необходимо проведение специализированных стратиграфо-палеонтологических исследований, что вряд ли возможно и целесообразно по крайней мере в обозримом будущем. Все метаморфические толщи Хараматолоуского блока следует объединить, как и ранее, в хараматолоускую серию, но с диапазоном возраста ранне-среднепалеозойским, а не средневерхнерифейским.

Итак, Хараматолоуская структура, как и многие другие структуры Центрально-Уральской мегазоны [Ivanov et al., 2016; Ivanov, Puchkov, 2022а], сложена метаморфизованными палеозойскими образованиями. По своей природе эти метаморфиты, по всей видимости, являются палеозойскими отложениями континентального подножья [Ivanov, 2020; Ivanov, Puchkov, 2022а]. Т.е. это терригенные образования большой мощности⁴, сложенные тем кластическим материалом, который сносился с Русской платформы и разгружался восточнее кремнисто-сланцевых толщ Лемвинской зоны континентального склона. Здесь также, вероятно, присутствуют и субокеанические базальты. Изначально эти базальты должны были формироваться восточнее (и структурно ниже) призмы осадков континентального подножья. И все эти комплексы были смяты, метаморфизованы и отчасти тектонически смешаны.

8.2. Геохронология

Учитывая данные исследования Rb-Sr и ⁴⁰Ar/³⁹Ar изотопных систем амфиболитов и слагающих их минералов, следует заключить, что возраст метаморфического преобразования протолита метаморфических пород находится в интервале 391–362 млн лет, т.е. в пределах раннего – позднего девона. Поскольку обоими методами (⁴⁰Ar/³⁹Ar и Rb-Sr) анализировался один и тот же образец амфиболита, нет оснований предполагать, что были датированы два разных этапа метаморфизма. Таким образом, теперь есть и возраст субстрата, т.е. образований хараматолоуской серии (нижний – средний палеозой – по конодонтам), и возраст их метаморфизма, наиболее вероятное время которого 366±11 млн лет. С этими результатами немного не совпадают аргон-аргоновые данные (391.0±4.5 млн лет), потому как метаморфизованы были образования с возрастом до верхнего девона включительно, а поздний девон длился, как теперь считается [Cohen et al., 2022], от 383 до 359 млн лет. И, следовательно, эти толщи, вероятнее всего, не могли быть метаморфизованы 391.0±4.5 млн лет назад, поэтому именно цифру рубидий-стронциевого определения возраста 366±11 млн следует признать возрастом метаморфизма Хараматолоуской структуры (его главного этапа).

9. СТРУКТУРА РЕГИОНА И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЕГО РАЗВИТИЯ

9.1. Структура ультраосновных массивов

Изучение габбро-ультрамафитовых массивов Полярного Урала ведется уже почти 100 лет [Zavaritsky, 1932; и др.], исследованию строения и внутренней структуры, возраста и другим вопросам геологии Рай-Иза и Войкаро-Сыньинского массива посвящено достаточно много работ [Dergunov et al., 1975; Kazak et al., 1976; Dobretsov et al., 1977; Lennykh et al., 1978; Savelieva, 1987; Puchkov, Steinberg, 1990; Savel’ev, 1996; Perevozchikov et al., 2005; Rybalka et al., 2011; Sychev, Kulikova, 2012; Estrada et al., 2012; State Geological Map…, 2013; Kuznetsov, Romanyuk, 2014; Kulikova et al., 2015; Vakhrusheva et al., 2017; и др.], причем Рай-Из изучен существенно лучше, поскольку он и меньше, и транспортно гораздо доступнее, и привлекал больше внимания, так как содержит уже найденные месторождения хромитов.

Массив Рай-Из имеет серповидную форму (выпуклую к северу), занимает площадь ≈380 км² и ограничен со всех сторон разломами, падающими под массив [Zavaritsky, 1932; Puchkov, Steinberg, 1990; и др.]. Считается хорошо доказанным [Dergunov et al., 1975; Puchkov, Steinberg, 1990; и др.], что массив Рай-Из находится в аллохтонном залегании и слагающие его дунит-гарцбургитовый и верлит-клинопироксенит-габбровый комплексы были выведены в виде мощной пластины из глубинных зон островодужного сектора Урала и шарьированы в верхние горизонты земной коры на неметаморфизованные терригенно-кремнистые толщи континентального склона. В последних были найдены конодонты позднего девона (в 300 м от контакта с ультрабазитами [Puchkov, 1979]) и каменноугольные фораминиферы [Voinovsky-Kriger, 1966].

Контакты массива Рай-Из обнажены достаточно хорошо (кроме восточного). Так, в северном контакте, по ручьям Нырдвомен-Шор, Хребет-Шор и др., непосредственно в соприкосновении с осадочной верхнедевонской толщей, т.е. в основании надвига, почти непрерывно прослеживается зона полимиктового серпентинитового меланжа мощностью от 15–20 м и более (в будинах преобладают массивные гарцбургиты, дуниты, редко – хромиты, а также метадиабазы, амфиболовые сланцы, клинопироксениты (жадеититы), хлорит-амфибол-клинопироксеновые, гранат-пироксеновые породы, кремни, кварциты и другие породы, встречающиеся в окружающих массив Рай-Из толщах). Южнее, т.е. структурно выше, располагается пластина амфиболовых (зачастую глаукофансодержащих) сланцев, далее идут интенсивно рассланцованные, тектонизированные серпентиниты, которые постепенно замещаются сначала массивными серпентинитами, а потом слабосерпентинизированными ультрабазитами [Dergunov et al., 1975; Puchkov, Steinberg, 1990; и др.].

Внутреннее строение массива Рай-Из с необходимой детальностью освещено в ряде отчетов и публикаций, из которых необходимо отметить две монографии [Puchkov, Steinberg, 1990; Vakhrusheva et al., 2017] и государственную геологическую карту [State Geological Map…, 2013], поэтому здесь внутренняя структура массива авторами не рассматривается. Важно то, что внешние границы массива резко дискордантны по отношению к его внутренней структуре и контактам слагающих массив комплексов (см. рис. 1; рис. 15). Особенно ярко это проявлено на западной границе Рай-Иза, она совершенно четко наложенная и сечет все внутренние элементы строения, т.е. является более молодой, чем внутренняя структура массива.

Войкаро-Сыньинский массив расположен в 15 км южнее массива Рай-Из и имеет S-образную форму. Протяженность мафит-ультрамафитового массива около 200 км, ширина уменьшается с северо-востока на юго-запад от 20–22 км до полного выклинивания. Тектонизированные ультрабазиты (рис. 16) и габбро Войкаро-Сыньинского массива слагают большую часть разреза офиолитового аллохтона. Войкарский тектонический пакет структурно перекрывает находящуюся западнее Лемвинскую зону тектонических покровов, которые, в свою очередь, надвинуты на палеозойские отложения шельфа Восточно-Европейской платформы [Savelieva, 1987; Puchkov, Steinberg, 1990; Savel’ev, 1996, 1997]. Как с запада, так и с востока ультрамафиты окаймляются габбpоидами. Габброиды, расположенные к востоку от ультрабазитового массива, представляют собой закономерное продолжение офиолитового разреза. В контакте ультрабазитов (дунит-гарцбургитовый комплекс) и габброидов встречаются участки развития переходного полосчатого дунит-верлит-клинопироксенитового комплекса. Переходный комплекс очень не выдержан по простиранию. Довольно часто контакт габбро – ультрабазиты тектонический, переходный комплекс на контакте отсутствует. Падение контакта крутое, 70–80°, восточное.

Переходный комплекс по направлению от ультрабазитов сменяется полосчатыми габбро-норитами, которые постепенно переходят в массивные разновидности. Габброиды превращены в подавляющем большинстве случаев в плагиоклазовые амфиболиты. В зонах тектонических нарушений габброиды метаморфизованы с образованием цоизит-актинолитовых и зеленосланцевых бластомилонитов [Savelieva, 1987].

Во внутреннем строении Войкаро-Сыньинского массива выделяются зоны (полосы) с различным соотношением дунитов и гарцбургитов, а также чисто дунитовые тела, которые имеют преимущественно северо-восточное простирание, согласное с ориентировкой самого массива. Аналогичную ориентировку имеют и метаморфические зоны, выделенные по индикаторным метаморфическим парагенезисам, развитым в гарцбургитах.

Таким образом, основные элементы внутреннего строения Войкаро-Сыньинского массива дискордантны по отношению к его северо-восточному контакту с породами Хараматолоуской структуры (см. рис. 15).

9.2. Природа Хараматолоуской структуры

Все приведенные выше данные позволяют предложить здесь принципиально новую трактовку геодинамики и структуры рассматриваемого региона севера Урала.

Главная идея и вывод состоят в том, что габбро-ультрабазитовые массивы Рай-Из и Войкаро-Сыньинский на протяжении большей части своей истории (т.е. во все дотриасовое время) представляли собой единый массив. Сейчас эти два массива ультрабазитов разделены поперечным Хараматолоуским поднятием, которое является «эрозионно-тектоническим полуокном», и в нем обнажилась подложка ультрабазитов Полярно-Уральского пояса, представленная здесь метаморфитами Центрально-Уральской зоны.

Подобных «поперечных» структур на Урале на самом деле достаточно много. В работах [Ivanov, Puchkov, 2022а, 2022b] недавно было показано, что регулярно отмечаемая в Уральском меридиональном складчатом поясе широтная зональность и присутствие на Урале «поперечных», т.е. субширотных, структур вызваны главным образом неодинаковым уровнем современного эрозионного среза разных районов Урала. Этими исследователями было установлено, что породившие субширотные структуры дифференциальные поднятия разных районов Урала произошли преимущественно в средне- и позднетриасовое время (это доказывается и геологическими данными, и анализами треков распада в апатитах и цирконах) и, вероятно, были обусловлены сжатием вдоль Урала, в направлении север – юг. И Хараматолоуская структура тоже является одним из таких субширотных (поперечных) молодых поднятий Уральского складчатого пояса. Т.е. здесь, как и в других подобных структурах Урала, в средне- и позднетриасовое время метаморфиты Хараматолоу приподнялись, и те ультрабазиты, которые ранее были над метаморфитами, в результате оказались просто смыты эрозией.

Представляют большой интерес интенсивно меланжированные серпентиниты в центре Хараматолоуской структуры (см. рис. 1). Судя по всему, это сохранившиеся от эрозии останцы крупного массива ультрабазитов, а именно исчезнувшей (размытой) перемычки между Рай-Изским и Войкарским массивами, т.е. данные меланжированные серпентиниты представляют собой фрагмент нижнего контакта ультрабазитов Войкаро-Сыньинского и Рай-Изского массивов с подстилающими их метаморфитами. Во всех остальных местах этого 230-километрового пояса габбро-ультрамафитов данный контакт перекрыт призмой ультрабазитов. Толщина этой призмы в массиве Рай-Из, согласно количественным расчетам выдающегося уральского геофизика к.г.-м.н. И.Ф. Таврина [Puchkov, Steinberg, 1990], колеблется от 3.5 до 4.5 км (уменьшаясь как раз в части, прилегающей к Хараматолоуской структуре). Именно эти цифры и характеризуют мощность эродированного блока ультрабазитов. Необходимо отметить, что отчасти похожие мысли высказывал и В.Н. Пучков [Puchkov, Steinberg, 1990].

Имеется здесь, на севере региона, и изотопное подтверждение именно триасового возраста сжатия вдоль Урала. Непосредственно южнее описываемого района, в крайней западной части Войкаро-Сыньинского массива, среди дунит-гарцбургитов райизско-войкарского комплекса, К.В. Куликовой с коллегами [Kulikova et al., 2015] были исследованы и датированы жилы плагиоклазитов, длиной 100–150 м и мощностью 0.3–10.0 м. Полученный этими исследователями ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраст этих жил (210.0±4.3 млн лет) соответствует позднему триасу, что по [Kulikova et al., 2015, с. 27] «фиксирует мезозойский этап эволюции Уральского орогена». На приводимой авторами указанной статьи на рис. 1, б, детальной геологической карте Юнь-Ягинского участка, составленной В.Г. Котельниковым в 2006 г., эти жилы «среднего – кислого состава» имеют СВ простирания (≈50°), что, по всей видимости, свидетельствует именно о сжатии в направлении СВ – ЮЗ (т.е. здесь – вдоль Урала), что, вероятно, и привело к формированию Хараматолоуской поперечной структуры.

9.3. Дискуссионные вопросы

Остаются пока и не до конца ясные или дискуссионные моменты. Так, весьма интересным и, в целом, необычным для Центрально-Уральской мегазоны (частью которой является Хараматолоуская структура) представляется тот факт, что метаморфиты в описываемом здесь районе смяты в сложные складки с осями, падающими на юго-восток, и генеральными северо-западными (т.е. неуральскими) простираниями метаморфических толщ⁵. Возможно, здесь проявлены пай-хойские (тиманские) направления, поскольку во всем этом регионе происходит сочленение между уральскими (тут северо-восточными) и пай-хойскими (северо-западными) генеральными направлениями структур [Didenko et al., 2001; Olovyanishnikov, 2004; Pystin et al., 2008; Melgunov et al., 2010; Puchkov, Ivanov, 2020; и др.]. По всей видимости, есть две главные причины широкого проявления северо-западных простираний (Пай-Хойско-Тиманских) структур на Полярном Урале в целом. Во-первых, это изгиб края протерозойского кристаллического фундамента Русской платформы, как известно [Bogdanova et al., 2008; и др.], именно в районе Тимана заканчивается идущий далеко с юга меридиональный восточный край кратона, т.е. фундамента Русской платформы. Здесь край фундамента платформы поворачивает на северо-запад, куда идет еще примерно 2 тыс. км. Вторая причина гораздо более молодая (позднепалеозойско-мезозойская) – это формирование Байдарацкой зоны субдукции, которая фиксируется по данным геофизики (потенциальным полям) в Байдарацкой губе. Позднепалеозойско-мезозойская структурная эволюция Пай-Хоя связывается именно с взаимодействием преимущественно осадочных комплексов пассивной окраины Русской платформы с этой новой зоной субдукции [Yudin, 1994; Timonin et al., 2004; и др.].

Но есть здесь и трудность, поскольку в Пай-Хое не зафиксировано более древних дислокаций, чем раннепермские (рис. 17), поэтому северо-западные направления в Хараматолоуской структуре, характеризующиеся полученной цифрой 366±11 млн лет (возраст метаморфизма и главной складчатости), следует считать вероятнее все же не «пай-хойскими», а «тиманскими».

Еще один важный момент. На всем протяжении лежачее крыло Хараматолоуского разлома сложено терригенно-кремнистыми породами континентального склона, т.е. Лемвинской структурно-фациальной зоны, имеющими возраст, датированный органическими остатками (преимущественно конодонтами) [Puchkov, 1979; Stratigraphic Schemes…, 1993; и др.], от раннего ордовика примерно до середины карбона (т.е. ≈320 млн лет). Таким образом, если допустить, вслед за предшественниками, что Хараматолоуский разлом – это преимущественно надвиг, то в его лежачем крыле представлены породы с возрастом до 320 млн лет, а датированный авторами метаморфизм ≈366±11 млн лет, т.е. древнее, и это вполне логично. Получается, что сначала были смяты в «пайхойские» складки и метаморфизованы породы континентального подножья (хараматолоуская серия), а уже потом они были надвинуты на лемвинские фации. Таким образом, все складывается в единую и достаточно непротиворечивую модель.

10. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основные результаты исследований, проведенных авторами статьи, заключаются в следующем:

1. Показано, что метаморфизованные толщи Хараматолоуской структуры имеют раннесреднепалеозойский возраст. Достоверные данные о присутствии здесь допалеозойских образований отсутствуют. Эти метаморфиты слагают в первом приближении единую хараматолоускую серию, выделение здесь свит нецелесообразно. По всей видимости, это образования континентального подножья Русской платформы.
2. Изучена петрография, геохимия амфиболитов Хараматолоуской серии. По спектрам распределения лантаноидов исследуемые породы разделяются на две группы. Одна из них имеет характеристики, сходные с деплетированными базальтами N-MORB, а другая – с умеренно обогащенными базальтами E-MORB. Это подтверждает и изотопный состав Nd в амфиболитах.
3. Установлены параметры метаморфизма амфиболитов хараматолоуской серии. Изменение расчетных P и T от центра исследованных зерен амфибола и плагиоклаза к краю показывает два тренда – регрессивный и прогрессивный. Регрессивный тренд характеризует снижение давления с 8.7 до 3.7 кбар при относительно постоянной температуре 420–470 °С вдоль низкотемпературной границы зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Этот тренд, вероятно, связан с выведением метаморфитов в верхние горизонты литосферы. Прогрессивный тренд показывает одновременное увеличение температуры и давления с T=450–490 °С; P=3.7–5.0 кбар до T=595–626 °С; P=8.8–9.1 кбар, что соответствует условиям амфиболитовой фации. Его возникновение может быть следствием воздействия пластины ультрамафитов, внедрявшейся (надвигавшейся) поверх метаморфических пород хараматолоуской серии.
4. Проведено ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирование амфиболитов, характеризующееся значением 391.0±4.5 млн лет. Определение изотопного возраста амфиболитов рубидий-стронциевым методом (по породе, плагиоклазу, амфиболу, эпидоту и мусковиту) показало более низкие (по сравнению с ⁴⁰Ar/³⁹Ar) значения – 366±11 млн лет. Последняя цифра характеризует возраст основного этапа метаморфизма и складчатости пород хараматолоуской серии. Учитывая данные исследования Rb-Sr и ⁴⁰Ar/³⁹Ar изотопных систем амфиболитов и слагающих их минералов, следует заключить, что возраст метаморфического преобразования протолита метаморфических пород находится в пределах 391–362 млн лет, т.е. лежит в пределах раннего – позднего девона.
5. Полученные данные позволили предложить принципиально новую трактовку геодинамики и структуры этого района Урала. Показано, что габбро-ультрабазитовые массивы Рай-Из и Войкаро-Сыньинский на протяжении большей части своей истории (в дотриасовое время) представляли собой единый массив. Сейчас эти два массива ультрабазитов разделены молодым (триасовым) Хараматолоуским поднятием, которое является «эрозионно-тектоническим полуокном», в котором обнажилась подложка ультрабазитов Полярно-Уральского пояса. Хараматолоуская структура является одним из «поперечных» поднятий Урала, сформировавшихся в среднем – позднем триасе [Ivanov, Puchkov, 2022b], вероятно в результате сжатия вдоль Урала. В средне-позднетриасовое время метаморфиты Хараматолоу приподнялись, и те ультрабазиты, которые ранее были над этими метаморфитами, оказались смыты эрозией. Наблюдающиеся в центре Хараматолоуской структуры меланжированные серпентиниты (см. рис. 1) являются сохранившимся от эрозии останцом исчезнувшей (размытой) перемычки между Рай-Изским и Войкарским массивами. Этот вывод имеет существенное металлогеническое значение и повышает потенциал крупнейшего Войкаро-Сыньинского ультрабазитового массива, поскольку в Рай-Изе уже найдены наиболее крупные в России месторождения хромитов.

11. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы считают своим приятным долгом поблагодарить коллег из разных городов и организаций – д.г.-м.н А.В. Травина, к.г.-м.н. А.В. Рязанцева, к.г.-м.н. Т.Н. Сурина, к.г.-м.н. Г.Н. Бороздину, д.г.-м.н. В.В. Юдина, В.Г. Котельникова, к.г.-м.н. М.П. Попова, к.г.-м.н. Д.В. Киселеву, Н.Н. Фаррахову и В.А. Булатова за помощь и поддержку, а также за обсуждение статьи и замечания, способствовавшие ее улучшению.

12. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

13. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1