CC BY
6УДК 550.93
А. Н. СИРОТКИН (АО «ПМГРЭ»), А. Н. ЕВДОКИМОВ (СПГУ)
Новые данные по U-Pb датированию метаморфизованных интрузий основного и ультраосновного составов северной части полуострова Ню-Фрисланд
(остров Западный Шпицберген)
На материалах геологосъемочных работ масштаба 1 : 100 000 рассмотрены особенности геологического строения северной части полуострова Ню-Фрисланд (архипелаг Шпицберген). Предложены новые данные по двум комплексам метамагматитов: ультрабазитов и габброидов, многочисленные тела которых прорывают раннепротерозойские гнейсы, кварциты и амфиболиты серии Атомфьелла. Впервые определены U-Pb методом по цирконам возрасты этих метамагматитов (1471 ± 13 и 1349 ± 11 млн лет соответственно), указывающие на эндогенные процессы более поздних этапов термальной активизации древнего кратона.
Ключевые слова: Шпицберген, кристаллический фундамент, ультрабазиты, габброиды, метаморфизм, циркон, U-Pb метод.
A. N. SIROTKIN (STOCK VENTURE «PMGE»), A. N. EVDOKIMOV (SPMU)
New data on U-Pb dating of basic and ultrabasic metamorphosed intrusions in the north Ny-Friesland Peninsula (West Spitsbergen)
Geology of the north Ny-EWesland Peninsula (Spitsbergen Archipelago) are discussed based on data of geological surveys at a scale of 1:100,000. In the paper presented are new data on two metamagmatite complexes: ultrabasite and gabbroid, whose numerous bodies intrude the Early Proterozoic gneiss, quartzite, and amphibolite of the Atomfjella series. The ages of these metamagmatites (1471 ± 13 and 1349 ± 11 Ma, respectively) were first determined by the U-Pb zircon method that indicates endogenous processes of later stages of the old craton thermal activation.
Keywords: Spitsbergen, crystalline basement, ultrabasic rock, gabbro, metamorphism, zircon, U-Pb method.
Для цитирования: Сироткин А. Н., Евдокимов А. Н. Новые данные по U-Pb датированию метаморфизованных интрузий основного и ультраосновного составов северной части полуострова Ню-Фрисланд (остров Западный Шпицберген) // Региональная геология и металлогения. - 2020. - № 81. - С. 45-59.
Введение. Полуостров Ню-Фрисланд — ключевой эталонный район докембрия Шпицбергена, являющийся признанным тектонотипом ран-непротерозойского фундамента в этом районе Арктики [2; 4; 10]. Его изучение дает информацию для региональной корреляции разновозрастных комплексов и реконструкции тектонических событий как в пределах архипелага, так и в масштабах Западно-Арктического региона. Полуостров находится на северо-востоке о-ва Западный Шпицберген и сложен породами складчатого основания раннепротерозойского — раннепалео-зойского и осадочными образованиями чехла позднепалеозойского возрастов. В современном эрозионном срезе складчатого основания выделяются две структуры первого порядка [2]: анти-клинорий Западного Ню-Фрисланда и Хинло-пенский синклинорий.
Хинлопенский синклинорий образован верх-нерифейскими — нижнепалеозойскими породами,
своей осевой частью приурочен к проливу Хинло-пен, а его западное крыло располагается в пределах Ню-Фрисланда. Ось синклинория совпадает с длительно развивающимся разломом глубокого заложения. Для западного крыла синклинория характерно северо-северо-западное простирание на севере и меридиональное с небольшими отклонениями к востоку — на юге. Крыло осложнено серией складок второго порядка, размах крыльев которых достигает 7—8 км. Шарниры складок полого погружаются в северных румбах, углы падений на крыльях меняются в пределах 30°—70°.
Антиклинорий Западного Ню-Фрисланда сложен в большей части породами нижнепротерозойской серии Атомфьелла и представляет выступ карельского кристаллического основания, что надежно подтверждено целой серией изотопных датировок. Его восточная граница совпадает с тектоническим контактом между породами верхнерифейского комплекса Лумфьорд
© Сироткин А. Н., Евдокимов А. Н., 2020
и нижнерифейской серии Моссель. Западная граница структуры проходит по Билле-фьордской зоне разломов. В пределах северной части полуострова (рис. 1) ядро антиклинория обнажается в районе долины Моссель и на крайнем севере, в районе оз. Флотан. Это антиклинали Флотан и Инструментбергет, которые осложнены более мелкими структурами.
Между первично осадочно-вулканогенной серией Атомфьелла (нижний протерозой) и первично осадочной песчано-глинистой серией Мос-сель (нижний рифей) наблюдается структурное несогласие. Также оно предполагается между серией Моссель и осадочными толщами верх-нерифейской серии Лумфьорд [4]. Интрузивные комплексы представлены докембрийскими анатектическими гранитоидами и метаморфи-зованными ультрабазитами, метагабброидами, метабазитами. Раннепалеозойские граносиениты обнажаются на юге Ню-Фрисланда [4; 14].
Выполненные ранее геохронологические исследования позволили установить возрастной спектр термальных событий, запечатленных в породах Ню-Фрисланда. Изотопные датировки (U-Pb, Pb-Pb, Rb-Sr, Ar-Ar, K-Ar, Sm-Nd) отражают основные этапы магматизма и метаморфизма [3; 4; 7; 9; 11; 14]. Самые древние возрасты по цирконам (U-Pb и Pb-Pb) отвечают интервалам 2700—2400 и 1770—1730 млн лет: первые указывают возможные возрасты архейского про-толита (детритовые цирконы), вторые маркируют региональный метаморфизм позднекарельского возраста и связанные с ним анатектические граниты. Молодые возрасты, полученные в основном по слюдам (K-Ar и Rb-Sr), соответствуют интервалу 470—380 млн лет и указывают на каледонский этап перестройки фундамента. Промежуточные цифры (Pb-Pb метод по обломочным цирконам либо внешним каймам метаморфо-генных цирконов) могут отражать рифейский этап становления комплексов фундамента. При этом надо отметить, что отсутствуют надежные датировки по главным магматическим объектам полуострова — метаультрабазитам района Мос-сельдален и метагабброидам района оз. Фем-мильшоен. Тем не менее на основе имеющихся данных можно выделить позднеархейский, ран-непротерозойский, среднерифейский и ранне-палеозойский этапы тектонического развития фундамента Ню-Фрисланда [6]. На сегодняшний день остаются неясными события среднего рифея (гренвильские) на Ню-Фрисланде, хорошо
проявленные в других районах архипелага (Северо-Западный Шпицберген, Северо-Восточная Земля), а также позднерифейско-вендские, хотя в осевой части полуострова присутствуют тела метабазитов, условно отнесенные к этому возрасту.
Для более объективной реконструкции каждого этапа и корректного сопоставления со сходными по возрасту тектоно-термальными событиями в фундаменте других районов Шпицбергена рассмотрим новые данные по изотопным характеристикам метаморфизованных интрузивных образований северной части полуострова.
Методы исследования. Возраст цирконов определялся локальным U-Pb методом на ионном микрозонде SHRIMP II (ЦИИ ВСЕГЕИ) по стандартной методике [15]. Для выбора точек датирования в зернах циркона использовались оптические (в проходящем и отраженном свете) и катодолюминесцентные (КЛ) изображения циркона. Выделение монофракции циркона проводилось в ЦАЛ ВСЕГЕИ. Тяжелые немагнитные фракции, в которых находился циркон, получены с помощью электромагнитной сепарации и тяжелых жидкостей. Составы изученных пород (породообразующие и малые элементы) получены в ЦАЛ ВСЕГЕИ. При построении спектров распределения РЗЭ состав пород нормировался на состав хондрита С1 [12]. В работе использованы символы породообразующих минералов по [17].
Характеристика изученных объектов. В ходе геологосъемочных работ масштаба 1 : 100 000 в 2014-2015 гг. геологами ПМГРЭ были детально закартированы два участка в северной части полуострова (рис. 1), где выходят на поверхность тела метаморфизованных интрузий. Участок Мос-сельдален расположен в западной части п-ова Моссель к северу от бухты Моссель и занимает окрестности оз. Моссель, нижнее течение долины Моссельдален, большую часть равнины Пол-хем и горный массив к востоку от нее. Второй участок - Феммильшоен - расположен южнее бухты Моссель в пределах окрестностей крупного оз. Феммильшоен (по-русски - оз. Пятимильное) от истока вытекающей из озера речки на западе и до ледника Лонгстафа на востоке. В структурном плане оба участка приурочены к антиклино-рию Западного Ню-Фрисланда, но их геологические характеристики заметно различаются.
Рис. 1. Геологическая карта северной части полуострова Ню-Фрисланд (синим контуром показаны участки работ)
1 — четвертичные морские отложения; 2 — нижний карбон (конгломераты, песчаники); 3 — верхний рифей, серия Лумфьорд (подсвита верхняя Кортбреен); 4—6 — нижний рифей, серия Моссель (свиты: 4 — Ризефьеллет, 5 — Мос-сельдален, 6 — Флоен); 7—13 — нижний протерозой, серия Атомфьелла (свиты: 7 — Сёрбреен, 8 — Вассфарет, 9 — Бангенхук, 10 — Риттерватнет, 11 и 12 — подсвиты верхняя и нижняя Харкербреен соответственно, 13 — Смутсбре-ен); 14—18 — магматические комплексы (14 — мезозойских долеритов, 15 — позднерифейско-вендских метабазитов, 16 — среднерифейских метагабброидов (а — штоки, б — силлы), 17 — раннерифейских ультрабазитов, 18 — ранне-протерозойских анатектических гранитоидов); 19 — прослои некоторых типов метаосадочных пород в разрезах серии Атомфьелла (а — микрогнейсы, кварциты, сланцы, б — метаконгломераты); 20 — разрывные нарушения (а — достоверные, б — предполагаемые); 21 — элементы залегания (наклонные, горизонтальные); 22 — точки отбора проб на абсолютный возраст
Участок Моссельдален сложен в основном породами свиты Харкербреен (серия Атомфьел-ла) и свиты Флоен (серия Моссель). Свита Харкербреен образована кварцитами, гнейсами и амфиболитами. В составе свиты Флоен присутствуют слюдистые гнейсы, кристаллические сланцы, мраморы и кварциты. В пределах участка хорошо фиксируется тектонический контакт между этими сериями, а в центре участка выведен на поверхность тектонический клин, внутри которого в обнажениях наблюдаются нормальные геологические взаимоотношения пород обеих серий. На северо-западе участка Моссельдален и в центре присутствуют выходы пород свиты Риттерватнет (кристаллические сланцы, мраморы, кальцифиры, амфиболиты, кварциты, гнейсы и микрогнейсы, метаконгломераты); кроме того, в пределах участка установлен крупный останец нижнекарбоновых конгломератов. Участок располагается в периклинальной зоне антиклинория Западного Ню-Фрисланда. Здесь ядро антикли-нория осложнено большим количеством разрывных нарушений разного простирания и складками II порядка. Поэтому ядро антиклинория на разных участках представлено породами разных свит (подсвит) серии Атомфьелла. Разрывные нарушения субширотные и субмеридиональные; самое крупное разделяет выходы толщ серий Атомфьелла и Моссель. Такие же нарушения ограничивают локальные блоки пород нижнего карбона. Полевые наблюдения свидетельствуют о том, что эти разломы самые древние в этом районе, но их омоложение произошло в после-карбоновое время.
Важной чертой геологического строения участка Моссельдален является наличие здесь группы тел докембрийских метаморфизованных ультрабазитов, которые вытягиваются в субмеридиональном направлении через осевую часть этой площади вдоль тектонического контакта между двумя упомянутыми сериями, образуя горный массив Полхемхёгда. Это субвертикально залегающие линзовидные тела мощностью от 20—50 до 200—400 м и протяженностью до 4—5 км [13]. Их детальное описание и структурно-геологическая характеристика до сих пор не были сделаны. Возраст ультрабазитов определялся ранее как раннепротерозойский из общегеологических соображений, а также на основании датировки, полученной К-Аг методом [1].
Участок Феммильшоен сложен породами нескольких свит серии Атомфьелла: уже упомянутых свит Харкербреен и Риттерватнет, свиты Бан-генхук, представленной гнейсами, амфиболитами, реже микрогнейсами и кварцитами. Последние формируют выдержанный горизонт в средней части свиты. На участке также присутствуют породы свиты Вассфарет, в составе которой микрогнейсы, сланцы, амфиболиты и кварциты. Толща метаморфитов отличается интенсивной складчатостью; на юго-востоке участка зафиксированы проявления послойной мигматизации. Участок Феммильшоен располагается на западном крыле
антиклинория Западного Ню-Фрисланда. Это крыло осложнено разрывными нарушениями разного простирания и складками II порядка.
Антиклиналь Инструментбергет, ядро которой сложено породами нижней подсвиты свиты Харкербреен, располагается к северо-востоку от участка Феммильшоен. Фактически участок Фем-мильшоен расположен на западном крыле антиклинали, где породы имеют генеральное падение на запад с углами до 80°. Крыло осложнено более мелкими складками, которые хорошо видны на схеме в районе оз. Феммильшоен (рис. 1). Это сопряженные антиклинали и синклинали обычно изоклинальные, часто запрокинутые, шириной до 2 км. В ядрах синклиналей чаще всего выходят породы свиты Бангенхук, а антиклиналей — породы свит Риттерватнет и Харкербреен. Углы падения на крыльях этих складок меняются от 20°—30° до 60°—70°. В свою очередь крылья этих складок осложнены пликативными структурами более высоких порядков. Разрывные структуры на изученной площади представлены двумя крупными нарушениями — субмеридиональным и субширотным, но их выделение затруднено из-за слабой обнаженности территории.
В пределах участка закартированы выходы магматических тел двух комплексов: раннепро-терозойских анатектических гранитоидов и сред-нерифейских метагабброидов. Комплекс ана-тектических гранитоидов п-ова Ню-Фрисланд включает мелкие тела гранитов и гранодиоритов, приуроченных в основном к образованиям свиты Бангенхук. Самое известное и наиболее крупное тело расположено на участке горы Бреннколлен, на южном берегу оз. Феммильшоен. Мощность тел достигает 100 м; они прослеживаются по простиранию до 400—700 м. Гранитоиды имеют с вмещающими гнейсами как постепенные переходы, так и резко секущие контакты. Возраст гранитоидов (и-РЬ) определен как раннепротерозойский — 1754 ± 6 млн лет [4], т. е. соответствует периоду пика позднекарельского ультраметаморфизма.
Комплекс метагабброидов п-ова Ню-Фрисланд [8; 13] представлен телами метаморфизованных габброидов, встречающихся чаще всего в полосе выходов гнейсов свиты Бангенхук, реже свиты Риттерватнет. Полоса выходов тел метагабброи-дов протягивается от северо-западного угла участка до самого юга. По наблюдениям Р. Гайера [8], согласные тела метагабброидов в западной части Ню-Фрисланда представлены метадолерита-ми и метамикроноритами; наряду с гиперсте-ном в породах может присутствовать и оливин. Автор указывает на существование двух фаз внедрения габброидов, описывает рвущий контакт между породами обеих фаз, но не дает их раздельной характеристики. Для пород характерны широкие метаморфические изменения; для крупных тел описана метаморфическая зональность. В целом автор выделяет пять таких зон: первая центральная (только в наиболее мощных телах) представлена неизмененным габброидом с офитовой или субофитовой структурой; пятая
краевая зона — рассланцованными амфиболитами мощностью до 3—5 м. По мнению Р. Гайе-ра [8], внедрение основной магмы происходило в холодные вмещающие гнейсы (подтверждено наличием ксенолитов) без воздействия высоких давлений. Более поздние деформации и метаморфизм накладывались на уже остывшие рас-кристаллизованные породы.
Единственная датировка, сделанная по цирконам из амфиболитов (возможно, из тела метагабброидов) U-Pb методом, дала результат 1302 ± 25 млн лет [16], что отвечает среднему рифею. Известно также, что в районе горы Бреннколлен (к югу от оз. Феммильшоен) тело метагабброидов прорывает анатектические гра-нитоиды раннего протерозоя [4], что указывает на их более молодой возраст по сравнению с карельскими образованиями.
Комплекс докембрийских ультрабазитов в районе долины Моссельдален. Гипербазитовый комплекс п-ова Моссель представлен серией вытянутых в одну линию субвертикально залегающих линзовидных тел протяженностью до 1000 м и более. Все тела приурочены к тектоническому контакту между сериями Атомфьелла и Моссель, всегда оставаясь в поле развития пород первой. От пород серии Моссель их всегда отделяет полоса шириной 100—150 м рассланцованных кварцитов и амфиболитов свиты Харкербреен. Гипербазиты серпентинизированы, первичные минералы отмечаются очень редко в центральных частях тел. Возраст гипербазитов был определен ранее K-Ar методом по породе (вал) и отдельным минералам и составил 1870 ± 52 млн лет [1], что противоречит геологической ситуации, так как в этом случае метамагматиты являются более древними, чем вмещающие их породы (при этом уровень их метаморфизма намного ниже метаморфизма вмещающих кварцитов, амфиболитов и кристаллосланцев).
В ходе геолого-геофизических работ было проведено изучение формы тел ультрабазитов, характер их контактов, петрографо-петрохимические и петрофизические (магнитная характеристика) особенности этих пород. В общей сложности в ходе картирования участка Моссельдален нами было выделено семь самостоятельных, изолированных друг от друга тел, обычно представляющих скальные выходы иногда до 100—150 м высотой. Все тела вытянуты в субмеридиональную цепочку, за исключением самого южного, смещенного по субширотному разлому на восток почти на один километр. Отметим, что два южных тела, имеющих почти равную мощность (примерно 50—80 м) и другие схожие параметры, являются фрагментами одного более крупного и разбитого серией субширотных разломов. На дневной поверхности эти фрагменты (рис. 1) обладают протяженностью 600 и 1000 м; самый южный выклинивается к югу, а второй ограничен с юга и севера тектоническими нарушениями. В целом мощность линзовидных тел меняется от
20—50 до 200—400 м при максимальной протяженности до 4—5 км. Исключение — самое северное тело, впервые выявленное в ходе наших работ: оно имеет форму субвертикального штока диаметром до 15 м.
Макроскопически ультрабазиты представлены бурыми и темно-бурыми с ячеистой текстурой поверхности породами; в свежем сколе это темно-серые мелкозернистые породы с хорошо видной магматической структурой. В шлифах первичные минералы (Ol, Opx, Cpx) встречаются в виде небольших неправильной формы фрагментов (до 5—10 % объема шлифа) среди измененной массы породы. В результате выяснилось, что первоначально породы имели крупнозернистую структуру и были сложены Opx и Ol; Cpx встречается очень редко. Еще одним минералом I генерации является хроммагнетит, который хорошо сохранился в породах, где формирует правильные изометричные зерна размером до одного миллиметра. Основную массу шлифов составляют вторичные (метаморфогенные) минералы (иногда до 90-95 %): Act, Chl, Srp, Carb, Tlc. Рудные минералы, кроме уже описанного хроммагнетита, представлены магнетитом (тончайшие выделения неправильной формы), ильменитом, пирротином, пентландитом.
Текстурно-структурные характеристики пород не предполагают сильного воздействия на них процессов регионального метаморфизма. На это же указывает и минеральный состав пород: ассоциация вторичных минералов - низкотемпературная, что резко контрастирует с ассоциациями породообразующих минералов вмещающих метаморфических пород серии Атомфьелла. В то же время высокие вариации в содержаниях новообразованных минералов могут указывать на присутствие в массиве ультрабазитов магматических пород разного типа.
Химические составы ультрабазитов представлены в табл. 1. Для этих пород характерны высокие потери при прокаливании (п.п.п.), а также высокие содержания MgO и низкие — SiO2, Al2O3, CaO и щелочей. Вынесение фигуративных точек проанализированных пород (совместно с материалами предшественников [4]) на диаграмму SiO2 — Na20 + K2O показало, что в выборке могут присутствовать породы, соответствующие по своему составу дунитам, перидотитам и пирок-сенитам, при этом аналоги пироксенитов заметно преобладают (рис. 2).
Содержания микроэлементов и РЗЭ в ультра-базитах (табл. 1) близки к кларкам для ультраосновных пород. Исключение составляют хром, а также галлий, ниобий, торий, цирконий, концентрация которых в 1,5—4 раза выше кларка, и никель, медь, барий, присутствующие в породах в пониженных количествах. Сумма содержаний РЗЭ (TR) находится в пределах 10,69—26,13 г/т, что характерно для ультраосновных пород лер-цолитового состава. Европиевая аномалия имеет в целом слабовыраженный положительный характер. Распределение РЗЭ, нормированных
Таблица 1
Представительные химические составы метаультрабазитов полуострова Моссель
Компоненты 3892-1 3924-1 3929-1 3930-1 3965-2 3969-1 3971-3 3995-1 3997-1
SiO2 40,30 43,70 43,00 39,00 40,60 44,20 42,00 42,70 38,80
тю2 0,37 0,50 0,28 0,30 0,29 0,50 0,29 0,37 0,30
А120з 3,90 4,48 3,42 3,19 4,04 6,73 3,40 3,94 3,61
Fe2Oз 6,39 6,29 6,85 8,88 6,37 3,95 7,53 8,24 9,25
FeO 7,31 7,98 7,07 5,82 5,32 9,97 5,40 5,65 5,65
МпО 0,20 0,20 0,28 0,24 0,19 0,19 0,22 0,24 0,21
MgO 29,50 27,00 27,70 29,30 30,10 21,00 28,00 25,60 30,00
СаО 1,47 2,40 2,21 2,99 2,41 7,99 4,10 4,18 1,65
Na2O 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,23 0,05
К20 0,019 0,051 0,13 0,01 0,058 0,048 0,058 0,08 0,025
Р2О5 0,015 0,04 0,04 0,053 0,04 0,053 0,04 0,04 0,04
п.п.п. 8,57 5,88 7,72 8,86 9,23 4,22 7,84 7,13 8,94
Сумма 98,13 98,57 98,75 98,69 98,70 98,90 98,93 98,40 98,53
Ва 17,2 11,9 20,1 4,43 5,51 4,5 6,92 11,1 6,42
Sг 22,2 11,9 48,5 46,9 20,1 24,1 37,8 53,1 18,3
Rb 1 2,44 5,7 1 1 1 1 1 1
№ 1,8 3,29 2,8 1,41 2,28 5,35 2,19 1,61 1,29
Zг 30,8 44,2 36,1 33,3 29,8 36,7 33 30,8 27,4
Hf 0,84 1,34 1,02 0,71 0,84 1,02 0,61 0,74 0,66
Th 0,47 0,67 0,79 0,49 0,26 0,32 0,25 0,43 0,28
Ga 4,96 5,94 4,92 4,36 4,99 7,19 4,38 4,7 4,26
La 3,77 4,28 3,57 4,98 1,29 3,78 1,97 3,97 2,51
Се 6,86 8,91 7,21 10,1 3,08 8,58 5,08 8,1 4,99
Рг 0,88 1,11 0,94 1,24 0,45 1,17 0,59 0,92 0,61
Nd 3,26 4,64 3,64 4,95 2,17 5,16 2,85 4,76 2,87
Sm 0,71 0,9 0,82 1,01 0,56 1,14 0,8 0,97 0,59
Ей 0,27 0,33 0,25 0,39 0,28 0,48 0,35 0,38 0,2
Gd 0,72 0,94 0,93 1,02 0,64 1,13 0,87 1,06 0,66
ть 0,11 0,17 0,14 0,15 0,11 0,16 0,14 0,17 0,092
Dy 0,72 1,1 0,8 0,89 0,73 1,16 1,02 1,14 0,65
Но 0,16 0,23 0,17 0,18 0,18 0,24 0,21 0,23 0,16
Ег 0,46 0,6 0,52 0,49 0,48 0,62 0,6 0,68 0,41
Тт 0,062 0,12 0,1 0.076 0,093 0,097 0,095 0,093 0,085
УЬ 0,41 0,69 0,55 0,59 0,55 0,52 0,56 0,6 0,41
Lu 0,059 0,089 0,087 0,065 0,073 0,096 0,082 0,092 0,061
У 5,03 7,43 6,04 6,03 5,99 7,27 6,8 6,59 4,99
V 87,7 144 89,2 88,4 92,2 124 97,9 119 85
Сг 3740 3210 3150 3320 3860 1580 3170 3710 3360
Со 90,3 93,5 88,4 105 94,6 90,3 89,3 115 108
№ 868 905 888 977 1070 470 922 785 993
Си 27 40,7 36,4 53,5 55,4 15,1 43,5 36,8 26,4
Sc 13,4 15,6 12,8 11,8 14,8 22,9 13,3 14,2 13
TR 18,45 24,11 19,73 26,13 10,69 24,33 15,22 23,17 14,30
Еи/Еи* 1,15 1,1 0,88 1,18 1,43 1,29 1,28 1,14 0,98
Примечание. Пробы А. Н. Сироткина (лаборатория ВСЕГЕИ), макрокомпоненты в масс. %, микроэлементы в г/т.
к хондриту, указывает на геохимическую неоднородность этих пород, что может быть связано либо с их дифференциацией, либо неравномерностью метаморфогенных изменений. В целом же, наряду с заметным накоплением РЗЭ в породах, необходимо указать на значительное обогащение пород легкими лантаноидами по сравнению с тяжелыми. По этим показателям породы можно соотнести с лерцолитами, формировавшимися в зонах обогащенной мантии под континентами. Колебания Eu/Eu* показывают, что данные породы, не являясь результатом значительной кристаллизационной дифференциации ультраосновной магмы, не могут быть просто мантийным реститом, на что указывает обогащение пород одновременно суммой РЗЭ и легкими РЗЭ. Следовательно, эти породы (лерцолиты) — результат мантийного анатексиса под континентом и средних (но добазальтовых) этапов фракционирования образовавшейся ультраосновной магмы.
Работа с дискриминационными диаграммами показала, что породы по своему химизму могут соответствовать коматиитам, т. е. ультрабазитам, образовавшимся при анатексисе примитивной мантии или близкой к ней по составу, и по обста-новкам формирования близки внутриплитным образованиям [4].
Зерна циркона, отобранные из ультрабазитов, изучены в ЦИИ ВСЕГЕИ. Среди них были выделены индивиды двух резко различающихся типов (рис. 3).
К первому типу, генезис которого мы определяем как магматический, относятся прозрачные и полупрозрачные с темной окраской субидио-морфные кристаллы и их обломки призматического и короткопризматического обликов, размеры которых в пределах 40—150 мкм при коэффициенте удлинения 1,5—4. Огранка кристаллов определяется гранями призмы; реже — сочетанием граней призмы и дипирамиды. Все кристаллы и их обломки неоднородны в КЛ изображении: здесь всегда четко выделяются центральные и периферийные части, которые различаются степенью просветления (центры в целом светлее). Осцилляционная зональность в кристаллах проявлена нечетко: она более широкая в центральных частях зерен и более тонкая — в периферийных. В отдельных кристаллах можно наблюдать несогласные (дискордантные) соотношения между зональностью центральных и периферийных частей кристаллов. Ко второму типу (генезис наложенный, метаморфогенно-метасоматический) относятся обломки светлых прозрачных зерен неправильной формы с размерами в пределах 50—100 мкм, которые характеризуются отсутствием более или менее выраженного удлинения. Их неправильная форма характеризуется остроугольными краями, часто с входящими углами; первоначальный облик кристаллов не поддается реконструкции. Видимо, это обломки крупных кристаллов, разрушенных при дроблении пробы. В КЛ изображении они однородны, какой-либо зональности не наблюдается. От
Рис. 2. Диаграмма SЮ2 — №20 + К20 для ультрабазитов и габброидов полуострова Ню-Фрисланд
1, 2 — пробы ультрабазитов (1 — сборов 2014 г.; 2 — из [4]); 3 — пробы габброидов (сборы 2014—2015 гг.). Все анализы пересчитаны на сухой остаток
цирконов первой группы они резко отличаются по степени прозрачности.
Цирконы, изученные в лаборатории и представленные на рис. 3, показали большой разброс индивидуальных значений возраста (206РЬ/238и) от 427 до 1698 млн лет. Эти значения, вынесенные на диаграмму с конкордией (рис. 4, табл. 2), продемонстрировали, что четыре точки легли очень компактно на дискордию в районе отметки 1500 млн лет; три так же плотно сели на конкор-дию у отметки 400 млн лет; два значения возраста с небольшими отклонениями от конкордии попали в возрастной интервал 1700—1600 млн лет; еще два с небольшими отклонениями от конкор-дии — в интервале 1000—900 млн лет. Обзор этих возрастов по группам выделенных нами цирконов позволил прийти к следующим результатам:
— цирконы первого типа показали заметный разброс значений возрастов, при этом надо отметить, что цифры по разным частям изученных кристаллов дали отличающиеся результаты. Так, возрасты по центральным зонам кристаллов (точки 1.1; 7.1; 8.1) продемонстрировали значения в узком интервале 1581—1458 млн лет; цифры по периферийным участкам (2.1; 3.1; 4.1) — большой разброс в интервале 1487—859 млн лет; промежуточные зоны (5.1 и 6.1) — также большой разброс в интервале 1698—1017 млн лет. Четыре возрастных значения, чьи фигуративные точки попадают на конкордию (рис. 4), были вынесены на диаграмму, где они образуют компактный кластер, соответствующий возрасту 1471 ± 13 млн лет;
— цирконы второго типа (точки 9.1; 10.1; 11.1) дают значения возраста в узком интервале 427—434 млн лет. На диаграмме они соответствуют конкордантному возрасту 430,6 ± 7,3 млн лет.
гл
о
¿330-9-3997-19 1
3650-9-3997-1 _9 1
Л \9
3680-9-3997-1 51
3800-9-3&97-1 1.1
Рис. 3. Цирконы (катодолюминесцентное изображение) из пробы ультрабазитов с указанием точек измерения состава изотопов
Рис. 4. Диаграммы с конкордией для цирконов из метаультрабазитов полуострова Моссель (проба 3880-9/3997-1)
Примечание. Номер аналитической точки соответствует номеру зерна и кратера в пределах этого зерна. Ошибки для интервала 1о; РЬс и РЬ* — нерадиогенный и радиогенный свинец. Ошибка калибровки стандарта для первой и второй проб — по 0,44 % (1о). Изотопные отношения скорректированы по измеренному 204РЬ. D, % — дискордантность.
Таблица 2
Результаты и-РЬ локального анализа цирконов (проба 3880-9/3997-1, массивный метаультрабазит) из ультрабазитов участка Моссельдален (полуостров Моссель, архипелаг Шпицберген)
Точка анализа 206РЬС, % и, РРт Т^ РРт 232та/238и 206рь* РРт Возраст 206рь/238и, млн лет Возраст 207РЬ/206РЬ, млн лет D, % 207РЬ/235и ±, % 206РЬ/238и ±, % Rho
9.1 0,00 170 202 1,23 9,99 427 ± 5,9 424 ± 60 -1 0,522 3 0,06848 1,4 0,467
10.1 0,19 137 75 0,56 8,16 431,9 ± 6,6 408 ± 78 -5 0,525 3,8 0,0693 1,6 0,414
11.1 0,68 110 93 0,87 6,63 434,2 ± 6,8 471 ± 150 8 0,542 6,9 0,0697 1,6 0,234
2.1 0,59 826 268 0,33 102 859,1 ± 9,9 1210 ± 31 41 1,583 2 0,1426 1,2 0,612
5.1 0,50 204 70 0,35 30,1 1017 ± 12 840 ± 48 -17 1,581 2,7 0,1709 1,3 0,490
8.1 0,28 368 167 0,47 80,4 1458 ± 16 1499 ± 21 3 3,273 1,7 0,2538 1,2 0,744
3.1 0,19 336 122 0,37 73,5 1460 ± 17 1450 ± 18 -1 3,195 1,6 0,2542 1,3 0,799
7.1 0,27 297 115 0,40 65,9 1475 ± 16 1469 ± 28 0 3,263 1,9 0,2571 1,2 0,646
4.1 0,14 284 207 0,75 63,4 1487 ± 17 1480 ± 17 0 3,314 1,5 0,2595 1,2 0,805
1.1 0,00 182 214 1,22 43,5 1581 ± 19 1692 ± 21 7 3,975 1,8 0,2779 1,4 0,765
6.1 0,27 2006 74 0,04 521 1698 ± 18 1651,6 ± 7,1 -3 4,217 1,2 0,3013 1,2 0,950
Комплекс среднерифейских метагабброидов в районе озера Феммильшоен. При геологическом картировании п-ова Ню-Фрисланд авторами были описаны многие десятки тел: от мыса Бангенхук на севере до окрестностей оз. Лакса на юге. Наиболее насыщенным этими телами является участок между озерами Феммильшоен и Лакса, где они встречаются в полосе шириной до трех километров. Севернее оз. Феммильшоен, в полосе шириной до 1—1,5 км, тела встречаются значительно реже. К югу от оз. Лакса встречаются единичные тела небольшой мощности.
Интрузии метагабброидов имеют форму субсогласных линз (силлов) с локальными рвущими контактами, которые обычно располагаются группами в виде кулис, реже этажами; мощности тел колеблются от 3—5 до 300 м при протяженности от первых десятков метров до 3—5 км. Группы всегда включают одно и реже два крупных тела и серию мелких. Крупные тела могут иметь асимметричную форму: максимальный раздув приурочен не к центру тела, а к одному из флангов. Самое крупное тело описано в восточной части оз. Лакса, его мощность достигает 300 м. Тела с мощностью более 100 м описаны на северном берегу оз. Лакса, а также к северу и югу от оз. Феммильшоен. Как правило, вмещающими породами являются гнейсы свиты Бангенхук, а на участке оз. Лакса метагабброиды встречаются и среди микрогнейсов свиты Риттерватнет. В соответствии с общей структурой района тела имеют субмеридиональное простирание (340°— 360°, редко до 10°) и погружаются к западу под углами 50°—70°. Контакты тел ровные резкие; редко встречаются контакты волнистые или даже с глубокими заливами и карманами. Вмещающие гнейсы в зоне экзоконтакта часто меняют цветовую окраску и становятся грубозернистыми, что можно расценивать как результат термального
воздействия интрузивного тела. В зоне эндокон-такта наблюдаются ксенолиты вмещающих гнейсов, во вмещающих породах — тонкие инъекции (послойные либо кососекущие) габброидного материала. Наряду с согласными телами (сил-лами) авторы впервые описали тела, имеющие форму штоков (вертикальные столбчатые тела с субизометричным сечением). Один из описанных штоков соединяется с силлом габброидов дайкой мощностью в первые метры и протяженностью 100—150 м. Его диаметр до 60 м, остальные из описанных нами столбчатых тел этого типа обладают размером в сечении порядка 10—20 м. Можно расценивать эти тела как корневые части силлов и пути транспортировки базальтовой магмы.
Среди метагабброидов нами выделены две основные разности пород: габбродолериты и габ-бронориты; микронориты обнаружены не были. Все изученные тела габброидов в той или иной степени метаморфизованы, однако наличие в телах пяти зон, описанных Р. Гайером, нами не подтверждено. Общую для всех тел метаморфическую зональность надо представлять как трехчленную: габброиды — амфиболизированные габброиды — амфиболиты.
В габброидах нередко присутствует Grt в виде мелких изометричных зерен (до 0,1—0,2 мм, редко больше), одиночных либо формирующих агрегаты разного размера и формы. Иногда мы можем наблюдать фрагменты коронарных (друзитовых) структур, когда цепочки мелких зерен Grt располагаются вдоль границ Р1 I и Срх, обволакивая отдельные зерна этих минералов наподобие короны. Такие явления были описаны нами ранее в юго-западной части Ню-Фрисланда [4]; процессы, с которыми связано появление подобных структур, обусловлены прогрессивным метаморфизмом. Состав Grt отвечает
Таблица 3
Представительные химические составы метагабброидов участка озера Феммильшоен
Компоненты 3876-2 3908-1 3910-1 4050-1 4071-2 4115-3 4115-10 4115-17 4139-2
SiO2 50,1 49,3 51,4 49,6 47,9 48,9 48,7 48,4 49,0
ТЮ2 1,6 2,53 1,39 1,91 1,77 0,77 0,88 0,77 1,38
А12О3 14,1 13,4 14,5 13,5 14,5 15,9 15,1 15,9 17,4
Fe2Oз 2,26 2,79 2,05 6,83 8,67 5,51 5,37 5,79 5,57
FeO 9,97 12,9 9,81 7,2 6,39 6,57 6,64 5,51 5,26
МпО 0,22 0,26 0,25 0,25 0,19 0,2 0,2 0,21 0,18
MgO 6,83 5,31 5,67 6,47 7,2 8,2 8,04 8,13 6,54
СаО 10,8 9,74 9,61 10,2 9,47 9,18 11,2 11,6 11,0
Na2O 1,89 1,94 2,49 1,83 2,49 1,9 1,68 1,79 2,1
К20 0,66 0,7 1,12 0,82 0,61 0,99 0,38 0,64 0,34
Р205 0,1 0,23 0,19 0,17 0,21 0,05 0,05 0,05 0,086
п.п.п. 0,5 0,1 0,67 0,45 0,1 1,21 1,08 0,64 0,61
Сумма 99,03 99,2 99,15 99,23 99,5 99,38 99,32 99,43 99,47
Ва 165 211 250 196 232 390 73,8 108 157
8г 173 149 210 195 266 137 155 184 298
Rb 13,8 17,4 42 51,2 11,3 22,4 12,2 9,56 5,11
Nb 6,52 18,7 13,7 16,2 6,69 2,3 1,1 1,35 6,09
Zr 69,9 179 144 118 72,7 28,7 33,2 29 46,8
Hf 1,86 4,58 3,99 3,86 2,37 1,03 1,14 0,82 1,05
Th 0,59 2,21 2,43 1,8 1,79 0,28 0,23 0,24 0,51
Ga 14,9 17,6 16,9 18,2 21,7 16,3 15,5 17 18
La 7 19,5 18 14,8 13,2 2,58 2,5 1,95 9,19
Се 14,8 41,8 37,3 36,3 30,2 6,13 6,39 5,77 16,4
Рг 2,15 5,5 4,93 4,89 3,85 0,94 1,07 0,84 2,55
Nd 8,68 21,5 19,5 20,4 18,9 4,78 5,4 4,28 10,7
8т 2,47 5,61 4,5 4,58 4,28 1,57 1,75 1,96 2,39
Ей 0,94 1,71 1,59 1,53 1,53 0,75 0,69 0,63 1,02
Gd 2,21 5,73 4,46 4,98 4,6 1,95 2,21 2,05 2,69
ТЬ 0,4 0,91 0,71 0,86 0,76 0,38 0,41 0,41 0,38
Dy 2,51 5,7 4,51 5,89 4,63 2,68 3,07 2,96 2,77
Но 0,48 1,2 0,83 1,13 0,88 0,57 0,6 0,62 0,55
Ег 1,42 3,58 2,66 3,23 2,57 1,63 1,81 1,64 1,51
Тт 0,22 0,54 0,38 0,46 0,33 0,25 0,25 0,27 0,21
Yb 1,52 3,25 2,41 3,38 2,26 1,72 1,57 1,77 1,6
Lu 0,21 0,5 0,36 0,53 0,37 0,26 0,24 0,26 0,22
Y 15,6 35,1 26 31,9 24,2 15,7 17,1 17,1 15,7
V 352 305 247 344 377 271 298 284 445
Сг 114 87,6 122 279 1070 322 291 309 256
Со 40,6 39,6 35,1 53,8 60,6 52,5 55 52,1 48,2
N1 78,5 53,5 65 97,1 152 126 139 160 128
Си 112 172 64,4 87 66,1 24,2 39 24 55,1
8с 37,4 35,5 28,7 29 17,8 21,2 22,2 21,9 17
TR 45,01 117,03 102,14 102,96 88,36 26,19 27,96 25,41 52,18
Еи/Еи* 1,23 0,92 1,09 0,98 1,05 1,31 1,07 0,96 1,23
Примечание. Пробы А. Н. Сироткина (лаборатория ВСЕГЕИ), макрокомпоненты в масс. %, микроэлементы в г/т.
гроссуляр-альмандинам (количество гроссуляро-вого минала — 25—35 %) при значительной доли пироповой составляющей (до 10—15 %).
Среди породообразующих минералов габброи-дов выделяются разновременные парагенезисы, появление которых вызвано разными условиями кристаллизации минералов. Их последовательность (от ранних к поздним) следующая: а — Pl I (57—73), Cpx, Opx, Ol (магматический парагенезис); б — Grt (метаморфический прогрессивный парагенезис); в - Hbl, Pl II (42-53), Qz, Bt, Mag (метаморфический регрессивный парагенезис); г — Act, Srp, Ms (метаморфический диафтори-ческий парагенезис). В качестве акцессорных минералов в габброидах присутствуют нерудные (апатит, циркон, барит) и рудные (ильменит, магнетит и титаномагнетит, пирит, пирротин, халькопирит, сфалерит). Рудные минералы могут присутствовать и в значимых количествах (до 10—20 %).
Отдельно следует описать амфиболиты, формирующие внешние зоны тел метагабброидов и по структурным и минерально-вещественным характеристикам резко отличающиеся от собственно метагабброидов. По минеральному составу — это плагиоклазовые, биотитовые, эпидотовые либо гранатовые амфиболиты. В них не встречаются реликты офитовой структуры; новообразованная структура мелко- и среднезернистая лепидоне-матобластовая либо гранонематобластовая. Ее характерная особенность — слабовыраженная ориентировка минеральных зерен. Этой особенностью своей структуры данные амфиболиты отличаются от амфиболитов вмещающей толщи серии Атомфьелла, для которых характерна крупнозернистая структура с упорядоченной ориентировкой удлиненных минеральных зерен. Минеральный состав описываемых амфиболитов — Hbl (40—75 %), Pl 23—28 (до 20 %), Qz (5—15 %), Bt (до 10—15 %), Ep (до 20 %), Grt (до 10 %), апатит, сфен; рудный минерал чаще отсутствует.
Химический состав габброидов представлен в табл. 3; также при работе использовались материалы [4]. По содержанию макроэлементов изученные породы относятся к классу основных, характеризуются в основном следующими вариациями петрогенных окислов (%): SiO2 45,3—52,27; TiO2 0,5—3,41; Al2O3 11,09—18,63; MgO 4,64—8,2; CaO 6,16—12,6; Na2O 1,66—3,61; K2O 0,25—3,04 — и редко выходят за эти границы. На диаграмме SiO2 — Na2O + K2O фигуративные точки этих составов попадают в поле основных пород (габ-броидов) низкощелочного ряда (рис. 2). По отношению Na2O/K2O (от 0,97 до 9,45) породы можно отнести к натриевой и калиево-натриевой сериям в примерно равной пропорции; по содержанию калия габброиды — умеренно- и высококалиевые; по характеру магнезиальности — в основном низко- и умеренно магнезиальные; по содержанию титана — за редким исключением умеренно- и высокотитанистые. На диаграмме FeO*/ MgO — SiO2 точки составов этих пород попадают исключительно в поле толеитовой серии [4].
Таким образом, по своему химизму метагаб-броиды представляют компактную группу без резкой дифференциации составов; заметные различия можно установить только по содержанию А1203 (от низко- до высокоглиноземистых), ТЮ2 (0,5—3,41 %) и типу щелочности (натриевая и калиево-натриевая серии). Петрохимические особенности интрузивного комплекса указывают на его связь с исходной толеит-базальтовой магмой.
В отличие от макроэлементов, содержание в метагабброидах микроэлементов обладает значительными вариациями, иногда на порядок и больше. Максимальным разбросом значений характеризуется концентрация хрома — от 86 до 2520 г/т, большими вариациями содержаний — медь (24—280 г/т), никель (4,27—210 г/т) и ниобий (1,1—26,7 г/т). В то же время элементы V, Со, Ва, Rb, Sr, /г, Sc и др. характеризуются большим или меньшим постоянством значений и по своим содержаниям отвечают кларкам основных пород.
Остановимся на характеристике РЗЭ. На рис. 5 показаны распределения этих элементов в метагабброидах, а в табл. 3 приведены их абсолютные значения [4]. По сумме РЗЭ породы четко распадаются на две группы: с минимальной концентрацией РЗЭ (19,96—57,48 г/т) и с повышенной концентрацией РЗЭ (73,69—177,37 г/т). При этом надо отметить, что первая группа характеризуется низкими концентрациями легких РЗЭ (и одновременно повышенными содержаниями А1203 и пониженными К20), а вторая группа — повышенными концентрациями легких РЗЭ, что сочетается здесь с пониженными содержаниями А1203 и повышенными К20. Эти две группы хорошо видны на графиках распределения
Рис. 5. Распределение РЗЭ в метагабброидах первой (красные) и второй (зеленые) группы
РЗЭ (рис. 5). Анализ графиков демонстрирует, что первая группа габброидов характеризуется слабой дифференциацией РЗЭ в целом; можно лишь говорить о чуть повышенной концентрации средних РЗЭ. Вторая группа габброидов отмечается резким обогащением легкими РЗЭ. Распределение европия в обеих группах одинаковое (Еи/Еи* — 0,92—1,31), что указывает на отсутствие процессов значительной кристаллизационной дифференциации и близость материнской магмы первичному мантийному анатектическому расплаву. Характер графиков распределения РЗЭ в габброидах первой группы соответствует таким же графикам РЗЭ для толеитовых базальтов СОХ, источником магмы для которых были мантийные породы зоны плагиоклазовых ассоциаций. Ранее было показано [4], что составы метагабброидов соответствуют условиям образования этих пород во внутриплитных обстановках.
Для определения возраста тел метагабброидов была отобрана серия специальных крупнообъемных проб на цирконы, из которых мономинеральная фракция этого минерала была выделена только в трех пробах.
Проба 3908-1 отобрана из центральной части тела метагабброидов (мощность до 100 м), располагающегося в 4 км к югу от мыса Бангенхук. Здесь породы представлены габбродолеритами с габбро-офитовой структурой и слабой степенью метаморфогенных изменений. Из пробы было извлечено два зерна циркона размером 60—70 и 150—170 мкм. Зерна имеют неправильную форму, судя по которой они являются обломками или реликтами захваченных магмой зерен циркона из протолита. Исследования этих цирконов в ЦИИ ВСЕГЕИ позволили получить пять значений возраста; результирующий возраст для этой пробы соответствует 2725 ± 15 млн лет. Таким образом, возраст полученных цирконов можно оценивать
как позднеархейский, а их природу — как фрагменты нижнекорового (или верхнемантийного) вещества, захваченные материнской магмой габ-броидов при ее перемещении в верхние части коры.
Проба 4050-1 отобрана в районе горы Бренн-коллен из тела, которое прорывает раннепротеро-зойские граниты с ранее определенным возрастом 1754 ± 6 млн лет [4]. Из этой пробы была получена многочисленная навеска однотипных цирконов, 10 точек по которым дали дискордантный возраст 1752 ± 25 млн лет. С большой уверенностью можно утверждать, что это захваченные цирконы, принадлежащие прорванному телу гранитоидов и попавшие в габброиды в результате ассимиляции гранитных ксенолитов.
Проба 775-2 отобрана на участке к северу от оз. Феммильшоен; из пробы была выделена представительная выборка цирконов. Зерна циркона представлены обломками прозрачных кристаллов желтого цвета и призматического габитуса. Размер изученных зерен находится в пределах от 96 до 280 мкм; коэффициент удлинения — 1,5—4,0, иногда доходя до 6—7. Из кристаллографических граней отмечаются только грани призмы (до длиннопризматического облика). В КЛ изображении зерна обычно однородные светлые; в редких случаях отмечается осцилляционная зональность разной ширины, обычно параллельная граням призмы. Различий между центрами обломков и их периферийными частями не отмечается.
Изученные зерна представлены на рис. 6, а результаты анализа — в табл. 4. Значения возрастов по и-РЬ и РЬ-РЬ возрасту близки и укладываются в узкий интервал. Конкордантные значения возраста (рис. 7) составили 1349 ±11 и 1350 ±11 млн лет, что вполне соответствует нашим представлениям и коррелируется с ранее полученными возрастами по этому объекту.
Таблица 4
Результаты и-РЬ локального анализа цирконов из метагабброидов (проба 775-2) участка Феммильшоен (полуостров Ню-Фрисланд, архипелаг Шпицберген)
Точка анализа 206РЬС, % и, РРт Т^ РРт 232ТЬ./238и 206РЬ* РРт Возраст 206РЬ/238и, млн лет Возраст 207РЬ/206РЬ, млн лет D, % 207РЬ/235и ±, % 206РЬ/238и ±, % Rho
1.1 0,24 265 233 0,91 54,4 1376 ± 22 1327 ± 26 -4 2,805 2,2 0,2379 1,7 0,791
2.1 0,14 239 233 1,01 47,2 1334 ± 21 1375 ± 24 3 2,779 2,1 0,2299 1,8 0,816
3.1 0,03 620 670 1,12 127 1380 ± 21 1348 ± 26 -2 2,845 2,1 0,2387 1,7 0,779
4.1 0,10 324 340 1,08 65,3 1357 ± 21 1364 ± 23 1 2,815 2,1 0,2342 1,7 0,811
5.1 0,15 272 205 0,78 52,4 1305 ± 20 1327 ± 27 2 2,646 2,2 0,2244 1,7 0,780
6.1 0,22 196 143 0,76 39,6 1363 ± 22 1378 ± 34 1 2,851 2,5 0,2355 1,8 0,714
7.1 0,20 171 120 0,73 33,2 1311 ± 21 1327 ± 36 1 2,659 2,6 0,2256 1,8 0,685
8.1 0,21 414 331 0,83 83,3 1354 ± 20 1329 ± 22 -2 2,758 2,0 0,2338 1,7 0,825
9.1 0,32 150 104 0,72 30,2 1353 ± 22 1388 ± 39 3 2,841 2,7 0,2335 1,8 0,659
10.1 0,11 309 280 0,94 61,9 1349 ± 21 1373 ± 24 2 2,809 2,1 0,2327 1,7 0,805
Примечание. Номер аналитической точки соответствует номеру зерна и кратера в пределах этого зерна. Ошибки для интервала 1о; РЬс и РЬ* — нерадиогенный и радиогенный свинец. Ошибка калибровки стандарта для первой и второй проб — по 0,63 % (1о). Изотопные отношения скорректированы по измеренному 204РЬ. D, % — дискордантность.
О
775-2_3,1
О? 77б-2_7.1 о
775-2_6. 1 > О
О
775-2 9.1
775-2 5.1
О
Рис. 6. Фото зерен циркона (кадотолюминесцентное изображение) из метагабброида пробы 775-2 с участками измерения состава изотопов
Рис. 7. Диаграммы с конкордией для цирконов из метагабброидов (проба 775-2)
Обсуждение результатов и выводы. По своим характеристикам и геологическому положению комплекс метаультрабазитов наиболее близок к пироксенит-перидотитовой формации, магматические проявления которой характерны для геоантиклинальных поднятий и окраин срединных массивов. Важное значение имеет хромовая специализация этого объекта. Подводя итог этому исследованию, мы должны отметить факт выявления в фундаменте Ню-Фрисланда магматического события с возрастом 1471 ± 13 млн лет, что соответствует раннему рифею. Такой возраст впервые отмечен как на Ню-Фрисланде, так и Шпицбергене в целом. Учитывая петро-химическую характеристику ультрабазитов как внутриплитных образований, а ранний рифей для формирования коры Шпицбергена как прото-платформенный этап [4], можно говорить о внут-риплитных магматических процессах в этом регионе в раннем рифее.
Возраст 430,6 ± 7,3 млн лет для архипелага — период тектонической и магматической активизации. В частности, комплекс субщелочных грани-тоидов Ньютонтоппен, чьи породы выведены на поверхность в южной части Ню-Фрисланда, имеет близкий к этому значению возраст [14]. Возраст 1698 млн лет может коррелироваться с возрастом регионального метаморфизма вмещающих ультрабазиты толщ серии Атомфьелла и также принадлежать захваченному циркону. Значения возраста 859 и 1017 млн лет могут отражать события среднерифейского тектогенеза, широко проявленные во всех регионах архипелага. Таким образом, наши исследования подтверждают ран-нерифейский возраст комплекса ультрабазитов п-ова Ню-Фрисланд — 1471 ± 13 млн лет.
Полученные датировки возраста пород габ-бродолеритовой формации (1349 ±11 и 1350 ± ± 11 млн лет) позволяют отнести время формирования этих пород к среднему рифею, а становление всего комплекса — к этапам формирования среднего структурно-формационного комплекса фундамента архипелага: моменту заложения на посткарельской протоплатформе зон долго-живущих глубинных разломов, сформировавших среднерифейскую рифтогенную структуру архипелага [5].
Региональный высоко- и среднетемператур-ный метаморфизм пород связан с перестройкой этой структуры на рубеже среднего и позднего рифея. Характер наложенных минеральных пара-генезисов и метаморфогенных структур (гранат, Са амфибол повышенной натриевости, биотит, коронарные структуры) указывает на то, что эти процессы шли в условиях повышенных давлений (с последующей декомпрессией) на фоне спада температур и с привносом глубинного вещества.
1. Гавриленко Б. В., Каменский И. Л. Изохронный K-Ar возраст и изотопы гелия в гипербазитовой дайке на полуострове Моссель, Ню Фрисланд (Шпицберген)// Геохимия. - 1993. - № 4. - С. 584-589.
2. Красильщиков А. А. Стратиграфия и палеотекто-ника докембрия — раннего палеозоя Шпицбергена. — Л.: Недра, 1973. - 120 с.
3. Сироткин А. Н. Раннепротерозойский осадочно-вулканогенный комплекс полуострова Ню Фрисланд (арх. Шпицберген) // Палеовулканология, вулканоген-но-осадочный литогенез, гидротермальный метаморфизм и рудообразование докембрия. — Петрозаводск, 2001. — С. 87—88.
4. Сироткин А. Н., Евдокимов А. Н. Эндогенные режимы и эволюция метаморфизма складчатых комплексов фундамента архипелага Шпицберген (на примере полуострова Ню Фрисланд). — СПб.: ВНИИОкеангеология, 2011. — 270 с.
5. Сироткин А. Н., Никитин Д. В. Особенности геодинамического развития девонского грабена Шпицбергена // Записки Горного института. — 2011. — Т 194. — С. 104—111.
6. Тебеньков А. М. История тектонического развития фундамента Шпицбергена (по геохронологическим данным) / А. М. Тебеньков, Д. Г. Джи, У. Йоханссен, А. Н. Ларионов // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Вып. 4 — Апатиты: КНЦ РАН, 2004. — С. 90—100.
7. Balashov Ju. A. An Early Proterozoic U-Pb zircon age from an Eskolabreen Formation gneiss in southern Ny Friesland, Spitsbergen / Ju. A. Balashov, A. N. Larionov, L. F. Gan-nibal, A. N. Sirotkin, A. M. Tebenkov, G. I. Ryungenen, Y. Ohta // Polar Research. — 1993. — Vol. 12, No. 2. — Pp. 147—152.
8. Gayer R. A. The geology of the Femmilsjoen region of the north-west of Ny Friesland, Spitsbergen. — Norsk Polarinstitutt Skrifter, 1969. — Vol. 145. — 45 p.
9. Gee D. G. New evidence of basement in the Svalbard Caledonides: Early Proterozoic zircon ages from Ny Friesland granites / D. G. Gee, B. Schouenborg, J. J. Peucat, S. A. Aba-kumov, A. A. Krasil'shchikov, A. M. Tebenkov // Norsk Geo-logisk Tidsskrift. — 1992. — Vol. 72. — Pp. 181—190.
10. Harland W. B. The geology of Svalbard // Geological Society, London, Memoirs. — 1997. — No. 17. — 521 p.
11. Larionov A. N., Johansson A., Tebenkov A. M. & Sirotkin A. N. U-Pb ages from the Eskolabreen Formation, southern Ny Friesland, Svalbard // Norsk Geologisk Tidsskrift. — Vol. 75. — 1995. — Pp. 247—257.
12. McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. — 1995. — Vol. 120. — Pp. 223—253.
13. Soviet geological research in Svalbard 1962—1992 // Extended abstracts of unpublished reports. Meddelelser NR 139. — Oslo, 1996. — 103 р.
14. Tebenkov A. M., Ohta Y., Balashov Ju. A., Sirot-kin A. N. Newtontoppen granitoid rocks, their geology, chemistry and Rb-Sr age // Polar Research. — 1996. — Vol. 15 (1). — Pp. 67—80.
15. Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe / Eds. M. A. McKibbe, W. C. Shanks, W. I. Ridley // Reviews in Economic Geology. — 1998. — Vol. 7. — Pp. 1—35.
16. Witt-Nilsson P. The West Ny Friesland Terrane: an exhumed mid-crustal obliquely convergent orogen. — Doctoral Thesis, Uppsala University, 1998. — 28 p.
17. Whitney D. L., Evans B. W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // American Mineralogist. — 2010. — Vol. 95. — Pp. 185—187.
1. Gavrilenko B. V., Kamenskiy I. L. Isochronous K-Ar age and Helium isotopes in a hyperbasite dike on the Mos-sel Peninsula, Ny Friesland (Spitsbergen). Geokhimiya. 1993. No. 4, pp. 584-589 (In Russian).
2. Krasil'shchikov A. A. Stratigrafiya i paleotektonika dokembriya — rannego paleozoya Shpitsbergena [Stratigraphy and paleotectonics of the Precambrian — Early Paleozoic of Spitsbergen]. Leningrad: Nedra. 1973. 120 p.
3. Sirotkin A. N. Early Proterozoic sedimentary and volcanogenic complexes of Ny Frisland Peninsula (Spitsbergen Archipelago). Paleovulkanologiya, volcanogenic and
sedimentary lithogenesis, hydrothermal metamorphism and ore formation of the Precambrian. Petrozavodsk. 2001. Pp. 87—88. (In Russian).
4. Sirotkin A. N., Evdokimov A. N. Endogennyye rezhimy i evolyutsiya metamorfizma skladchatykh kompleksov fundamenta arkhipelaga Shpitsbergen (na primere poluostrova Nyu Frisland) [Endogenous regimes and evolution of metamorphism of folded complexes of the Spitsbergen Archipelago basement (on the example of the Ny Friesland Peninsula)]. St. Petersburg: VNIIOkeangeologiya. 2011. 270 p.
5. Sirotkin A. N., Nikitin D. V. Features of geody-namic development of the Devonian graben of Spitsbergen. Zapiski Gornogo instituta. 2011. Vol. 194. Pp. 104—111. (In Russian).
6. Teben'kov A. M., Dzhi D. G., Yokhanssen U. et al. A History of tectonic development of the base of Spitsbergen (according to geochronological data). Complex researches of the nature of Spitsbergen. Apatity. 2004. Iss. 4. Pp. 90-100. (In Russian).
7. Balashov, Ju. A. 1993: An Early Proterozoic U-Pb zircon age from an Eskolabreen Formation gneiss in southern Ny Friesland, Spitsbergen. In Balashov, Ju. A., Lario-nov, A. N., Gannibal, L. F., Sirotkin, A. N., Tebenkov, A. M., Ryungenen, G. I., Ohta, Y. (eds.): Polar Research. 12. 2. 147-152.
8. Gayer, R. A. 1969: The geology of the Femmilsjoen region of the north-west of Ny Friesland, Spitsbergen. Norsk Polarinstitutt Skrifter. 145. 45.
9. Gee, D. G. 1992: New evidence of basement in the Sval-bard Caledonides: Early Proterozoic zircon ages from Ny Friesland granites. In Gee, D. G., Schouenborg, B., Peucat, J. J, Abakumov, S. A., Krasil shchikov, A. A., Tebenkov, A. M. (eds.): Norsk Geologisk Tidsskrift. 72. 81-190.
10. Harland, W. B. 1997: The geology of Svalbard. Geological Society, London, Memoirs. 17. 521.
11. Larionov, A. N., Johansson, A., Tebenkov, A. M. & Sirotkin, A. N. 1995: U-Pb ages from the Eskolabreen Formation, southern Ny Friesland, Svalbard. Norsk Geologisk Tidsskrif. 75. 247-257.
12. McDonough, W. F., Sun, S.-S. 1995: The composition of the Earth. Chemical Geology. 120. 223-253.
13. Soviet geological research in Svalbard 1962-1992. 1996: Extended abstracts of unpublished reports. Meddelelser NR 139. Oslo. 103.
14. Tebenkov, A. M., Ohta, Y., Balashov, Ju. A., Sirotkin, A. N. 1996: Newtontoppen granitoid rocks, their geology, chemistry and Rb-Sr age. Polar Research. 15. 1. 67-80.
15. Williams, I. S. 1998: U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In McKibbe, M. A., Shanks, W. C., Ridley, W. I. (eds.): Reviews in Economic Geology. 7. 1-35.
16. Witt-Nilsson, P. 1998: The West Ny Friesland Terrane: an exhumed mid-crustal obliquely convergent orogen. Doctoral Thesis, Uppsala Universit. 28.
17. Whitney, D. L., Evans, B. W. 2010: Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist. 95. 185-187.
Сироткин Александр Николаевич — доктор геол.-минерал. наук, гл. геолог, Шпицбергенская поисково-съемочная партия АО «Полярная морская геологоразведочная экспедиция» (АО «ПМГРЭ»). Ул. Победы, 24, г. Ломоносов, Санкт-Петербург, 198412, Россия. <pechenga-67@yandex.ru>.
Евдокимов Александр Николаевич — доктор геол.-минерал. наук, профессор, Санкт-Петербургский горный университет (СПГУ). 21-я линия, Васильевский остров, д. 2, Санкт-Петербург, 199106, Россия.<evdokimov48@list.ru>.
Sirotkin Alexander Nikolaevich — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Chief Geologist, Spitsbergen exploration party Stock Venture «Polar Marine Geosurvey Expedition» (Stock Venture «PMGE»). 24 Pobedy str., St. Petersburg — Lomonosov, 198412, Russia. <pechenga-67@yandex.ru>.
Evdokimov Alexander Nikolaevich — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Professor, St.-Petersburg Mining University (SPMU). 2 21st Line, St. Petersburg, 199106, Russia. <evdokimov48@list.ru>.
