Russian Federation
UDK 549.514.81 Циркон
The paper presents the novel isotope data on the age of sandstones of the gold-bearing Alkesvozhskaya sequence at the base of the Paleozoic section in the Subpolar Urals. The analysis of U/Pb dating of detrital zircons confirmed that the sandstones had been formed no earlier than in the Late Cambrian-Early Ordovician. The predominant part of dating is in a narrow Late Riphean-Late Cambrian age interval, and zircons are represented by unrounded or weakly rounded crystals. The composition of the sandstones of the Alkesvozhskaya sequence are dominated by the destruction products of the underlying rocks of igneous complexes at various stages of the formation of timanides-protouralides.
zircon, Late Cambrian, Early Ordovician, Alkesvozhskaya strata, Sablegorskaya formation, Subpolar Urals
Терригенная алькесвожская толща на Приполярном Урале, залегающая над крупным стратиграфическим перерывом на породах рифейско-вендского фундамента и продуктах их древнего выветривания (kv Є) и перекрытая толщей нижнеордовикских конгломератов обеизской (O1ob) свиты, является вмещающей для многочисленных проявлений золоторудной минерализации. Первые рудопроявления с высокими содержаниями золота описаны В. С. Озеровым в долине руч. Алькесвож на восточном склоне хр. Малдынырд в 80-х годах XX века [7]. Золотоносности алькесвожской толщи посвящены многочисленные геолого-разведочные и научно-исследовательские работы (Ефанова, 2001; Ефанова, Повонская, 1999; Ефанова и др., 1999; Козырева, Швецова, 1998; Козырева и др., 2002; Кузнецов и др., 2001; Озеров, 1996; Озеров, 1998; Юдович, Ефанова, 2002; и др.). По результатам поисково-разведочных работ Л. И. Ефановой подробно охарактеризован петрографический и минералогический состав всех слагающих алькесвожскую толщу литологических разновидностей горных пород, установлена ее приуроченность к депрессиям допалеозойского рельефа [3]. Считается, что изначально золото было сконцентрировано в локально сохранившейся в основании разреза уралид кембрийской коре выветривания (kv Є) по слагающим ядро Малдинской синклинали кислым и основным вулканитам верхнерифейско-вендской саблегорской (RF3–V1sb) свиты. Наличие переотложенного глиноземистого и железистого материала коры выветривания — диаспора, пирофиллита, серицита и гематита — принято в качестве основного диагностического признака пород алькесвожской толщи. Вопрос о возрасте алькесвожской свиты до настоящего времени остается нерешенным. На геологических картах песчано-гравийная толща на контакте между рифей-вендским комплексом доуралид и комплексом уралид была показана как обеизская (O1ob), саблегорская (RF3–V1sb) или лаптопайская (V2lp) свиты. Лаптопайской молассой считала эти отложения Л. Т. Белякова [1]. В. С. Озеровым и Л. И. Ефановой возраст алькесвожской толщи на основании особенностей залегания и положения в разрезе принят как позднекембрийско-раннеордовикский [7, 3]. Отсутствие однозначного представления о возрасте золотоносной алькесвожской толщи определило необходимость проведения U/Pb-изотопного датирования детритового циркона.
Материалы и методы
Проба среднезернистого светло-розовато-серого слюдистого песчаника алькесвожской толщи (обр. АЛ-4) отобрана в точке с координатами (65°14'16'' с. ш., 60°16'17'' в. д.) в коренном выходе на восточном склоне хр. Малдынырд (рис. 1). Минералогическая проба раздроблена в ступе и промыта до серого шлиха, после чего разделена на фракции с использованием бромоформа, магнитной и электромагнитной сепарации. Извлеченная под бинокуляром монофракция циркона была помещена в эпоксидную шашку. Морфологические особенности и химический состав цирконов изучены с помощью сканирующего электронного микроскопа TESCAN VEGA3 LMH c энергодисперсионной приставкой X-MAX 50 mm Oxford instruments при ускоряющем напряжении 20 кВ, диаметре зонда 180 нм и области возбуждения до 5 мкм и сканирующего электронного микроскопа JSM–6400 с энергетическим спектрометром Link, с ускоряющим напряжением и током на образцах 20 кВ и 2х10–9 A соответственно и сертифицированными стандартами фирмы Microspec в ЦКП «Геонаука» Института геологии Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар).
Определения U/Pb-изотопного возраста зерен циркона проведены с помощью устройства лазерной абляции UP-213 и одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR (LA-ICP-MS метод) в ЦКП ГИН СО РАН «Геоспектр» (Улан-Удэ). Методика измерения, обработка масс-спектрометрического сигнала, расчет изотопных отношений и возрастов изложены в работе [3]. Применялось лазерное излучение с частотою импульсов 10 Гц, плотностью потока энергии около 3.5 Дж/см2 и диаметром пучка излучения 25 мкм. В качестве внешнего стандарта использованы зерна эталонного циркона 91500, контрольного образца — зерна эталонного циркона Plešovice (аттестованный ID-TIMS возраст 337.13±0.37 млн лет) и GJ-1 (аттестованный ID-TIMS возраст 608.5±0.4 млн лет). В течение сессии, состоящей из 110 измеренных точек в зернах циркона пробы АЛ-4, внешний стандарт был измерен в 26 точках, каждый контрольный образец — в 12 точках. Относительная среднеквадратичная погрешность определения изотопного отношения в контрольных стандартах варьировала: для 207Pb/206Pb — в пределах 1.5–2.5 %; для 207Pb/235U — 1.3–2.5 %; для 206Pb/238U — 0.7–1.0 %. Средневзвешенное значение оценки возраста контрольных эталонных Plešovice-цирконов по 207Pb/206Pb-отношению составило 350 ± 22 млн лет, 207Pb/235U — 345 ± 6 млн лет и 206Pb/238U — 338 ± 1.5 млн лет; возраст GJ-1 по 207Pb/206Pb-отношению — 591 ± 21 млн лет, 207Pb/235U — 602 ± 4 млн лет и 206Pb/238U — 605 ± 3 млн лет. Эти данные отличаются от аттестованного возраста эталонного циркона не более чем на 0.6 % для средневзвешенного значения 206Pb/238U-возрастов, не более чем на 2.3 % для 207Pb/235U-возрастов и не более чем на 3.8 % для 207Pb/206Pb-возрастов. Поправка на обыкновенный свинец проведена с помощью процедуры 204Pb-коррекции [16], при этом изотопные отношения общего свинца определены с помощью двухстадийной модели эволюции изотопного состава свинца по [5]. В интерпретации учтены только оценки возраста, дискордантность которых не превышает 10 %, при этом для циркона моложе 1 млрд лет использовано 206Pb/238U-значение возраста, а для древних (>1 млрд лет) — 207Pb/206Pb-возраст.
Для получения катодолюминесцентного изображения цирконов был использован СЭМ ThermoFischer Scientific Axia ChemiSEM с выдвижным детектором катодолюминесценции RGB (цветная) с диапазоном обнаружения длин волн 350–850 нм. (ЦКП «Геонаука», ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар).
Геологическое положение, строение и состав отложений алькесвожской толщи
В южной части хр. Малдынырд, расположенного на западном фланге Ляпинского антиклинория Центрально-Уральской мегазоны, отложения допалеозойского возраста представлены вулканитами саблегорской свиты (RF3–V1sb), прорванными базитами манарагского (bRF3–V) комплекса и риолитами Малдинской (lpV) субинтрузии (рис. 1).
В основании палеозойского разреза фрагментарным распространением пользуются глиноземистые и железистые образования метаморфизованной кембрийской коры выветривания (kv Є3), на которых залегает терригенная золотоносная алькесвожская толща (Є3–О1al), перекрытая отложениями обеизской (О1ob) свиты. Саблегорская свита (RF3–V1sb) в нижней части сложена основными эффузивами, в верхней — кислыми эффузивными и пирокластическими породами. Общая мощность саблегорской свиты составляет 500–1000 м. Позднерифейско-ранневендский возраст свиты установлен по залеганию на фаунистически охарактеризованных породах мороинской свиты и подтвержден геохронологическими датировками. Возраст риолитов хр. Малдынырд, по данным Е. И. Сороки и соавторов [10], составляет 603 ± 12 млн лет, по данным геолого-съёмочных работ ОАО «Полярноуралгеология» — 586 ± 21 млн лет [2]. Саблегорские субвулканические образования (RF3–V1sb) основного состава представляют собой субвулканическую фацию одноимённого базальт-риолитового вулканического комплекса.
Метаморфизованные коры выветривания (kv Є) сложены глиноземистыми и железистыми сланцами по субстрату саблегорских риолитов и базитов.
Алькесвожская толща (Є3–O1al), названная так по расположенному на восточном склоне хр. Малдынырд ручью Алькесвож — левому притоку р. Балбанъю, выполняет депрессии рельефа фундамента, имеет аллювиально-пролювиальное происхождение и представлена метаморфизованными косослоистыми песчаниками, гравелитами и конгломератами с прослоями и линзами сланцев. О континентальном происхождении отложений свидетельствуют преобладающая слабая окатанность обломков, присутствие в гравелитовых и песчаниковых пачках глинистых линз и прослоев, косая слоистость и резкие фациальные переходы. Для всех литологических типов отложений алькесвожской толщи характерно присутствие в цементе и обломочной части продуктов разрушения кор выветривания — диаспора, пирофиллита, серицита, гематита — что и послужило одним из основных признаков для ее выделения в отдельное стратиграфическое подразделение. Мощность алькесвожских образований колеблется от первых метров до 140–150 м [3]. Вне пределов палеодепрессий алькесвожская толща выпадает из разреза и обеизские конгломераты залегают непосредственно на породах фундамента.
Изучен циркон из среднезернистого розовато-серого слюдистого песчаника (обр. АЛ-4). Для пород характерна бластопсаммитовая структура, сланцеватая текстура. Обломочные зерна, длинные оси которых ориентированы согласно сланцеватости, представлены кварцем, обломками микрокристаллической кварцевой породы и пелитизированным полевым шпатом. Базальный кварц-хлорит-серицитовый цемент занимает около 20 % площади шлифа. Акцессорные минералы представлены эпидотом, цирконом и новообразованными апатитом и титанитом. Последний часто образует цепочки зерен вдоль сланцеватости. Гематит встречается в виде отдельных пластинчатых зерен и тонкодисперсного пигмента в цементе. В протолочной пробе встречены также рутил, ильменит, хромит, хлоритоид, монацит, ксенотим, ортит, дистен, фуксит и магнетит.
Обеизская свита (O1ob) представлена конгломератами, гравелитами, и кварцитовидными песчаниками. В подошве конгломератов фрагментарно распространен горизонт мелко-, среднезернистых кварцитовидных серо-вишневых песчаников (воротинская толща). Песчаники воротинской толщи встречаются лишь там, где развиты отложения алькесвожской толщи, и залегают на ее различных горизонтах с угловым несогласием 15–20°. Основной объем разреза свиты слагают олигомиктовые кварц-кварцитовые конгломераты, мощность которых изменяется от 80 до 300 м. Конгломераты залегают как на косослоистых песчаниках воротинского горизонта, так и на породах фундамента.
Среди детритового циркона в изученной пробе преобладают неокатанные и слабоокатанные короткопризматические кристаллы с гранями тетрагональной призмы и дипирамиды (Кудл 1.5–2.0), с размером зерна 150–220 µm (40 %). Около 25 % приходится на тетрагональные призматические кристаллы с хорошо сохранившимися гранями и сглаженными ребрами (К удл.1.4–1.8), размером 120–150 µm. Неокатанные и слабоокатанные удлиненно-призматические кристаллы (Кудл 2.1–2.7) размером 230–300 µm составляют около 15 %. Примерно 10 % зерен размером 90–150 µm хорошо окатаны, имеют округлую (Кудл 1.0–1.3) и овальную (Кудл 1.4–1.5) формы. Около 10 % приходится на обломки зерен и кристаллов. По результатам микрозондового анализа циркон содержит (мас. %): ZrO2 — 61.25–66.64, SiO2 — 32.59–36.21, HfO2 — 0.64–2.01.
Результаты датирования циркона
Датированы 104 зерна циркона, анализы с дискордантностью (D) > 10 % (12 зерен) были исключены из дальнейшего рассмотрения. Результаты остальных 92 изотопных анализов зерен циркона приведены в таблице 1. Возраст циркона варьирует от мезоархея (3068 ± ± 24 млн лет) до раннего ордовика (479 ± 4 млн лет) (рис. 2).
В рассматриваемой выборке наиболее древний возраст имеет одно зерно с мезоархейской (3068 ± 24 млн лет) датировкой. Для трех зерен установлен палеопротерозойский возраст — 2379 ± 26, 1951 ± 42 и 1924 ± 29 млн лет. Две группы циркона представлены единичными зернами с датировками в интервалах 1695 ± 31–1347 ± 34 млн лет и 1289 ± 55–974 ± 10 млн лет.
Наибольшее количество зерен (79, или 86 %) представляет интервал 654 ± 7–479 ± 7 млн лет. В пределах этого интервала можно выделить неопротерозойскую (позднерифейскую) 654 ± 7–584 ± 6 млн лет (21 зерно, или 23 %), вендско-раннекембрийскую 555 ± 6– 523 ± 5 млн лет (37 зерен, или 40 %) и позднекембрийско-раннеордовикскую 512 ± 5–479 ± 7 млн лет (21 зерно, или 23 %) популяции.
Обсуждение результатов
Вероятным первичным источником циркона с наиболее древней мезоархейской датировкой могли быть породы, принимающие участие в строении кристаллического фундамента волго-уральской и сарматской частей древнего остова Восточно-Европейской платформы, а зерна с возрастами 2379 ± 26, 1951 ± 42 и 1924 ± 29 млн лет первоначально связаны с синметаморфическими гранитоидами, внедрением которых сопровождались процессы формирования Волго-Сарматского орогена [4, 14]. Древние, хорошо окатанные зерна циркона могли быть неоднократно переотложенными и могли попасть в алькесвожские метапесчаники из рифейских метатерригенных пород [11]. Три наиболее древних зерна циркона имеют высокие значения Th/U (1.41, 0.94 и 1.09 соответственно), свойственные породам высокой степени метаморфизма. Циркон с возрастами, попадающими в интервалы 1695 ± 31–1347 ± 34 млн лет и 1289 ± 55–974 ± 10 млн лет, могли произойти из комплексов, участвовавших в строении аккреационно-коллизионного Свеко-Норвежского мегаблока Балтийского щита [14]. Все цирконы с донеопротерозойскими датировками представлены хорошо окатанными изометричными или овальными зернами размером 100–200 µm (рис. 3, а, c). В СL-изображении для них характерна пятнистая окраска в различных оттенках серого цвета со слабо проявленной зональностью (рис. 3, b, d).
Наибольшее количество зерен (79 или 86 %) представляет интервал 654 ± 7–479 ± 7 млн лет. Источником циркона с возрастом 654 ± 7–584 ± 6 млн лет могли быть комплексы протоуралид-тиманид, слагающие реликты Протоуральско-Тиманского орогена, возникшего в результате континентальной коллизии пассивной окраины Балтики и активной окраины Арктиды [5], — широко распространенные в районе вулканиты нижней подсвиты саблегорской свиты и прорывающие их тела базиты манарагского (bRF3–V) комплекса. В этой популяции широко представлены короткопризматические, в том числе с развитыми дипирамидами, субидиоморфные кристаллы с зональным внутренним строением и часто с пятнистой окраской в СL-изображении (рис. 3, e, f).
Возраст циркона наиболее многочисленной вендско-раннекембрийской популяции 555 ± 6–523 ± 5 млн лет, близок ко времени образования гранитоидов сальнерско-маньхамбовского (gV3–Є1) комплекса Малдинского и Народинского массивов [1, 8, 9]. Отмеченные у семи неокатанных кристаллов значения Th/U > 1 могут указывать на происхождение циркона из магматических пород основного состава. Такими породами могли быть поздневендско-раннекембрийские основные интрузии второй фазы сальнерско-маньхамбовского комплекса [14, 15]. Наиболее вероятным источником циркона возрастной популяции 512 ± 5–479 ± 7 млн лет с максимумом плотности вероятности 501 млн лет, составляющей 23 % от общего количества проанализированных зерен и представленной неокатанными и слабоокатанными призматическими, часто с гранями дипирамиды, кристаллами с зональным внутренним строением (рис. 3, g, h), могли быть риолиты верхней подсвиты саблегорской свиты [9]. Риолиты, в том числе измененные в коре выветривания, часто являются подстилающими породами для терригенной алькесвожской тощи, а гальки риолитов присутствуют в алькесвожских псефитах [2].
Заключение
Результаты проведенного датирования детритного циркона из песчаников алькесвожской толщи позволяют считать, что порода сформирована не ранее чем в позднем кембрии — раннем ордовике. Незначительная часть обломочного материала в составе песчаников алькесвожской толщи может происходить из рифейских метаосадочных образований, в свою очередь унаследовавших его из пород древнего фундамента Восточно-Европейской платформы. Преобладающая часть датировок (86 %) расположена в достаточно узком возрастном позднерифейско-позднекембрийском интервале с максимально интенсивными пиками, соответствующими времени становления эпиконтинентальных рифтогенных магматических образований. Песчаники алькесвожской толщи сформированы за счет разрушения и переотложения материала подстилающих (или очень близко расположенных) магматических комплексов различных стадий формирования тиманид-протоуралид. Наиболее вероятными поставщиками неокатанного и слабоокатанного верхнерифейско-раннекембрийского циркона были широко распространенные на Приполярном Урале, близкие по времени образования кислые и основные вулканиты саблегорской свиты, ассоциирующие с ними гранитоиды и интрузивные образования. Кластогенное золото могло поступать в породы алькесвожской толщи в результате размыва грейзенизированных пород, в частности на контактах основных интрузий манарагского комплекса и риолитов саблегорской свиты и коры выветривания по этим породам.
1. Belyakova L. T. Baykalskaya vulkanogennaya molassa severa Urala I Bolschezemelskoy tundry (Baikal volcanogenic molasse of the north of the Urals and Bolshezemelskaya tundra). Soviet geology, 1982, No. 10, pp. 68-78.
2. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiyskoy Federazii. Maschtab 1:200000. Seria Severouralskaya. List Q-41-XXV. Obyasnitelnaya zapiska. (State Geological Map of the Russian Federation. Scale 1: 200,000. The North Ural series. Sheet Q-41-XXV. Explanatory note.) Moscow: MF VSEGEI, 2013.
3. Efanova L. I., Povonskaya N. V. Alkesvozhskaya tolshcha Khrebta Maldynyrd (Pripolyarnyy Ural) (Alkesvozhskaya formation of the Maldynyrd Ridge (Polar Urals)). Narodnoye khozyaystvo Respubliki Komi (National economy of the Komi Republic), 1999, No. 3, pp.470-485.
4. Kuznetsov N. B., Alekseev A. S., Belousova E. A. et al. Testirovanie modeley pozdnevendskoy evoluzii severo-wostochnoy pereferii Wosstochno-evropeyskoy platform na osnove pervych rezultatov U/Pb-isotopnogo datirovaniya (LA-ICP-MS) detritnych zirkonov is verchnevendskich peschanikov Yugo-Wostochnogo Belomorya (Testing Models of the Late Vendian Evolution of the Northeastern Periphery of the East European Craton Based on the first U/Pb Dating Zircons from Upper Vendian Sandstones of the Southeastern White Sea region). Doklady Earth Sciences, 2014, 458 (1), pp. 1073-1076. doihttps://doi.org/10.1134/C1028334C14090311
5. Kuznetsov N. B., Soboleva A. A., Udoratina O. V. et al. Douralskaya tektonicheskaya evoluziya severo-wostochnogo i wostochnogo obramleniya Wostochno-evropeyskoy platform. St. 1. Protouralidy, Timanidy i Doordovikskie granitoidnye vulkono-plutonicheskie assoziazii severa Urala I Timano-Pechorskogo regiona (Pre-Uralian tectonic evolution of the northeast and east framing of the East European Platform. Paper 1. Protouralids, Timanides, and Pre-Ordovician granitoid volcano-plutonic associations of the north of the Urals and the Timan-Pechora region). Lithosphere, 2006, No. 4, pp. 3-22.
6. Kuznetsov N. B., Soboleva A. A., Udoratina O. V. et al. Douralskaya tektonicheskaya evoluziya severo-wostochnogo i wostochnogo obramleniya Wostochno-evropeyskoy platform. St. 2. Pozdnekembriysko-kembriyskaya kolliziya Baltiki I Arktidy (Pre-Uralian tectonic evolution of the northeastern and eastern framing of the East European Platform. Paper 2. Late Precambrian-Cambrian collision of the Baltica and Arctida). Lithosphere, 2007, 1, pp. 32-45.
7. Ozerov V. S. Metamorfizovannye rossypi zolota Pripolyrnogo Urala (Metamorphosed gold placers in the Subpolar Urals). Ores and metals, 1996, 4, pp. 28-37.
8. Soboleva A. A. Novye dannye o vozraste Narodinskogo massiva (Pripolyarny Ural) (New data on the age of the Narodinsky massif (Circumpolar Urals)). Vestnik of the Institute of Geology, 2004, No. 4, p. 2.
9. Soboleva A. A. Resultaty U-Pb (SIMS)-datirovaniya zirkona iz granitov i riolitov chr. Maldynyrd, Pripolarny Ural (Results of U-Pb (SHRIMP) dating of zircon from granites and rhyolites of the Maldynyrd region, Circumpolar Urals). Modern problems of theoretical, experimental and applied mineralogy (Yushkin Readings 2020): Proceedings of the Russian conference with international participation, 2020, pp. 63-65.
10. Soroka E. I., Ryabinin V. F, Sazonov V. N. et al. Transformazia porod Maldinskogo liparitovogo kompleksa pod vozdeystviem mnogoetapnoy kollizii (Transformation of rocks of the Maldinsky liparite complex under the influence of a multi-stage collision). Yearbook, 1994, IGG UB RAS, 1995, pp. 97-100.
11. Pystin A. M., Pystina Yu. I. Dokembry Pripolyarnogo Urala: hronostratigraficheskij aspect (Precambrian of the Circumpolar Urals: chronostratigraphic aspect). Proceedings of Karelian SC RAS, 2019, No.2, pp. 34-52. DOI: http://dx.doi.org/10.17076/geo904
12. Udoratina O. V., Soboleva A. A., Kuzenkov N. A. et al. Vozrast granitoidov Manchambovskogo i Ilyaizskogo massivov (Severny Ural): U-Pb-dannue (Age of granitoids of the Mankhambovsky and Ilyaizsky massifs (Northern Urals)): U-Pb data). Doklady Earth Sciences, 2006, No. 407(2), pp. 284-289. DOIhttps://doi.org/10.1134/s1028334x06020309
13. Khubanov V. B, Buyantuev M. D, Tsygankov A. A. U-pb izotopnoe datirovanie zirkonov iz PZ3-MZ magmaticheskich kompleksov Zabaykalia metodom magnitno-sektornoi mass-spectrometrii s lazernym probootborom: prozedura opredeleniya i sopostavlenie s SHRIMP dannymi (U-pb isotope dating of zircons from pz3-mz magmatic complexes of Transbaikalia by magnetic sector mass spectrometry with laser sampling: determination procedure and comparison with SHRIMP data). Russian Geology and Geophysics, 2016, No. 57(1), pp. 190-205 doihttps://doi.org/10.1016/j.rgg.2016.01.013
14. Bogdanova S. V., Bingen B., Gorbatschev R. et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia. Precambrian Res., 2008, No. 160, pp. 23-45. doihttps://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.024
15. Stacey J. S, Kramers J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters, 1975, No. 26(2), pp. 207-221.
16. Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In: McKibben MA, Shanks III WC, Ridley WI. editors. Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Reviews in Economic Geology Special Publication, 1998, No. 7, pp. 1-35.
