Цирконы из осадочных отложений восточного контакта гранитного массива Маньхамбо (Северный Урал)

Автор: Удоратина О.В., Никулова Н.Ю., Павлова А.А., Варламов Д.А., Швецова И.В.

Журнал: Вестник геонаук @vestnik-geo

Статья в выпуске: 6 (210), 2012 года.

Бесплатный доступ

Рассматриваются особенности морфологии и внутреннего строения кристаллов циркона из гравелитов и песчаников, по комплексу литологических и геохимических признаков отнесенных к тельпосской свите и контактирующих с гранитоидами массива Маньхамбо. Установлено, что в этих породах преобладают неокатанные кристаллы циркона двух типов: дипирамидальные (I тип) и удлиненно-призматические (II тип), различающиеся по цвету и прозрачности. Цирконы I типа характеризуются зональным внутренним строением. В химическом составе цирконов этих типов значительных отличий не обнаружено.

Циркон, кварциты, гравелиты, гранитоиды, маньхамбо

Короткий адрес: https://sciup.org/149129075

IDR: 149129075

Текст научной статьи Цирконы из осадочных отложений восточного контакта гранитного массива Маньхамбо (Северный Урал)

Геохронологические данные по гра-нитоидам многочисленных массивов Северного и Приполярного Урала, полученные в последнее время, позволяют связывать их формирование с коллизионными процессами венда—позднего кембрия. Возраст гранитоидов массива Маньхамбо установлен различными методами и соответствует интервалу 525— 515 млн лет (U-Pb SHRIMP-II и U-Pb LA ICP MS) [2,15, 17]. Однако имеются как более древние датировки на уровне 1300—1100 [2,18], так и более молодые — 460—415 млн лет (Rb-Sr по валу) [14].

До сих пор нет единого мнения и о возрасте перекрывающих массив пород. Разными авторами они относятся к различными по возрасту толщам — от рифея

  • [18]    до ордовика [6]. Наиболее полно вопрос об их возрасте был освещен в работах Е. П. Калинина и В. Н. Пучкова [5, 6] и С. С. Щербина [18, 19]. На основании геологических и геолого-тектонических исследований авторы утверждали и подтверждали фактическим материалом две разные точки зрения. По версии Е. П. Калинина и В. Н. Пучкова граниты прорывают рифейские осадочные отложения и трансгрессивно перекрываются нижнепалеозойскими [5,6], а по мнению С. С. Щербина, перекрывающие отложения относятся к рифею [18]. Обе взаимоисключающие точки зрения основаны на геохронологических данных по гранитам [2,3, 17]. Таким образом, отложения, перекрывающие граниты массива Маньхамбо, могут принадлежать верхнерифейской хобе-

  • инской (R3hb) или к нижнеордовикской тельпосской (O1tl) свитам. Обе палеонтологически немые терригенные толщи могут быть сходны по строению, гранулометрическому составу и структурно-текстурным характеристикам слагающих их пород, но их вещественные составы имеют различия, которые могут послужить надежными диагностическими критериями при установлении стратиграфической принадлежности отложений.

В последние годы, в связи с возобновлением интереса к редкометалльно-редкоземельному оруденению в осадочных отложениях восточного контакта массива Маньхамбо, вновь стала актуальной проблема возраста рудовмещающих толщ. Существуют два взаимоисключающих варианта:

  • 1.    Граниты имеют позднедокембрийский возраст. На восточном контакте массива, где в зоне разлома локализовано оруденение, граниты! соприкасаются с рифейскими образованиями, но не перекрывающими граниты трансгрессивно, а надвинутыми [1,10,11]. При этом возраст перекрывающих пород не связан с возрастом гранитов. Однако в основании толщи часто присутствуют “окатанные” гальки гранитоидов, традиционно считавшиеся маньхамбовскими [18]. Поскольку сами граниты массива Маньхам-бо позднекембрийские, возникает вопрос — какие гранитоиды стали источником галек?

  • 2.    Перекрывающие отложения имеют раннепалеозойский возраст [6]. В настоящее время опубликовано значительное количество работ, в которых дана характеристика литологических, геохимических и минералогических особенностей немых терригенных толщ. Особое внимание уделено акцессорным минералам, в том числе цирконам, которые благодаря их устойчивости к различным типам выветривания сохраняют свои первичные физико-химические свойства. Анализ данных о цирконах из хобеинской и тель-посской свит [4,8,13,16] позволяет считать, что отличать эти толщи друг от друга можно по морфологическим и химическим особенностям цирконов.

В ходе работ, проведенных ОАО «Уральская геологосъемочная экспедиция» в рамках проекта «Урал промышленный—Урал Полярный» в 2007— 2009 гг., были изучены разрезы перекрывающей гранитоиды осадочной толщи по скважинам в северной, северо-западной, северо-восточной и восточной частях массива Маньхамбо (рис. 1). Керн скв. С-02 послужил фактическим материалом для наших исследований. Состав отложений в разрезе этой скважины! снизу вверх изменяется от конглобрекчий до кварцитопесчаников (рис. 2). Верхняя часть разреза (до глубины 56.0 м) сложена переслаивающимися серыми и темно серыми слюдистыми (биотитовыми) квар-цитопесчаниками, постепенно переходящими в слюдистые гравелиты с прослоями кварцитопесчаников и хлоритовых сланцев, содержащих тонкие послойные выделения пирита. С глубины 145.3 м в разрезе вновь преобладают кварцитопес-чаники, а гравелиты занимают подчиненное положение. В этой части разреза наблюдаются многочисленные зоны! дробления и ожелезнения, к которым приурочены выделения рудных минералов [12], характеризующиеся повышенными и аномальными значениями гамма-излучения. В основании разреза (197.7—220.0 м) залегают конглобрекчии с обломками

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Маньхамбовского и Ильяизского массивов (Удоратина и др., 2006).

1—3 — терригенно-карбонатные отложения Западно-Уральской СФЗ: 1 — терригенно-карбонатные отложения (D1—C1); 2 — карбонатные толщи (S); 3 — терригенные толщи верхнего кембрия-среднего ордовика с базальными конгломератами в основании (обеизская (тель-посская) свита); 4—6 — осадочно-вулканогенные толщи Ляпинской СФЗ Центрально-Уральской мегазоны доуралид: 4—перимущественно вулканиты основного и кислого состава саблегорской свиты (RF3—Vsb), 5 — преимущественно сланцевые толщи мороинской свиты (RP3mr), 6 — терригенная толща хобеинской свиты (RP3hb); 7—9 — интрузивные образования: 7 — вторая фаза Маньхамбовского массива, 8 — первая фаза Маньхамбовского массива, 9 — пар-нукский комплекс; 10 — точка заложения скважины и ее номер

гранитов, размер и количество которых увеличиваются в нижней части слоя.

Литохимическая характеристика. В результате литохимической обработки [20] силикатных анализов четырех образцов гравелитов и кварцитопесчаников из интервала 160—200 м из скв. С-02 и одного образца (С-50-02) из скв. 50 были рассчитаны литохимические модули (табл. 1), построена модульная диаграм ма (рис. 3) в координатах ГМ — (Na2O + K2O), где ГМ (гидролизатный модуль) = AI2O3 + T1O2 + Fe2O3 + + MnO)/ S1O2, и сделан нормативный пересчет минерального состава (табл. 2). Модульная диаграмма (рис. 3) и таблицы показали, что изученная нами совокупность проб образует линию тренда, отражающую изменения в минеральном и гранулометрическом составах пород.

Краткая характеристика пород

^ Сланец серо-зеленый хлоритовый.

Сланец биотит-хлоритовый с редким гравием, пиритизированный.

^ Сланец кварц-хлоритовый.

Зона дробления в гравелите,

Зона дробления в гравелите.

Номер обазца

Конглобрекчия с обломками гранита.

В инт. 210.0-218.0 глыба гранита розового

Переслаивание содержащего гравий кварците песчаника и гравелита.

Переслаивание кварцитопесчаника серого и темно-серого, биотитового,

Переслаивание слюдистого гравелита и слюдистого кварцитопесчаника,

Переслаивание слюдистого гравелита и слюдистого кварцитопесчаника,

Переслаивание слюдистого гравелита и слюдистого кварцитопесчаника.

/ Переслаивание слюдистого гравелита и слюдистого кварцитопесчаника.

Переслаивание содержащего гравий кварцитопесчаника и гравелита. _________________________

, Щебень гравелита. ______________________________________

Переслаивание содержащего гравий кварцитопесчаника и гравелита

11ереслаивание кварцитопесчаника серого и темно-серого, биотитового.

Породы лимонитизированы.

Зона дробления в кварцитах, лимонитизация.

Интервал, аналогичный инт. 16.5-18м.

Гравелит брекчированый, осветленный, гематитизированный.

С-02-36

С-02-40

Рис. 2. Схематическая литологическая колонка по скв. С-02.

1 — конглобрекчия, 2 — гравелит, 3 — песчаник, 4 — сланец, 5 — гранит,

С-02-32

С-02-58

6 — лимонитизация пород

Наиболее щелочными и гидролизатными оказались гравелиты, содержащие около 10 % нормативного фенгита и максимальное количество полевых шпатов.

Присутствие фенгита в нашем случае не имеет отношения к первичному составу пород, а свидетельствует о наложенных (метасоматических) изменениях в породах. По данным Б. И. Омельяненко и его соавторов [9], присутствие фенгита указывает на гидротермальный генезис мета-соматитов. Согласно нормативному пересчету гравелит обр. С-50-02 не содержит фенгита (табл. 2). Можно предположить, что его состав наиболее близок к первичному составу обломочной породы. Гравелиты с аналогичным составом встречаются и на верхней Печоре [7], примерно в 100 км южнее, но на этой же долготе. Залегающие здесь в основании палеозойского разреза тельпосские гравелиты содержат до 20 % неокатанных гравийных зерен калиевого полевого шпата и единичные более крупные обломки кислых вулканитов. Источником этих обломков являются расположенные в непосредственной близости массивы поздневендско-раннекембрий-ских гранитов и гранодиоритов. Вверх по разрезу количество полевошпатового материала постепенно сокращается, и гравелиты сменяются кварцевыми песчаниками. Имеющиеся в нашем распоряжении анализы не позволяют установить полную однозначную аналогию с районом верхней Печоры, однако, учитывая меридиональную приуроченность фациальной зональности Северного Урала, можно предположить сходство обстановок осадконакопления на его территории в раннеордовикское время.

Особое внимание мы уделили трем пробам с цирконами (С-02-60, С-02-54, С-02-36) из интервала 160—200 м. Они представлены светло-серым массивными гравелитами с неравномерным распределением гравия. В шлифах порода характеризуется бластопсефитовой структурой с гранобластовой структурой цемента и массивной текстурой (рис. 4, а). Размер обломков достигает 4.0 мм, преобладает фракция 0.2—0.5 мм. Из-за близости составов кварцевой основной массы и кварцевого же гравия в шлифах границы зерен и окатанность часто неразличимы. Обломки представлены калиевым полевым шпатом (рис. 4, б, д), кварцем, мелкозернистой кварц-полевошпатовой породой иногда с микропегматитовой структурой (рис. 4, в), чешуйками (до 3.0 мм) мусковита, хлоритизированного биотита (0.1—0.15 мм), округлыми зернами апатита и ильменита(?) размером до 0.1 мм. У зерен полевых шпатов окатанность в большинстве случаев хорошая или средняя (рис. 4, б, д). Рудные и акцессорные минералы сконцентрированы в полосы (рис. 4, а, г).

В результате изучения аншлифов из этих же образцов на цифровом электронном сканирующем микроскопе Tescan VEGA-II XMU с энергодисперсионным спектрометром INCA Energy 450 (ИЭМ РАН, г. Черноголовка) получены их изображения в отраженных электронах с вещественным контрастом (BSE — backscattered electrons), позволившие уточнить распределение минеральных индивидов в породах, и проведен рентгеноспектральный локальный микроанализ ряда минералов. Поскольку в про-толочную пробу попадают как обломочные зерна циркона, так и цирконы из обломков пород в составе гравелита, особое внимание было уделено минералам, концентрирующимся в цементе гравелита (рис. 5, а). Исследованные нами цирконы расположены преимущественно в межзерновом матриксе и имеют хорошо выраженные кристаллографические формы с гранями призмы (рис. 5, б, г, д) или пирамиды (рис. 5, в). Внутреннее строение призматических цирконов зональное, пирамидальных — однородное

Химический состав пород, мае. %

Таблица 2

Нормативный минеральный состав пород, %

Таблица 1

Компо-

C-02-32

С-02-36

С-02-40

С-02-58

С-50-02

ненты и

Гипер-

Суперсилиты

модули

силит

SiO2

86.94

83.94

82.50

82.70

87.00

TiO2

0.19

0.62

0.32

0.28

0.50

А12О3

6.41

7.35

8.62

8.48

6.13

Fe2O3

1.78

0.33

0.33

0.30

0.45

FeO

0.20

0.23

0.26

0.38

0.48

MnO

0.015

0.059

0.035

0.026

0.011

MgO

0.15

0.27

0.50

0.51

0.56

CaO

0.31

0.31

0.21

0.21

0.05

Na2O

0.88

1.18

0.80

0.51

0.23

K2O

3.95

4.15

5.30

5.58

4.06

p2o5

0.023

0.10

0.051

0.056

0.064

ППП

0.047

0.01

0.56

0.60

0.61

Сумма

99.63

99.05

99.49

99.73

100.15

H2O

0.16

0.11

0.13

0.05

0.05

co2

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

Na2O+ + K2O

4.83

5.36

6.10

6.19

4.29

ГМ

0.10

0.10

0.12

0.11

0.08

TM

0.030

0.084

0.037

0.033

0.049

Минерал

С-02

32

С-02

36

С-02

40

С-02

58

С-5002

Кварц

66.4

68.1

56.4

56.7

70.5

Плагиоклаз

8.1

10

7.9

6.4

2.4

(№)

(W)

(3)

(13)

(17)

(13)

Ортоклаз

21.7

14.7

23.9

26.2

16.7

Мусковит

1.6

3.2

0.8

5.6

Фенгит

-

1.0

9.7

8.9

1.0

Биотит

0.9

0.9

2.8

Кальцит

0.2

0.1

0.1

0.1

0.2

Апатит

-

0.3

-

-

Лейкоксен

0.1

0.6

0.1

0.1

Ильменит

0.2

0.3

0.6

0.5

0.2

Титанит

0.4

Гематит

1.7

0.2

0.3

Na2O+K2O

Рис. 3. Модульная диаграмма

Рис. 4. Структура гравелита, обр. С-02-36: а — полированный срез; б, д — обломки полевых шпатов; в — обломок гранита; г — распределение рудных и акцессорных минералов в породе. Фото б, в, д — с анализатором, г — без анализатора

(рис. 5). Некоторые зерна с неровными, извилистыми границами не имеют правильных кристаллографических очертаний (рис. 5, е) и, по нашему мнению, являются новообразованными.

Монофракции цирконов были получены из тех же трех проб минерализованных гравелитов по стандартной методике с ручным дочищением материала протолочки. Из проб весом около 0.5 кг удалось выделить более 100 зерен циркона.

Цирконы в пробе С-02-60 представлены в основном непрозрачными светло серыми и светло-желтыми до светло-коричневых кристаллами короткопризматического и дипирамидального габитусов с развитием узкого пояса граней призмы. Встречено несколько полупрозрачных кристаллов.

Из пробы С-02-54 были выделены желтовато-серые и бежевые непрозрачные кристаллы короткопризматического и дипирамидального габитусов. Последние часто имеют округленный облик, обусловленный развитием множества граней и отсутствием зоны призмы. Призматические кристаллы составляют 30—40 % от общего количества выделенных кристаллов циркона.

Цирконы в пробе С-02-36 представлены равными количествами кристаллов короткопризматического и дипирамидального габитусов. Отличаются от цирконов из проб С-02-60 и С-02-54 разнообразием окраски. Примерно половина кристаллов обоих морфотипов окрашена в коричневый цвет различной интенсивности — от светло- до темно-коричневого. Остальные кристаллы светло-желтые или светло-желто-серые. Светлоокрашенные разности полупрозрачные. Таким образом, цирко-

Рис. 5. Микрофотографии цирконов: а — распределение цирконов в гравелите (указано белыми стрелками); б — раздробленный кристалл с просматриваемой зональностью (I тип); в — поперечный срез призматического кристалла (II тип); г — распределения цирконов в кварц-полевошпат-слюди-стом матриксе; д — зональность в цирконе I типа, е — циркон губчатый (новообразованный?)

Рис. 6. Морфологические типы цирконов: а—г (I тип) — дипирамидальные с пинакоидами на головке без призмы (а—б), с призмой (в—г) с трещиноватой поверхностью; д—з (II тип) — короткопризматические кристаллы и обломки кристаллов с хорошо выраженной головкой, д — многоглавый

ны из трех изученных нами проб слабо различаются по окраске, прозрачности и кри-сталографическим формам.

Морфология цирконов из пробы С-02-36, планируемой на датирование детритных цирконов, изучалась с помощью электронного микроскопа Тесла BS-500 в ИГ Коми НЦ УрО РАН (оператор С. С. Шевчук). Цирконы в этой пробе представлены неокатанными кристаллами и обломками кристаллов двух морфологических типов (рис. 6).

Кристаллы I типа харакгеризуютсяди-пирамидальным габитусом с развитием пинакоида на головке как без развития зоны призмы (рис. 6, а, б), так и с разви тием призм (рис. 6, в, г). На поверхности этих кристаллов при большом увеличении видна сетка характерных трещин. Под бинокулярным микроскопом мутные (непрозрачные) кристаллы имеют белесую, бежевую, светло-коричневую окраску.

Цирконы II типа — короткопризматические кристаллы и обломки кристаллов с хорошо выраженной головкой (рис. 6, д—з), иногда многоглавые (рис. 6, д). Под бинокулярным микроскопом они выглядят как прозрачные и полупрозрачные кристаллыжелговатого цвета.

Дипирамидальные кристаллы с трещинами на поверхности (I тип) имеют хорошо выраженную зональность (рис. 7, левый ряд), при этом «трещиноватость» прослеживается в глубь кристаллов. Кристаллы нередко насыщены включениям торита. Цирконы второго типа (рис. 7, правый ряд) незональные, однородные, без включений.

Зависимость химических составов цирконов от морфологии не выявлена. Можно отметить только, что в части цирконов I типа отмечаются незначительные содержания Th.

Особенностью изученных нами пород является отсутствие окатанных розовых и вишневых разновидностей цирконов, характерныхдля рифейских толщ. Во всех пробах преобладают неокатанные зерна с

Рис. 7. Внутреннее строение кристаллов циркона (изображение в обратно рассеянных электронах). Левая сторона — цирконы I типа, разбитые микротрещинами изометричные дипирамидальные кристаллы с зоной призмы или без нее с хорошо видимой зональностью, неоднородным строением (серые зоны) и включениями торита (белое). Правая сторона — цирконы II типа, короткопризматические (сечения продольные и поперечные), незональные, однородные

легко определяемой формой кристаллов. Часть из них, безусловно, новообразованная и связана с развитым здесь редкометалль-ным и редкоземельным оруденением. Совместное нахождение в породах нескольких морфологических разновидностей цирконов предполагает их поступление из различных источников, одним из которых были гранитоиды. Наиболее вероятно, что источником неокатанных цирконов и циртолита являются обломки гранитоидов, содержащиеся в гравелитах и кварцитопесча-никах. Часть изученных нами цирконов относится к кластогенным образованиям, высвобожденным в результате размыва из подстилающих гранитоидов и тут же переотложенным. Сходство цирконов из галек гранитоидов и цирконов из матрикса гравелитов позволяет предположить, что исходными породами для последних были подстилающие гранитоиды.

Наличие в основании разреза уралид обломков подстилающихпород, втом числе и гранитоидов, практически не затронутых химическим выветриванием, отмечалось и южнее, в верховье Печоры [8,16]. Этот факт с учетом полученных нами данных позволяет считать отсутствие коры выветривания на кембрийских гранитах региональной закономерностью, а перекрывающие массив Маньхамбо отложения — нижнеордовикскими (тельпосскими). Однако подтвердить это предположение можно будет лишь после проведения массового датированиядетритовых цирконов.

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований УрО РАН № 12-У-5-1025 “Закономерности осадконакопления по-

зднекембрийско-раннеордовикского рифтогенного этапа развития и фациальная зональность нижнепалеозойских отложений западного склона севера Урала”. Авторы выражают благодарность В. Л. Андреичеву и В. А. Капитановой.

Список литературы Цирконы из осадочных отложений восточного контакта гранитного массива Маньхамбо (Северный Урал)

  • Бороздина Г. М. О корреляции стратотипа хобеинской свиты и отложений в восточном контакте гранитного массива Маньхамбо // Ежегодник-2008: Тр. ИГГ УрО РАН. Вып. 156. Екатеринбург, 2009. С. 57-59.
  • Душин В. А., Ронкин Ю. Л., Лепихина О. П. Возраст и геодинамическая позиция гранитоидов Маньхамбовского блока (Северный Урал): U-Pb и Sm-Nd изотопная систематика и геохимические ограничения // Изотопные системы и время геологических процессов: Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. Т. I. CПб.: ИП Каталкина, 2009. С. 172-174.
  • Душин В. А., Фауст А. В. Рифейский гранитный магматизм и металлогения Маньхамбовского блока // Региональная геология и металлогения, 2008. № 35. С. 25-33.
  • Ефанова Л. И. Алькесвожская толща на севере Урала. Стратиграфия, литология, металлоносность: -Автореф. дис. … канд. геол.- мин. наук. Сыктывкар: Геопринт, 2001. 24 с.
  • Калинин Е. П., Пучков В. Н. Некоторые черты геологического строения и редкометалльной металлогении осевой полосы Северного Урала (верх. р. Укъю, Неримъю, Ыджыд-Ляга) // Материалы II Коми республиканской молодежной научной конференции. Сыктывкар, 1967. С. 246-249.
Еще
Статья научная