Первые U/Pb-данные о возрасте детритового циркона из песчаников золотоносной верхнекембрийско-нижнеордовикской алькесвожской толщи (Приполярный Урал)

Автор: Никулова Наталья Юрьевна, Хубанов Валентин Борисович

Статья в выпуске: 5 (329), 2022 года.

Бесплатный доступ

В статье приведены первые изотопные данные о возрасте песчаников золотоносной алькесвожской толщи в основании палеозойского разреза на Приполярном Урале. На основании анализа U/Pb-датирования детритового циркона установлено, что песчаники были сформированы не ранее, чем в позднем кембрии-раннем ордовике. Преобладающая часть датировок располагается в узком возрастном позднерифейско-позднекембрийском интервале, а циркон представлен неокатанными или слабоокатанными кристаллами. Установлено, что в составе песчаников алькесвожской толщи преобладают продукты разрушения подстилающих пород магматических комплексов различных стадий формирования тиманид-протоуралид.

Еще

Циркон, поздний кембрий, ранний ордовик, алькесвожская толща, саблегорская свита, приполярный урал

Короткий адрес: https://sciup.org/149140474

IDR: 149140474 | DOI: 10.19110/geov.2022.5.1

Текст научной статьи Первые U/Pb-данные о возрасте детритового циркона из песчаников золотоносной верхнекембрийско-нижнеордовикской алькесвожской толщи (Приполярный Урал)

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 алькесвож-ской толщи на основании особенностей залегания и положения в разрезе принят как позднекембрийско-раннеордовикский [7, 3]. Отсутствие однозначного представления о возрасте золотоносной алькесвож-ской 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/см²и 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 — 4

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, дискордант-ность 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 допалео-зойского возраста представлены вулканитами саблегорской свиты (RF₃–V₁sb), прорванными базитами ма-нарагского ( β RF₃–V) комплекса и риолитами Малдин-ской ( λπ V) 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 (RF 3 -V 1 sb) 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 € ) 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

Рис. 1. Схема расположения разреза и схематическая геологическая карта хр. Малдынырд. Составлена по материалам Л. И. Ефановой (2002 г.) и В. С. Озерова (2005 г.) Условные обозначения: 1 — современные аллювиальные отложения; 2 — раннесреднеордовикские породы салед-ской свиты: песчаники, алевролиты, сланцы; 3 — раннеордовикские породы обеизской свиты: конгломераты, гравелиты, песчаники, кварцитопесчаники; 4 — поздне-кембрийско-раннеордовикские породы алькесвожской толщи: алевролиты, песчаники, гравелиты с линзами конгломератов; 5 — кембрийские метаморфизованные коры выветривания — сланцы; 6 — позднерифейско-вендские вулканогенные породы саблегорской свиты: риолиты, туфы и лавобрекчии кислого состава; 7 — мана-рагский комплекс: позднерифейско-вендские метадо-лериты, метагаббро; 8 — малдинский комплекс: вендские риолиты, риолитовые порфиры; 9 — границы стратиграфических подразделений (a), разрывные нарушения: установленные (b), предполагаемые (c); 10 — место отбора пробы

Fig. 1. Location of the section and a schematic geological map of the Maldynyrd ridge. Compiled after L. I. Efanova (2002) and V. S. Ozerov (2005). Legend: 1 — modern alluvial deposits; 2 — Early-Middle Ordovician deposits of the Saledskaya Formation: sandstones, aleurolites, shales; 3 — Early Ordovician deposits of the Obeizskaya Formation: conglomerates, gravellites, sandstones, quartzite sandstones; 4 — Late Cambrian-Early Ordovician deposits of the Alkesvozhskaya sequence: aleurolites, sandstones, gravellites with lenses of conglomerates; 5 — Cambrian metamorphosed weathering crusts: shales; (6) Late Riphean-Vendian volcanic rocks of the Sablegorskaya Formation: rhyolites, tuffs, and felsic lava breccias; 7 — Manaragsky complex: Late Riphean-Vendian metadolerites, metagabbro; (8) Maldinsky complex: Vendian rhyolites, rhyolitic porphyries; 9 — borders of stratigraphic units (a), faults: established (b), assumed (c); 10 — sampling sites 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 протолоч-ной 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 воротинско-го 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 дискор-дантностью (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 позднекембрий-ско-раннеордовикскую 512 ± 5–479 ± 7 млн лет (21 зерно, или 23 %) популяции.

Рис. 2. Гистограмма и кривая плотности вероятности распределения изотопных возрастов циркона из песчаников алькесвожской толщи

Fig. 2. Histogram and probability density curve of the distribution of isotopic ages of zircons from sandstones of the Alkesvozhskaya sequence

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 синме-таморфическими гранитоидами, внедрением которых сопровождались процессы формирования ВолгоСарматского 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 6

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 до-неопротерозойскими датировками представлены хорошо окатанными изометричными или овальными зернами размером 100–200 µm (рис. 3, а, c). В СL-изо-бражении 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 ( β RF₃–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-изо-бражении (рис. 3, e, f).

Возраст циркона наиболее многочисленной вендско-раннекембрийской популяции 555 ± 6–523 ± 5 млн лет, близок ко времени образования гранитоидов саль-нерско-маньхамбовского ( γ V₃–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-раннекембрий-ские 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 доста-

Таблица 1. Результаты U-Pb-датирования детритового циркона из песчаника алькесвожской свиты Table 1. Results of U-Pb-dating of detrital zircons from sandstone of the Alkesvozhskaya Formation

№	Th/U	1 σ	Изотопные отношения / Isotope ratios						Rho	Возраст, млн лет / Age, Ma						D, %
№	Th/U	1 σ	207 Pb 206_U	1 σ	207 Pb 235_U	1 σ	206_P b 238_U	1 σ	Rho	207 Pb 206_Pb	1 σ	207_Pb235_U	1 σ	206_Pb238_U	1 σ	D, %
1	0.69	0.01	0.0639	0.0030	0.7055	0.0322	0.0802	0.0012	0.1	737	97	542	19	497	7	9
2	1.54	0.02	0.0632	0.0010	0.6722	0.0103	0.0771	0.0007	0.2	716	35	522	6	479	4	9
3	0.85	0.01	0.0651	0.0019	0.7796	0.0215	0.0870	0.0010	0.1	776	59	585	12	538	6	9
4	0.70	0.01	0.0647	0.0023	0.7709	0.0259	0.0865	0.0011	0.1	763	72	580	15	535	6	8
5	1.03	0.02	0.0648	0.0014	0.7829	0.0159	0.0877	0.0009	0.1	767	44	587	9	542	5	8
6	0.60	0.01	0.0643	0.0018	0.7696	0.0206	0.0869	0.0010	0.1	752	58	580	12	537	6	8
7	0.59	0.01	0.0635	0.0016	0.7228	0.0178	0.0826	0.0009	0.1	725	54	552	11	512	5	8
8	0.93	0.02	0.0634	0.0016	0.7160	0.0178	0.0821	0.0009	0.1	720	54	548	11	508	5	8
9	1.26	0.02	0.0634	0.0011	0.7501	0.0120	0.0858	0.0008	0.2	723	36	568	7	531	5	7
10	0.66	0.01	0.0622	0.0019	0.6924	0.0205	0.0808	0.0009	0.1	680	64	534	12	501	6	7
11	0.50	0.01	0.0626	0.0020	0.7315	0.0224	0.0848	0.0010	0.1	696	66	557	13	524	6	6
12	0.75	0.01	0.0625	0.0016	0.7267	0.0179	0.0844	0.0009	0.1	691	54	555	11	523	5	6
13	0.62	0.01	0.0624	0.0034	0.7464	0.0398	0.0868	0.0011	0.1	689	111	566	23	537	7	6
14	0.70	0.01	0.0621	0.0018	0.7341	0.0199	0.0858	0.0009	0.1	677	59	559	12	531	6	5
15	1.28	0.02	0.0613	0.0016	0.6870	0.0169	0.0814	0.0009	0.1	650	54	531	10	504	5	5
16	0.64	0.01	0.0652	0.0020	0.9534	0.0281	0.1061	0.0013	0.1	782	63	680	15	650	7	5
17	0.62	0.01	0.0606	0.0013	0.6748	0.0133	0.0809	0.0008	0.1	624	44	524	8	501	5	4
18	0.70	0.01	0.0599	0.0016	0.6466	0.0165	0.0784	0.0009	0.1	599	56	506	10	487	5	4
19	1.07	0.02	0.0611	0.0014	0.7200	0.0159	0.0856	0.0009	0.1	642	49	551	9	529	5	4
20	0.58	0.01	0.0612	0.0017	0.7362	0.0201	0.0873	0.0010	0.1	647	60	560	12	539	6	4
21	1.79	0.03	0.0596	0.0014	0.6391	0.0146	0.0779	0.0008	0.1	589	51	502	9	483	5	4
22	0.43	0.01	0.0627	0.0031	0.8429	0.0408	0.0976	0.0014	0.1	698	102	621	22	600	8	3
23	0.60	0.01	0.0629	0.0023	0.8695	0.0314	0.1003	0.0013	0.1	706	77	635	17	616	8	3
24	0.57	0.01	0.0594	0.0013	0.6566	0.0132	0.0802	0.0008	0.2	583	45	513	8	498	5	3
25	0.53	0.01	0.0593	0.0011	0.6575	0.0115	0.0804	0.0008	0.1	580	40	513	7	499	5	3
26	0.71	0.01	0.0631	0.0014	0.8914	0.0185	0.1026	0.0010	0.1	711	46	647	10	629	6	3
27	1.20	0.02	0.0591	0.0012	0.6486	0.0118	0.0796	0.0008	0.1	572	42	508	7	494	5	3
28	1.02	0.02	0.0637	0.0017	0.9322	0.0242	0.1062	0.0012	0.1	732	56	669	13	651	7	3
29	0.56	0.01	0.0606	0.0013	0.7381	0.0147	0.0885	0.0009	0.1	624	45	561	9	546	5	3
30	0.99	0.02	0.0636	0.0014	0.9298	0.0193	0.1061	0.0011	0.1	729	46	668	10	650	6	3
31	1.00	0.02	0.0632	0.0015	0.9132	0.0207	0.1050	0.0011	0.1	714	50	659	11	643	6	2
32	0.65	0.01	0.0626	0.0023	0.8887	0.0319	0.1030	0.0012	0.1	696	76	646	17	632	7	2
33	0.62	0.01	0.0628	0.0020	0.8978	0.0277	0.1038	0.0012	0.1	700	66	651	15	637	7	2
34	1.01	0.02	0.0624	0.0016	0.8787	0.0212	0.1022	0.0011	0.1	689	53	640	11	627	6	2
35	0.59	0.01	0.0589	0.0015	0.6608	0.0159	0.0815	0.0009	0.1	562	54	515	10	505	5	2
36	0.91	0.02	0.0595	0.0023	0.7050	0.0267	0.0861	0.0011	0.1	584	82	542	16	532	6	2
37	0.54	0.01	0.0609	0.0024	0.7998	0.0302	0.0954	0.0012	0.1	634	81	597	17	588	7	2
38	0.82	0.01	0.0584	0.0012	0.6505	0.0124	0.0809	0.0008	0.1	544	43	509	8	501	5	1
39	0.76	0.01	0.0621	0.0011	0.8814	0.0144	0.1031	0.0010	0.2	676	37	642	8	633	6	1
40	1.42	0.02	0.0583	0.0013	0.6557	0.0141	0.0816	0.0008	0.1	541	49	512	9	506	5	1
41	1.17	0.02	0.0582	0.0015	0.6529	0.0162	0.0815	0.0009	0.1	536	56	510	10	505	5	1
42	1.27	0.02	0.0579	0.0015	0.6373	0.0153	0.0799	0.0008	0.1	525	54	501	9	496	5	1
43	0.84	0.02	0.0590	0.0029	0.7080	0.0339	0.0871	0.0012	0.1	568	103	544	20	538	7	1
44	0.92	0.02	0.0588	0.0016	0.6949	0.0176	0.0859	0.0009	0.1	558	56	536	11	531	6	1
45	0.77	0.01	0.0578	0.0013	0.6438	0.0138	0.0809	0.0008	0.1	521	49	505	9	501	5	1
46	0.52	0.01	0.0587	0.0019	0.7027	0.0221	0.0869	0.0010	0.1	556	70	540	13	537	6	1
47	0.37	0.01	0.0611	0.0018	0.8540	0.0242	0.1015	0.0011	0.1	641	62	627	13	623	7	1
48	0.66	0.01	0.0586	0.0011	0.6977	0.0123	0.0865	0.0008	0.1	551	40	537	7	535	5	1
49	1.41	0.02	0.0575	0.0010	0.6334	0.0099	0.0800	0.0007	0.2	510	37	498	6	496	4	0
50	0.70	0.01	0.0585	0.0010	0.7068	0.0109	0.0877	0.0008	0.2	548	36	543	6	542	5	0
51	0.50	0.01	0.0583	0.0010	0.6977	0.0115	0.0868	0.0008	0.2	541	39	537	7	537	5	0
52	0.52	0.01	0.0609	0.0013	0.8705	0.0171	0.1037	0.0010	0.1	636	44	636	9	636	6	0
53	1.97	0.03	0.0584	0.0010	0.7085	0.0119	0.0881	0.0008	0.2	544	39	544	7	544	5	0
54	0.60	0.01	0.0582	0.0015	0.6988	0.0176	0.0872	0.0009	0.1	535	58	538	11	539	5	0
55	0.44	0.01	0.0579	0.0014	0.6875	0.0159	0.0862	0.0009	0.1	526	53	531	10	533	5	0
56	1.03	0.02	0.0606	0.0011	0.8671	0.0140	0.1039	0.0010	0.2	624	37	634	8	637	6	0
57	1.53	0.03	0.0583	0.0018	0.7215	0.0210	0.0899	0.0010	0.1	539	65	552	12	555	6	–1
58	0.54	0.01	0.0580	0.0011	0.7057	0.0126	0.0883	0.0009	0.2	530	41	542	8	546	5	–1
59	0.45	0.01	0.0708	0.0016	1.5888	0.0348	0.1630	0.0017	0.1	950	46	966	14	974	10	–1
60	0.80	0.01	0.0566	0.0013	0.6243	0.0136	0.0801	0.0008	0.1	473	50	493	9	497	5	–1

Окончание таблицы 1

№	Th/U	1 σ	Изотопные отношения / Isotope ratios						Rho	Возраст, млн лет / Age, Ma						D, %
№	Th/U	1 σ	207 Pb 206_U	1 σ	207 Pb 235_U	1 σ	206_P b 238_U	1 σ	Rho	207 Pb 206_Pb	1 σ	207 Pb 235_U	1 σ	206_P b 238_U	1 σ	D, %
61	1.25	0.02	0.0577	0.0014	0.6999	0.0167	0.0881	0.0009	0.1	517	54	539	10	544	6	–1
62	0.50	0.01	0.0576	0.0011	0.6997	0.0124	0.0881	0.0008	0.2	516	41	539	7	544	5	–1
63	1.28	0.02	0.0602	0.0013	0.8733	0.0181	0.1053	0.0011	0.1	612	46	637	10	645	6	–1
64	1.01	0.02	0.0604	0.0016	0.8886	0.0220	0.1067	0.0012	0.1	620	55	646	12	654	7	–1
65	0.59	0.01	0.0573	0.0011	0.6883	0.0125	0.0871	0.0008	0.1	504	42	532	8	539	5	–1
66	1.28	0.02	0.0585	0.0018	0.7638	0.0223	0.0948	0.0011	0.1	549	65	576	13	584	6	–1
67	1.33	0.02	0.0571	0.0012	0.6742	0.0136	0.0857	0.0009	0.1	496	46	523	8	530	5	–1
68	2.17	0.03	0.0589	0.0012	0.7867	0.0151	0.0970	0.0009	0.1	561	44	589	9	597	6	–1
69	1.86	0.03	0.0589	0.0013	0.7936	0.0160	0.0979	0.0010	0.1	562	46	593	9	602	6	–1
70	0.86	0.01	0.0574	0.0010	0.7023	0.0110	0.0888	0.0008	0.2	507	37	540	7	548	5	–1
71	0.96	0.01	0.0567	0.0010	0.6774	0.0109	0.0867	0.0008	0.2	479	38	525	7	536	5	–2
72	0.74	0.01	0.0570	0.0011	0.6999	0.0124	0.0892	0.0009	0.2	490	41	539	7	551	5	–2
73	0.67	0.01	0.0584	0.0011	0.7943	0.0147	0.0988	0.0010	0.2	543	42	594	8	608	6	–2
74	0.59	0.01	0.0566	0.0016	0.6847	0.0181	0.0879	0.0010	0.1	474	60	530	11	543	6	–2
75	0.75	0.01	0.0559	0.0011	0.6577	0.0124	0.0854	0.0008	0.1	449	44	513	8	528	5	–3
76	0.58	0.01	0.0563	0.0010	0.6794	0.0116	0.0876	0.0008	0.2	462	40	526	7	542	5	–3
77	0.51	0.01	0.0563	0.0010	0.6839	0.0119	0.0882	0.0009	0.2	463	41	529	7	545	5	–3
78	1.41	0.02	0.0562	0.0013	0.6793	0.0149	0.0878	0.0009	0.1	458	50	526	9	543	5	–3
79	0.62	0.01	0.0547	0.0009	0.6178	0.0099	0.0820	0.0008	0.2	400	38	489	6	508	5	–4
80	0.46	0.01	0.0556	0.0010	0.6806	0.0111	0.0889	0.0008	0.2	434	38	527	7	549	5	–4
81	0.55	0.01	0.0893	0.0018	3.1696	0.0603	0.2577	0.0026	0.2	1410	38	1450	15	1478	13	–2
82	0.64	0.01	0.0961	0.0014	3.7387	0.0496	0.2823	0.0026	0.2	1550	27	1580	11	1603	13	–1
83	0.32	0.01	0.0908	0.0015	3.2462	0.0499	0.2594	0.0025	0.2	1443	31	1468	12	1487	13	–1
84	0.32	0.01	0.1039	0.0018	4.4386	0.0704	0.3101	0.0030	0.2	1695	31	1720	13	1741	15	–1
85	0.45	0.01	0.0758	0.0014	1.9393	0.0330	0.1856	0.0018	0.2	1091	36	1095	11	1097	10	0
86	0.94	0.02	0.1529	0.0023	9.4609	0.1335	0.4491	0.0042	0.2	2379	26	2384	13	2391	19	0
87	0.51	0.01	0.1179	0.0019	5.6713	0.0860	0.3493	0.0034	0.2	1924	29	1927	13	1931	16	0
88	0.40	0.01	0.0864	0.0016	2.7246	0.0457	0.2289	0.0022	0.2	1347	34	1335	12	1329	12	1
89	1.41	0.02	0.2323	0.0036	19.1373	0.2735	0.5981	0.0057	0.2	3068	24	3049	14	3022	23	1
90	1.09	0.02	0.1197	0.0028	5.7035	0.1292	0.3461	0.0040	0.2	1951	42	1932	20	1916	19	1
91	0.29	0.00	0.0940	0.0016	3.3220	0.0531	0.2565	0.0025	0.2	1508	32	1486	12	1472	13	1
92	0.63	0.01	0.0839	0.0024	2.3647	0.0652	0.2047	0.0025	0.1	1289	55	1232	20	1201	14	3

Примечание . D = ((²⁰⁷Pb/²³⁵U age) /(²⁰⁶Pb/²³⁸U age) – 1) * 100 для циркона < 1 млрд лет; D = ((²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb age) / (²⁰⁶Pb/²³⁸U age) – 1) * 100 для циркона > 1 млрд лет.

Note . D = ((²⁰⁷Pb/²³⁵U age) /(²⁰⁶Pb/²³⁸U age) - 1) * 100 for zircons < 1 Ga; D = ((²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb age) /(²⁰⁶Pb/²³⁸U age) – 1) * 100 for zircons > 1 Ga.

Рис. 3. Морфология и строение циркона в режиме катодолюминесценции с положением лазерного кратера. Зерна с возрастами: a, b — 3068 ± 24 млн лет (обр. 89); c, d — 1289 ± 55 млн лет (обр. 92); e, f — 645 ± 6 млн лет (обр. 63); g, h — 531 ± 6 млн лет

Fig. 3. Morphology and structure of zircon in the cathodoluminescence mode with the position of the laser crater. Grains with ages: a, b — 3068±24 Ma (sample 89); (c, d) 1289±55 Ma (sample 92); e, f—645±6 Ma (sample 63); g, h — 531±6 Ma

точно узком возрастном позднерифейско-позднекем-брийском 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 верх-нерифейско-раннекембрийского циркона были широко распространенные на Приполярном Урале, близкие по времени образования кислые и основные вулканиты саблегорской свиты, ассоциирующие с ними гра-нитоиды и интрузивные образования. Кластогенное золото могло поступать в породы алькесвожской толщи в результате размыва грейзенизированных пород, в частности на контактах основных интрузий мана-рагского комплекса и риолитов саблегорской свиты и коры выветривания по этим породам.

Работа выполнена в рамках Госзадания по теме НИР «Осадочные формации, вещество, седиментация, литогенез, геохимия, индикаторы литогенеза, геоконструкция осадконакопления» и № АААА- А21-12101189 0029-4 «Палеоокеанические и окраинно-континентальные комплексы в структурах складчатых поясов: состав, возраст, условия формирования и гео динамическая эволюция».

Список литературы Первые U/Pb-данные о возрасте детритового циркона из песчаников золотоносной верхнекембрийско-нижнеордовикской алькесвожской толщи (Приполярный Урал)

Белякова Л. Т. Байкальская вулканогенная моласса севера Урала и большеземельской тундры / Советская геология. 1982. № 10. С. 68–78.
Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000. Серия Северо-Уральская. Лист Q-41-XXV. Объяснительная записка. М.: МФ ВСЕГЕИ. 2013. 252 с.
Ефанова Л. И., Повонская Н. В. Алькесвожская толща хребта Малдынырд (Приполярный Урал) // Народное хозяйство Республики Коми. 1999. № 3. С. 470–485.
Кузнецов Н. Б., Алексеев А. С., Белоусова Е. А. и др. Тестирование моделей поздневендской эволюции северо- восточной периферии Восточно-Европейской платформы на основе первых результатов U/Pb-изотопного датирования (LA-ICP-MS) детритных цирконов из верхневендских песчаников Юго-Восточного Беломорья / Докл. АН. 2014. Т. 458. № 3. С. 313–317.
Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., и др. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 1. Протоуралиды, тиманиды и доордовикские гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации севера Урала и Тимано-Печорского региона // Литосфера. 2006. № 4. С. 3–22.
Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., и др. Доуральская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ст. 2. Позднедокембрийско-кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. 2007. № 1. С. 32–45.
Озеров В. С. Метаморфизованные россыпи золота Приполярного Урала // Руды и металлы. 1996. № 4. С. 28–37.
Соболева А. А. Новые данные о возрасте Народинского массива (Приполярный Урал) / Вестник Института геологии. Сыктывкар. 2004. № 4. С. 2
Соболева А. А. Результаты U-Pb (SIMS)-датирования циркона из гранитов и риолитов хр. Малдынырд, Приполярный Урал // Современные проблемы теоретической, экспериментальной и прикладной минералогии (Юшкинские чтения — 2020): Материалы российской конференции с международным участием. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2020. С. 63–65.
Сорока Е. И., Рябинин В. Ф., Сазонов В. Н., и др. Трансформация пород Малдинского липаритового комплекса под воздействием многоэтапной коллизии // Ежегодник. 1994: ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 1995. С. 97–100.
Пыстин А. М., Пыстина Ю. И. Докембрий Приполярного Урала: хроностратиграфический аспект // Труды Карельского научного центра РАН. 2019. № 2. С. 34–52. DOI: http://dx.doi.org/10.17076/geo904.
Удоратина О. В., Соболева А. А., Кузенков Н. А. и др. Возраст гранитоидов Маньхамбовского и Ильяизского массивов (Северный Урал): U-Pb-данные // ДАН. 2006. Т. 406. № 6. С. 810–815.
Хубанов В. Б., Буянтуев М. Д., Цыганков А. А. U-pb-изотопное датирование цирконов из pz 3-mz-магматических комплексов Забайкалья методом магнитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопоставление с SHRIMP-данными // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. C. 241–258.
Bogdanova S. V., Bingen B., Gorbatschev R., et al. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia. Precambrian Res. 2008; V.160. pp. 23–45.
Stacey J. S., Kramers J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model / Earth and Planetary Science Letters. 1975. V. 26 (2). P. 207–221.
Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In: M. A. McKibben, W. C. Shanks III, W. I. Ridley (Eds.) / Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Reviews in Economic Geology Special Publication. 1998. V. 7. P. 1–35.

Еще

Статья научная