Первые U/Pb-данные о возрасте детритового циркона из песчаников золотоносной верхнекембрийско-нижнеордовикской алькесвожской толщи (Приполярный Урал)
Автор: Никулова Наталья Юрьевна, Хубанов Валентин Борисович
Журнал: Вестник геонаук @vestnik-geo
Рубрика: Научные статьи
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.
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/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 — 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, % |
||||||||||
207 Pb 206U |
1 σ |
207 Pb 235U |
1 σ |
206P b 238U |
1 σ |
207 Pb 206Pb |
1 σ |
207Pb 235U |
1 σ |
206Pb 238U |
1 σ |
|||||
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, % |
||||||||||
207 Pb 206U |
1 σ |
207 Pb 235U |
1 σ |
206P b 238U |
1 σ |
207 Pb 206Pb |
1 σ |
207 Pb 235U |
1 σ |
206P b 238U |
1 σ |
|||||
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.