RrB-Sr-изотопное датирование базитов хребта Манитанырд (Полярный Урал)

С. н. с.

М. П. Кетрис

Д. г.-м. н.

Я. Э. Юдович

К. г-м. н.

Н. Ю. Никулова

На хр. Манитанырд (Полярный Урал) сульфидные As-Au-рудопрояв-лeния Верхненияюское-1 и Верхнения-юское-2 располагаются в согласных зонах кварцевожильной минерализации среди верхнедокембрийских мета-базитов и туфосланцев (предположительно енганэпейской свиты V2—Є1en) на притоках р. Ния-ю — руч. Голубом и Безымянном. Летом 2008 г. Я. Э. Юдовичем проведено гeохими-ческое опробование докембрийского разреза, вскрытого в правом борту руч. Голубого (рис. 1).

Рис. 1. Обзорная карта. 1 — район иссле- дований

Микроскопическое и химическое [7] изучение горных пород позволило выделить среди них следующие группы: базальтоидов, габброидов, туфопесчани-ков и туфоалевролитов, туфосланцев и жильных пород. Кроме того, в СВ-конце профиля присутствуют кварцевые песчаники и гравелиты из основания палеозойской толщи (предположительно ма-нитанырдская свита Є3—O1 mnt).

B группу базальтоидов входят метабазальты (и андезито-базальты?), ме- тадиабазы и апобазальтовые ортосланцы. Породы распознаются по химическому составу (SiO2 48—52 %) и характерным эффузивным структурам, иногда с сохранившимся вулканическим стеклом.

B группу габброидов входят доле-риты, метадолериты и аподолеритовые ортосланцы. Грань между «долерита-ми» и явно преобладающими метадо-леритами условная. Общим для этих пород является полная кристалличность, офитовая структура (более ясно проявленная в долеритах) и низкое, свойственное габброидам, содержание SiO₂ на уровне 44—49 %, а в богатом ильменитом титанистом обр. 25 (явно дифференцированном) — даже на уровне ги-пербазитов (41.26 %).

B группу туфопесчаников и туфо-алевролитов входят породы, объединенные по признаку алевропсаммито-вой или псаммитовой структуры и по типичному для алевролитов и полимиктовых песчаников-граувакк содержанию SiO₂ в диапазоне 65—69 %, заметной щелочности (сумма Na₂O+K₂O 4— 5 %) с характерным, свойственным грауваккам, преобладанием Na₂O над K₂O. Три микроструктурных признака: обилие пелитоморфного (апопеплового) матрикса, «разнокалиберность» (не-сортированность) обломков и присутствие явных вкрапленников позволяет определить все эти породы как туффо-иды [6].

B группу туфосланцев входят горные породы, обладающие тремя признаками: (а) пелитоморфной структурой, скорее всего, апопепловой, (б) содержаниями SiO2 преимущественно в диапазоне 57—63 %, свойственном гли- нистым и алевроглинистым осадочным породам, (в) повышенной магнезиаль-ностью, заставляющей квалифицировать породы не как обычные сиаллиты-пелитоиды, а как вулканогенно-осадочные псевдосиаллиты (MgO чаще всего 4—5 %). Что касается соотношения щелочей, то в некоторых образцах отмечается характерное для пелитоидов преобладание К2О над Na2O, а в других, более редких — обратное соотношение. Один из образцов (обр. 21) по экстремальному содержанию Na2O (5.09 %) должен аттестоваться как пелитоморфный альбитовый туф (а не как туфосланец).

Для разреза по руч. Голубой характерно обилие кварцево-жильной минерализации, с которой связано сульфидное (золото-мышьяковое) оруденение. Жилы сложены гигантокристаллическим кварцем с волнистым погасанием, обычно нескольких генераций; сильно окисленными (гётит, реже гематит) сульфидами (пирит, халькопирит, реже арсенопирит), а также карбонатами (кальцит, анкерит, изредка сидерит), хлоритом, альбитом и эпидотом. Мик-розондовое исследование показало присутствие в кристаллах преобладающего в жилах пирита многочисленных микро- и нановключений других сульфидов [1, 2].

Для ориентировочной оценки возраста метабазитов было проанализировано Rb-Sr-методом по четыре пробы базальтоидов (5б, 9б, 11, 14) и габброи-дов (4, 8, 19, 36) — рис. 2.

Определение содержаний Rb и Sr производилось из одной навески методом изотопного разбавления с использованием раздельных трассеров 87Rb и 84Sr. После разложения проб смесью

плавиковой и хлорной кислот выделение концентратов рубидия и стронция осуществлялось на хроматографических колонках с ионообменной смолой DOWEX 50Ч8 (200—400 меш.). Уровень лабораторного фона по Rb и Sr не превышал 2.0 и 0.5 нг соответственно.

Измерения изотопного состава Rb и Sr проводилось на масс-спектрометре МИ-1201Т однолучевым методом в двухленточном режиме ионизации с использованием предварительно отожженных от мешающих примесей рениевых лент. Измеренные изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr нормировались к величине ⁸⁶Sr/⁸⁸Sr = 0.1194. Коррекция на фракционирование не производилась; на период измерений величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в изотопном стандарте стронция SRM-987 составила по 12 анализам 0.71023 ± 6. Здесь и далее погрешности измеренных и начальных изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, а также возрастов приводятся в последних значащих цифрах и соответствуют ±2 σ . Ошибка определения отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr, используемая для расчета изохронных параметров по программе ISOPLOT [8], составляет ±1.5 % (2 σ ).

Результаты аналитических измерений приведены в таблице. B большинстве случаев породы характеризуются высокими содержаниями Rb и низкими — Sr, что свидетельствует о значительной степени их вторичных изменений, связанных, по-видимому, с процессом разложения плагиоклазов, сопровождающимся выносом Са и его геохимического спутника Sr, а также параллельным привносом К и, естественно, Rb. На это же указывает и тот факт, что современный изотопный состав Sr в породах отличается высокой долей радиогенной составляющей. Разумеется, в данной ситуации можно рассчитывать на получение информации о времени последней перестройки изотопной системы.

Действительно, изохронная зависимость, наблюдаемая лишь по трем точкам базальтоидов (5б, 9 и 14), отвечает возрасту 253 ± 4.9 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 0.71156 ± 23 и СКBО = 0.04 (рис. 3).

Начальное отношение стронция явно указывает на то, что породы имеют длительную предысторию, поскольку для неизмененных базитов эта величина составляет ~ 0.704. Скорее всего, перед герцинским (позднепермским) диастрофизмом, последний раз перестроившим изотопную систему, ба-зальтоиды были уже изменены пред- 6

шествующими процессами тектоно-магматической активизации. Логично предположить, что по крайней мере одним из таких ранних диастрофизмов мог быть раннепалеозойский (каледонский).

Фигуративные точки габброидов не образуют самостоятельной зависимости, но их последние изменения происходили одновременно с базальтоидами. Об этом свидетельствует приуроченность координат двух точек (19 и 36) к базальтоидной изохроне. При включении их в расчет возраст становится рав-

Рис. 2. Профиль по руч. Голубому и схема геохимического опробования. М-б 1:1000. Составил Я. Э. Юдович (2009) при содействии Н. Ю. Никуловой и Л. И. Ефановой. Показаны только пробы на изотопное датирование.

Условные обозначения : 1 — габброиды; 2 — базальтоиды; 3 — кварцевые гравелиты; 4 — туфопесчаники, туфоалевролиты; 5 — туфосланцы; 6 — кварцевые жилы; 7 — зоны интенсивного окварцевания и сульфидного оруденения; 8 — пиритизация; 9 — точки отбора и номера проб

ным 247 ± 36 млн лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7119 ± 10, СКBО = 28.6. Как видим, параметры прямой изменились незначительно, а большие величины погрешностей обусловлены отклонением точек от прямой, превышающим допустимые пределы, о чем говорит величина СКBО. Строго говоря, это эррохронная зависимость.

Результаты изотопного датирования укрепляют нас в очевидном заключении о молодом (позднепермском?) возрасте наложенной золото-мышьяковой кварцево-сульфидной минерализации.

Рис. 3. Rb–Sr изохронная диаграмма для базальтоидов (кружки) и габброидов (квадраты) хр. Манитанырд. Пояснения в тексте

Результаты изотопного анализа рубидия и стронция

Образец	Rb, мкг/г	Sr, мкг/г	87Rb /86Sr	87Sr/86Sr ± 2 σ
Базальтоиды
Ю-08/5б	12.8	63.0	0.590	0.71367±19
Ю-08/9	50.8	36.7	4.007	0.72598±20
Ю-08/11	26.3	179.7	0.424	0.71547±14
Ю-08/14	66.5	23.7	8.149	0.74081±35
Габброиды
Ю-08/4	23.5	88.0	0.774	0.71107±14
Ю-08/8	19.8	47.5	1.210	0.71092±10
Ю-08/19	89.9	305.8	0.852	0.71418±22
Ю-08/36	71.5	459.1	0.451	0.71391±13

Этот вывод подтверждается сопоставимостью полученного возраста с Rb-Sr и Ar-Ar-возрастами жильных минералов, связанных с Au–Pd–РЗЭ минерализацией в риолитах хр. Малдынырд на Приполярном Урале, также приуроченных к 250 млн лет [3, 4, 5].