Первые данные о возрасте месторождений Кондомского железорудного поля (Горная Шория): результаты U–Pb (ID-TIMS)-датирования граната

Полный текст

Горная Шория является одним из богатейших железорудных районов России. Он расположен в западной части Алтае-Саянской складчатой области, в зоне сочленения складчатых сооружений Кузнецкого Алатау, Горного Алтая и Западного Саяна (рис. 1). Железорудные месторождения этого района объединяются в Алатауско-Горношорский марганцево-железорудный пояс, включающий рудопроявления кембрийского и раннедевонского возрастов. Месторождения железа имеют различное происхождение, но наиболее крупные и богатые из ныне разрабатываемых относятся к скарново-рудной формации. Среди всех рудных полей выделяется Кондомское железорудное поле, в состав которого входят два крупных месторождения железной руды – Таштагольское и Шерегешевское [1].

 

Рис. 1. Схематическая карта вулканических поясов и палеобассейнов западной части Алтае-Саянской складчатой области (составлена по [2]); (б): 1 – вулканические пояса с окраинноморскими и (или) океанскими ассоциациями; 2 – вулканические пояса с островодужными ассоциациями; 3 – венд-кембрийские палеобассейны; 4 – раннепалео- зойские гранитоидные батолиты; 5 – мезозойско-кайнозойские отложения; 6 – площадь исследований.

 

Образование контактово-метасоматических месторождений Кондомского поля связано с Шалымским магматическим комплексом, прорывающим вулканогенно-осадочные карбонатсодержащие толщи мундыбашской свиты. Входящие в состав этого комплекса массивы сложены щелочно-полевошпатовыми и кварцевыми сиенитами, гранодиоритами и габброидами. Для всех интрузивных пород массивов Шалымского комплекса характерны повышенная щелочность и обогащение фосфором.

В состав Кондомского железорудного поля входят четыре месторождения: Таштагольское, Шалымское, Шерегешевское и Кочуринское. Общей чертой всех месторождений является форма и пространственная ориентировка рудных тел. Скарново-магнетитовые тела приурочены к Кондомскому грабену и контролируются зонами разломов. Месторождения несколько отличаются минеральным парагенезисом и составом руд: для месторождений южной части Кондомского поля (Таштагольского и Кочуринского) характерна высокая степень проявленности наложенных процессов, связанная с воздействием поздних гранитоидных комплексов [3].

Шалымское месторождение расположено в зоне контакта кварцевых сиенитов Шалымского массива с вмещающими породами эффузивно-осадочной толщи мундыбашской свиты. Рудные тела имеют сложную столбообразную, линзовидную и гнездовую формы [1]. Скарны представлены гранат-пироксеновыми и гранат-эпидотовыми разностями, рудная минерализация представлена магнетитом в ассоциации с сульфидами. Отмечаются наложенные гидротермальные преобразования пород, выраженные в хлоритизации, частичном окварцевании и карбонатизации. Также к поздним процессам относится внедрение даек диабазов, секущих скарны и магнетитовые руды [1]. Скарновая минерализация представлена преимущественно гранатом и диопсидом, в меньшем количестве присутствуют эпидот и скаполит. Рудный этап начинается с формирования залежей железных руд и завершается образованием сульфидов.

Исследования, проведенные за последние несколько лет [4, 5], продемонстрировали высокий потенциал кальциевых гранатов как U– Pb-минералов-геохронометров, в том числе для “прямого” датирования рудных процессов. В настоящей работе представлены результаты U–Pb (ID-TIMS) геохронологических исследований граната из рудоносных скарнов Шалымского месторождения.

Гранат является породообразующим минералом скарновых пород. Он слагает плотные массы в срастаниях с пироксеном и встречается в виде отдельных идиоморфных кристаллов, размер которых достигает 3 мм в диаметре. Цвет варьирует от зеленовато-коричневого в крупных кристаллах до бледно-зеленого в тонких фрагментах. Химический состав граната соответствует ряду андрадит (12.32–63.71%)–гроссуляр (31.96–80.40%) с минимальным присутствием других компонентов (спессартин до 4.36%, пироп до 2.37%). Внутреннее строение зерен граната характеризуется наличием зональности, несколько отличающейся от типичной для гранатов из скарновых пород. На изображениях зерен граната в обратно отраженных электронах это выражается в отсутствии четких границ между зонами с преобладающим содержанием андрадитового или гроссулярого компонентов и неоднородности окраски отдельных участков (рис. 2).

 

Рис. 2. Изображение карты ЭДС, показывающей распределение Mg, Fe, Al и Ca в гранате из скарнов Шалымского месторождения.

 

В целом для всех зерен граната характерно преобладание гроссулярового компонента в центре зерен и постепенное увеличение содержания андрадитового минала в краевых частях. Также в периферийных зонах наблюдаются включения минералов группы эпидота (5–10 мкм) и магнетита (менее 1 мкм). Кроме того, наблюдается частичное замещение граната магнетитом во внешних зонах кристаллов. Состав включений и характер наложенных процессов (частичное замещение зерен граната магнетитом) соответствуют минеральной ассоциации рудоносных скарнов и однозначно указывают на то, что образование граната произошло в ходе контактово-реакционных процессов и связанных с ними рудогенезом.

U–Pb геохронологические исследования проведены для четырех микронавесок граната из рудоносных скарнов Шалымского месторождения из коллекции Минералогического музея им. А. Е. Ферсмана РАН (ММФ № 53457). Для изучения отбирались преимущественно отдельные однородные, свободные от включений зерна граната (размер до 100 мкм), реже фрагменты зерен. Отбор микронавесок осуществлялся вручную под бинокуляром с визуальным контролем внутреннего строения. Предварительная подготовка проб, а также процедуры выделения свинца и урана проводились по методике, описанной в [5]. Определение изотопного состава Pb и U выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом или динамическом (с помощью счетчика ионов) режимах. Точность определения U/Pb-отношений, а также содержаний урана и свинца составила 0.5%. Верхняя граница холостого загрязнения для U составляло 1 пг U и 15 пг Pb. Последующая обработка полученных экспериментальных данных проводилась в программах “PbDat” [6] и “ISOPLOT” [7]. Расчет возрастов осуществлялся с использованием общепринятых констант распада U [8]. Поправки на обычный Pb вводились в соответствии с модельными величинами [9]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Гранаты из рудоносных скарнов Шалымского месторождения характеризуются высоким уровнем содержания урана (37–78 мкг/г) и низкой долей обыкновенного свинца (Pbc/Pbt = 0.10– 0.21) (табл. 1). Конкордантный возраст, полученный по трем микронавескам граната (1–3, табл. 1), составляет 499 ± 1 млн лет (СКВО = 0.001) (рис. 3). Микронавеска № 4 характеризуется незначительной дискордантностью (4%), однако, возраст по верхнему пересечению дискордии, рассчитанный для всех четырех микронавесок, отвечает 500 ± 7 млн лет (нижнее пересечение соответствует 212 ± 120, СКВО = 2), что хорошо согласуется с полученным конкордантным возрастом (рис. 3).

 

Таблица 1. Результаты U–Pb геохронологических исследований граната из рудоносных скарнов Шалымского месторождения

Номер п/п

Навеска, мг

Pb, мкг/г

U, мкг/г

Pbc/Pbt

Изотопные отношения

Rho

Возраст, млн лет

206Pb/ 204Pb

207Pb/ 206Pba

208Pb/ 206Pba

207Pb/ 235U

206Pb/ 238U

207Pb/ 235U

206Pb/ 238U

207Pb/ 206Pb

1

0.59

3.52

39.43

0.15

329.27

0.0573±1

0.0371±1

0.6354±12

0.0804±1

0.81

499±1

498±1

504±2

2

0.31

6.93

78.07

0.15

335.98

0.0571±1

0.0406±1

0.6331±12

0.0804±1

0.81

498±1

499±1

496±3

3

0.24

3.61

37.53

0.21

211.8

0.0572±1

0.0334±1

0.6373±20

0.0808±1

0.60

501±1

501±1

498±5

4

0.54

7.23

67.14

0.10

136.22

0.0568±1

0.0311±1

0.5854±21

0.0747±2

0.79

468±2

464±1

485±5

Примечание: ^а изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок ²⁰⁷Pb/²³⁵U –²⁰⁶Pb/²³⁸U; Pbc – обычный Pb; Pbt – общий Pb. Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам после запятой.

 

Рис. 3. Диаграмма с конкордией для граната из рудоносных скарнов Шалымского месторождения. Номера точек на диаграмме соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

 

Таким образом, результаты проведенных исследований позволяют установить с высокой точностью “прямой” возраст образования скарнов и сопутствующего железорудного оруденения Шалымского месторождения (Кондомское рудное поле), который составляет 499±1 млн лет.

Полученные данные указывают на то, что в пределах Горной Шории также был проявлен этап раннепалеозойской (500–548 млн лет; [10]) магматической активизации, ранее выделенный только в восточной части Кузнецкого Алатау (западная часть Алтае-Саянской складчатой области).

Источник финансирования

Геохронологические исследования выполнены при финансовой поддержке РНФ (проект № 22-17-00211), а геологические исследования - в рамках плановой темы ИГГД РАН (№ FMUW-2022-0003).

Об авторах

М. В. Стифеева

Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: stifeeva.maria@yandex.ru
Россия, Санкт-Петербург

Е. Б. Сальникова

Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук

Email: stifeeva.maria@yandex.ru
Россия, Санкт-Петербург

А. Б. Котов

Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук

Email: stifeeva.maria@yandex.ru

член-корреспондент РАН

Россия, Санкт-Петербург

Ю. Д. Гриценко

Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова; Минералогический музей им. А. Е. Ферсмана Российской Академии наук

Email: stifeeva.maria@yandex.ru

Геологический факультет

Россия, Москва; Москва

Список литературы

Дополнительные файлы