Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 499, № 1, стр. 11-18

Массив биотитовых (эльджуртинских) гранитов и сопровождающие их субвулканические некки и дайки риолитов (риолито-дацитов) [1, 2] в течение длительного времени были и остаются в фокусе изучения генезиса и эволюции магматогенно-гидротермальной системы месторождения Тырныауз, крупнейшего в России по ресурсам Mo–W- и Мо-руд в скарнах и послескарновых рудоносных метасоматитах (рис. 1). Имеются многочисленные изотопные датировки указанных магматических пород, выполненные K–Ar-, Rb–Sr- и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-методами в разное время [3–7]. Было выполнено также определение изотопного U–Pb-возраста циркона эльджуртинских гранитов с использованием ионного микрозонда (SHRIMP) [8]. Однако определения возраста циркона указанных пород с использованием метода лазерной абляции с ионизацией в индуктивно-связанной плазме с масс-спектрометрическом окончанием (LA–ICP–MS) ранее не выполнялись. Авторами впервые восполнен этот пробел. Это дает возможность верификации изотопных данных с помощью независимого метода, что важно, принимая во внимание известные ограничения различных изотопных методов, а также является ценным опытом использования изотопного U–Pb-анализа циркона для датирования весьма молодых (с возрастом менее 3 млн лет) геологических образований. Указанный метод наряду с анализом при помощи ионного микрозонда с масс-спектрометром вторичных ионов (например, SIMS SHRIMP) относится к локальным методам анализа. Несмотря на то что метод LA–ICP–MS уступает в точности SIMS, в последнее время он получил широкое распространение в силу наибольшей доступности, простоты пробоподготовки и высокой производительности, в том числе и для датирования молодых зерен циркона с возрастом вплоть до 0.1 млн лет (например, [9–11]). Циркон считается надежным геохронометром, так как он лишь с трудом подвергается преобразованиям при наложении последующих процессов, что важно при датировании магматических пород в зонах постмагматического рудообразования. Ниже приводятся результаты выполненных исследований.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта месторождения Тырныауз (по [1, 2]). 1 – аллювиальные четвертичные отложения, 2 – нижнеюрские отложения (черные сланцы, конгломераты, песчаники), 3 – верхнекаменноугольные молассовые отложения (конгломераты и песчаники), 4 – девонские и нижнекаменноугольные отложения: известняки, мраморы (а), аргиллиты, филлиты (b), вулканогенные породы (лавы и туфы андезитов) (с), 5 – биотитовые роговики по девон-нижнекаменноугольным терригенным и вулканогенным породам, 6 – протерозойские кристаллические сланцы, гнейсы, мигматиты, 7 – штоки и дайки риолитов (а) и магматические брекчии с предположительно риолитовым цементом (b), 8 – биотитовые граниты Эльджуртинского массива (“эльджуртинские граниты”) (а) и предположительно “постэльджуртинские” дайки и штоки аплитов (b), 9 – лейкократовые граниты (а) и их магматические брекчии (b), 10 – дайки основных пород, 11 – породы массива “трондьемитов”: тоналиты-гранодиориты (а), плагиограниты (b), 12 – дайки и силлы ультраосновных пород (средний-поздний палеозой ?), 13 – разломы, включая надвиги, 14 – скарново-рудные тела с Mo–W-оруденением, 15 – кварцевые штокверки с молибденитом (а) и золотой минерализацией (b), 16 – контуры карьера, 17 – места отбора проб.

За время изучения взгляды исследователей на место и роль эльджуртинских гранитов и риолитов в формировании месторождения существенно менялись – от отнесения всех метасоматитов и руд к “постэльджуртинским” через признание “доэльджуртинского” возраста скарнов, апоскарновых рудоносных метасоматитов с Mo–W-оруденением и наиболее крупных Мо-штокверков, развитых вне скарнов, и отрицание какой-либо существенной роли эльджуртинских гранитов вообще, срезающих как Mo–W-рудные скарны, так и Мо-штокверки [1]. Затем был показан, напротив, “постэльджуртинский” (и “постриолитовый”) возраст части вольфрамового оруденения, а также комплексной Mo–W–Bi–Te–Au-минерализации [12]. Последняя слабо развита в крупных скарново-рудных телах месторождения Тырныауз, отмечена в самих эльджуртинских гранитах и играет преобладающую роль на удалении от ведущих Mo–W- и Мо-рудных тел – на крупном месторождении-сателлите Гитче-Тырныауз. Все это, очевидно, отражает интрарудный характер эльджуртинских гранитов и риолитов и показывает их важность как генетических реперов для понимания условий формирования месторождения.

Соответственно, разными авторами были выполнены определения изотопного возраста эльджуртинских гранитов и риолитов с использованием K–Ar и Rb–Sr-методов. В частности, был получен изотопный K–Ar-возраст эльджуртинских гранитов в диапазоне от 2.0 ± 0.2 млн лет до 1.9 ± 0.15 млн лет, а риолитов – от 1.80 ± 0.25 млн лет до 1.60 ± 0.25 млн лет [3]. По данным [4], изотопный Rb–Sr-возраст эльджуртинских гранитов составляет 1.982 ± 0.008 млн лет, а по данным [5], изотопный Rb–Sr-возраст, полученный по коллекции аплитов из вертикального разреза >3 км, составляет 2.12 ± 0.01 млн лет. Величины изотопного ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста (по биотиту) гранитов Эльджуртинского массива изменяются по разрезу от 2.2–2.5 млн лет в его кровельной части до 1.8–2.0 млн лет на уровне современного среза р. Баксан, и 1.2–1.4 млн лет в скважине на глубине около 3800 м [6]. Для риолитов был дополнительно получен изотопный K–Ar-возраст порядка 2.0–1.85 млн лет [7]. С использованием ионного микрозонда (SHRIMP) был получен изотопный U–Pb-возраст циркона эльджуртинских гранитов, составляющий 2.04 ± 0.03 млн лет [8].

Для изотопного U–Pb-анализа циркона методом LA–ICP–MS были отобраны проба гранита из верхней части Эльджуртинского массива и проба риолита одного из некков (рис. 1). Отобранный эльджуртинский гранит содержит крупные фенокристаллы калиевого полевого шпата (ортоклаза до санидина), а также фенокристаллы кварца в среднезернистой биотит-кварц-полевошпатовой основной массе. Отобранный риолит (риолит-порфир) содержит фенокристаллы полевых шпатов и кварца, а также их оскольчатые фрагменты в тонкозернистой биотит-кварц-полевошпатовой основной массе. Химический состав изученных пород приведен в табл. 1.

Изотопные U–Pb-исследования циркона выполнены в Центре многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) с помощью масс-спектрометра высокого разрешения Element XR (“Thermo Fisher Scientific”) с эксимерной системой лазерной абляции Analyte Excite (“Teledyne Cetac”), оснащенной двухкамерной ячейкой HelEx II. Данные о морфологии и внутреннем строении зерен циркона были получены по катодолюминесцентным изображениям и снимкам в отраженных электронах. Изображения в обратно рассеянных электронах и катодолюминесценции получены на сканирующем электронном микроскопе LEO-1430 (“Zeiss”). Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для получения максимальной интенсивности сигнала ²⁰⁸Pb при минимальном значении ²⁴⁸ThO⁺/²³²Th⁺ (менее 2%), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполняли по массам ²⁰²Hg, ²⁰⁴(Pb + Hg), ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, ²³²Th, ²³⁸U. Диаметр лазерного луча составлял 50 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см². Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчет изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы “Glitter” [13]. ²³⁵U рассчитывался из ²³⁸U на основе отношения ²³⁸U/²³⁵U = 137.818 [14]. Для учета элементного и изотопного фракционирования изотопные U–Pb-отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартных цирконов Plesovice [15]. Для контроля качества данных использован стандартный циркон GJ-1 [16]. Для зерен циркона с возрастом менее 3 млн лет необходимо учитывать влияние на полученный U/Pb-возраст неравновесности изотопной системы (связанную с образованием промежуточных изотопов в цепочках радиоактивного распада ²³⁸U, ²³⁵U), а также влияние нерадиогенного свинца. Данная коррекция проведена по методу [17, 18]. Поскольку для “молодых” зерен циркона характерен низкий радиогенный прирост по ²⁰⁷Pb, возраст для них определятся по изотопному ²⁰⁶Pb/²³⁸U-отношению и представляется в виде средневзвешенного значения. Расчет средневзвешенного значения ²⁰⁶Pb/²³⁸U-возраста и построение диаграмм проведены с помощью программы Isoplot [19].

Кристаллы циркона в изученной пробе эльджуртинского гранита представлены прозрачными розовыми, хорошо ограненными индивидуумами удлиненно-призматической формы длиной 100–150 мкм с коэффициентом удлинения порядка 3–4 (рис. 2). В CL-изображении в большинстве кристаллов наблюдаются разных размеров светлое незональное ядро призматической формы и тонкозональная светлая оболочка. Кристаллы циркона в изученной пробе риолита представлены прозрачными бесцветными, хорошо ограненными индивидуумами, большинство из которых, однако, характеризуются резко удлиненной (иногда игольчатой) призматической формой, с длиной до 300 мкм и коэффициентом удлинения порядка 7–10, иногда более (рис. 3). Меньшая часть кристаллов циркона в риолите представлена более короткими призматическими кристаллами длиной 80–100 мкм и коэффициентом удлинения порядка 2 (рис. 3). В CL-изображении в большинстве кристаллов также наблюдаются разных размеров светлое незональное ядро призматической формы и тонкозональная светлая оболочка.

Рис. 2.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из эльджуртинских гранитов Тырныауза. Окружностями обозначены точки, где проводилось изотопное датирование, номера точек соответствуют таковым в табл. 1. Длина масштабной линейки – 100 мкм.

Рис. 3.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из риолитов Тырныауза. Окружностями обозначены точки, где проводилось изотопное датирование, номера точек соответствуют таковым в табл. 2. Длина масштабной линейки – 100 мкм.

Изотопные U–Pb-анализы были выполнены для 21 зерна циркона эльджуртинских гранитов и для 30 зерен циркона риолитов (табл. 2, 3; рис. 2, 3). Поскольку для проанализированных “молодых” зерен (моложе 3 млн лет) циркона характерны низкие содержания ²⁰⁷Pb, а результаты датирования каждого отдельного зерна располагаются в области погрешности измерений, оценочный возраст определен по изотопному ²⁰⁶Pb/²³⁸U-отношению и представлен в виде средневзвешенного значения. Соответственно, для изученной выборки циркона из эльджуртинских гранитов средневзвешенный изотопный U–Pb-возраст составляет 2.10 ± 0.08 млн лет (СКВО = 8.5) (рис. 4а). Для изученной выборки циркона из риолитов средневзвешенный изотопный U–Pb-возраст составляет 2.05 ± 0.04 млн лет (СКВО = 3.3) (рис. 4б). Призматический облик и отчетливая осцилляторная зональность акцессорного циркона из эльджуртинских гранитов и риолитов Тырныауза, отвечающего, по-видимому, “автокристам” этого минерала [20], свидетельствуют о его магматическом происхождении. Это дает основания полагать, что полученные значения средневзвешенного изотопного U–Pb-возраста соответствуют времени кристаллизации указанных пород.

Рис. 4.

Диаграммы значений средневзвешенного изотопного ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста для цирконов из эльджуртинских гранитов (а) и риолитов (б) Тырныауза.

Для изученных кристаллов циркона отмече- ны некоторые вариации значений изотопного U–Pb-возраста, составляющие в целом 1.78–2.53 млн лет для циркона из эльджуртинских гранитов и 1.81–2.42 млн лет для циркона из риолитов. При этом получены несколько более древние значения возраста в ядрах кристаллов (до 2.47 млн лет в эльджуртинских гранитах и обычно более 2 млн лет в риолитах). Однако, как более древние (до 2.3  млн лет в эльджуртинских гранитах и до 2.42  млн лет в риолитах), так и молодые (до 1.82  млн лет в эльджуртинских гранитах, до 1.85 млн лет в риолитах) значения возраста отмечены и в периферических зонах кристаллов циркона. Устойчивой разницы датировок кристаллов циркона разной (от коротко-призматической до игольчатой) формы в риолитах не выявлено.

Небольшой разброс значений датировок разных зерен предполагает относительно быструю кристаллизацию циркона и соответствующих магматических пород-“хозяек”. При этом рассчитанные средневзвешенные значения изотопных U–Pb-возрастов подчеркивают короткий временной разрыв между эпизодами кристаллизации эльджуртинских гранитов и пересекающих их риолитов, составлявший, по полученным новым изотопным U–Pb (LA–ICP–MS)-данным, около 50 тыс. лет.

Таким образом, полученные изотопные U–Pb-данные подтверждают неогеновый (плейстоценовый, около 2 млн лет) возраст становления эльджуртинских гранитов и прорывающих их риолитов, ранее определенный для этих пород изотопными K–Ar-, Rb–Sr-, а для эльджуртинских гранитов – также изотопными ⁴⁰Ar/³⁹Ar- и U–Pb-методами [3–8]. Полученные данные согласуются с наблюдаемой возрастной последовательностью внедрения и кристаллизации эльджуртинских гранитов и риолитов, лишь с небольшим временным разрывом между ними. Вместе с этим большее разнообразие морфологических типов кристаллов циркона в риолитах предполагает более сложную историю кристаллизации этих пород, чем непосредственное фракционирование риолитов при дифференциации магмы эльджуртинских гранитов. Последнее, в том числе, могло быть связано с возможной большей автономностью питающих их магматических очагов, на что указывает и меньшая (по сравнению с эльджуртинскими гранитами) кремнекислотность риолитов, фактически отвечающих по составу риолито-дацитам. В целом изотопный U–Pb (LA–ICP–MS)-метод показал свою эффективность для определения возраста циркона из молодых (менее 3 млн лет) магматических пород.