CC BY
145
2012
ВЕСТНИК САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
Серия 7
Вып. 1
ГЕОЛОГИЯ
УДК 550.93:552(575.1)
Р. Х. Миркамалов, В. В. Чирикин, Р. С. Хан, В. Г. Харин, С. А. Сергеев
РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (SHRIMP) ДАТИРОВАНИЯ ГРАНИТОИДНЫХ И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ТЯНЬ-ШАНЬСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА (УЗБЕКИСТАН)
Введение
Домезозойские образования, слагающие горные цепи Тянь-Шаня, погружаются в западном направлении под мезозой-кайнозойский чехол, формируя фундамент Туранской эпипалеозойской платформы, и выходят на поверхность в отдельных возвышенностях Нуратинского и Кызылкумского регионов. Палеозойская структура этой области многими исследователями рассматривается как связующее звено между собственно уралидами и восточной, тяньшаньской, частью Урало-Монголо-Охотского складчатого пояса (рис. 1, [1]), расположенное между Казахстанидами и Каракумским континентальным террейном [2]. Как и весь складчатый пояс, Кызылкумо-Нуратин-ское его звено сформировалось в результате последовательного закрытия серии океанических бассейнов системы Палеоазиатского океана, существовавшего в интервале 850-320 млн. лет.
В целом, Тянь-Шаньская горная система представляет собой ансамбль сиалических блоков, аккреционных комплексов, фрагментов островных дуг, океанической коры, вулкано-плутонических поясов, находящихся в надвиговых соотношениях, молассо-вых толщ краевых прогибов, а также орогенных и внутриплитных гранитоидных комплексов, консолидирующих гетерогенную структуру [3]. В этом структурном коллаже на территории Узбекистана четко выделяются три домена (рис. 2).
Срединно-Тянь-Шаньский средне-позднепалеозойский вулкано-плутонический пояс (ВПП), наложенный на раннепалеозойский аккреционный комплекс. В строении ВПП выделяют три этажа. Нижний этаж (верхний силур - средний девон), сложен I-гра-нитоидами, а также нижнедевонской терригенно-вулканогенной (андезиты, дациты, липариты, щелочные базальты) формацией. Средний этаж (нижний-средний карбон) тоже представлен преимущественно I-гранитами (монцонит-гранитовый, монцо-диорит-гранодиоритовый, гранит-адамеллитовый комплексы) и в меньшей степени А-гранитоидами (габбро-сиенитовый комплекс), лавами и туфами риолитов, да-цитов, трахибазальтов, трахиандезитов. Комплексы верхнего этажа включают
© Р. Х. Миркамалов, В. В. Чирикин, Р. С. Хан, В. Г. Харин, С. А. Сергеев, 2012
3
Рис. 1. Взаимное расположение уралид, казахстанид и алтаид по представлениям В. Н. Пучкова
(с дополнением авторов) [1].
Условные обозначения: 1 — кратоны; 2 — континентальные террейны; 3 — байкалиды; 4 — тиманиды ; 5 — Кызылкумский блок; 6-8 — Урало-Монгольский пояс: 6 — казахстаниды, 7 — алтаиды, 8 — уралиды; 9 — альпиды; 10 — поздние коллизионные сутуры.
трахибазальт- трахириолитовые серии вулканитов, а также интрузивные щелочно-гра-нитные (граносиенитовые) формации.
Южно-Тянь-Шаньский дивергентный складчато-надвиговый пояс сложен формациями Туркестанского палеоокеана, шарьированными на выступающий в Кызылкумах аккреционный комплекс, обладающий чертами сходства с тиманидами и казахстани-дами. Учитывая, уникальность этого комплекса для Южного Тянь-Шаня, его следовало бы именовать кызылкумидами.
Юго-Западный Тянь-Шань включает отложения континентального подножья и шельфа пассивной окраины Каракумского континента, с наложенным в раннем карбоне магматизмом рифтогенной природы.
На 2010 г. получено около 250 определений абсолютного возраста магматических и метаморфических комплексов Тянь-Шаня (для территории Узбекистана), при этом большая часть касается или верхнего палеозоя (около 190 датировок) или докембрия (30 анализов). Подавляющее большинство этих данных получены калий-аргоновым (37%) и рубидий-стронциевым (40%), в остальных случаях были использованы свинцово-изохронный,
уран-свинцовый, неодим-самариевый, рений-осмиевый методы. В целом эти данные сопоставимы для относительно молодых и очень противоречивы для древних комплексов, по причине их гетерогенности. Новейшими и-РЬ датировками охвачены, главным образом, гранитоиды позднего палеозоя, с которыми принято увязывать основные рудные месторождения региона [4]. Современные представления о полигенности и полихрон-ности формирования крупных рудных залежей [5] требуют внимательного отношения к геодинамической эволюции территории, последовательности этапов структурной перестройки и к сопровождающим их рудообразующим и рудолокализующим процессам. В связи с этим были проведены высокоразрешающие геохронологические исследования некоторых комплексов-индикаторов, различных по геодинамике образования, однако важных для реконструкции геологической истории региона.
Теологическая характеристика образцов для датирования
Для выделения цирконов отобраны пробы по 12 кг из гранитоидов и по 20 кг из габ-броидов. Истертый до размера 0,076 мм материал был пропущен через концентрационный стол и сепаратор. Из промпродукта путем осаждения в тяжелой жидкости был получен концентрат с удельным весом >4 г/см3. В результате ручного отбора монофракций под бинокуляром из 15 проб цирконы получены только в шести образцах, представляющих: 1) башкызылсайский адамеллит-гранитовый, 2) лолабулакский мигматит-гранитогней-совый комплексы, 3) метагабброиды офиолитовых комплексов (маджерумская и тасказ-ганская свиты), 4) песчаники из косманачинской рудоносной толщи.
Рис. 2. Тектоническое районирование и схема расположения участков отбора проб 1 — Вулкано-плутонический пояс Срединного Тянь-Шаня, 2 — Уралиды Южного Тянь-Шаня, 3 — Кызылкумский блок Южного Тянь-Шаня, 4 — Офиолиты Южного Тянь-Шаня, 5 — Пассивная окраина Каракумского континента (Юго-Западный Тянь-Шань), 6 — ось Гиссарской рифтогенной структуры, 7 — границы поясов: сутура Туркестанского палеоокеана (а), разломы взбросо-сдвиговой кинематики (б) , 8 — контуры выходов доюрских образований,
9 — участок отбора проб.
5
1. Башкызылсайский адамеллит-гранитовый комплекс (проба В-200). Образцы для изучения отобраны из одноименного массива, расположенного на юго-западной оконечности Чаткальского хребта Срединного Тянь-Шаня (см. рис. 2 и 3). Этот комплекс был выделен В.В. Козыревым и В.И. Айзенштатом (1987 г.). Он образован биотитовыми гранодиоритами и адамеллитами, включает жильные: аплиты, мусковитовые лейкогра-ниты, аляскиты, пегматиты (0,1-3х20-40м). Химический состав пород варьирует между гранодиоритом и адамеллитом. Это глиноземистые, с несколько пониженной общей щелочностью (№2О + К2О=6,6-7,5) породы нормального ряда. В большинстве случаев К2О преобладает над №2О (№2О/К2О=0,6-0,8). Характерна низкая величина коэффициента окисленности железа и повышенные содержания MgO. Отношения K/Rb=180-210, Rb/Sr= 0,3-0,6; Ва/Бг=2,3-2,9, что соответствует кларковым значениям. Несколько понижено отношение Th/U=2,3-4,6. Башкызылсайский комплекс сформировался в ме-зоабиссальной фации глубинности в обстановке активной континентальной окраины, в надсубдукционной зоне Туркестанского палеобассейна [6]. Изотопный возраст комплекса был определен K-Ar методом как 488-594 и 274-294 млн.лет.
2. Офиолитовые покровы Южного Тянь-Шаня. Большое значение для реконструкции геодинамической эволюции этого пояса имеет уточнение возраста предшествовавшего ему Южнотяньшаньского (Туркестанского) океана через датировку офиолитовых аллохтонов. Офиолиты представлены, во-первых, в верхних покровах уралид Южного Тянь-Шаня и маркируют позднепалеозойскую сутуру Туркестанского океана. Во-вторых, они формируют раннепалеозойскую аккреционную призму Палеотуркестанского бассейна, составляющую нижний этаж палеозойской структуры (кызылкумиды).
Рис. 3. Схема геологического строения юго-западного окончания Чаткальского хребта
(Срединный Тянь-Шань) 1 — нижне-пермский вулканогенно-терригенный комплекс; 2 — терригенно-вулканогенные комплексы среднего и верхнего карбона; 3 — карбонатная толща среднего девона-нижнего карбона; 4 — ранне-среднедевонский вулканогенный комплекс; 5 — башкызылсайский комплекс: гранодиориты и адаме-литы биотитовые; 6 — место взятия пробы на абсолютный возраст
6
2.1. Офиолиты верхнего этажа сохранились в эрозионных останцах, в мульдах син-форм, слагая два уровня тектонических покровов [7-9]. Нижний - слабо измененный, представлен гипербазитами, габбро-плагиогранитами, диабазовым дайковым комплексом, кремнисто-базальтовой формацией. Разрез завершает невыдержанная по мощности тектонизированная олистострома с пластинами кремнистых и карбонатных пород. Верхний покров образуют высокобарические-низкотемпературные субглаукофановые сланцы. В их основании, как правило, залегают серпентинизированные гипербазиты и метагабброиды (габбро-амфиболиты, амфиболиты, иногда горнблендиты), отмечаются диориты и кварцевые диориты. Протолит сланцев составляют базальты, андезито-ба-зальты, андезиты, граувакки [10].
Представление о гипербазитовых телах верхнего покрова как об ультраосновных интрузиях [11, 12] пересмотрены исследователями офиолитового пояса Южного Тянь-Шаня [13-16].
Возрастные оценки офиолитов даются по косвенным признакам и расходятся от протерозоя (по степени метаморфизма) [12], венда [17], ордовика [18] до карбона [11]. По абсолютным датировкам время метаморфизма офиолитов Атбашинского хребта (на восточном продолжении Туркестанской сутуры) приходится на 319-316 млн.лет [19], кроме того обломки зеленых сланцев слагают коксарайскую свиту верхнего серпухо-ва-нижнего башкира [20]. Многочисленные калий-аргоновые датировки укладываются в интервал от 410 до 718 млн.лет [12].
В качестве объекта исследований мы выбрали выходы верхнего аллохтонного комплекса западнее горы Пиёзлы в хребте Северный Нуратау (рис. 4). Автохтон представляет здесь складчатый комплекс кембрия-ордовика, трансгрессивно перекрытый карбонатной толщей девона-карбона и завершающийся олистостромой. Структурно выше залегают кремнисто-базальтовые фрагменты нижнего покрова и мощная пластина метаморфических сланцев верхнего покрова. В основании метаморфических сланцев залегают тела серпентинитов, с участками малоизмененных перидотитов, дунитов и габбро-амфиболитов и амфиболитов. Выше по разрезу метадиабазы, амфиболиты, биотит-гранатовые и мусковит-гранатовые гнейсы, альбитовые амфиболиты, клиноцо-изит-альбитовые сланцы. Пробы отбирались на трех уровнях, но цирконы выделены только из метагабброидов с фрагментами реликтовой габбро-офитовой и офитовой структуры (пр. Р-95, см. рис. 4).
2.2. Разрез офиолитов доордовикского аккреционного комплекса Кызылкумов восстанавливается по отдельным фрагментам. Кремнисто-базальтовая часть разреза в виде переслаивания кремне-кварцитов, доломитов и амфиболитовыми сланцами, встречается практически на всех возвышенностях Кызылкумов. Гипербазиты описаны только в Зиаэтдинских горах [12], амфиболизированные габбро-диабазы — в горах Джетым-тау [21]. Радиологические данные, полученные ранее свинцово-изохронным методом, согласуются с позднерифейским возрастом доломитов по органическим остаткам (800 млн.л, согласно [22, 23].
В восточной части гор Джетымтау (рис. 5) разрез кремнисто-карбонатных образований тасказганской свиты вмещают аподиабазовые зеленые сланцы и амфиболитизиро-ванные габбро-диабазы с реликтами офитоидной структуры.
3. Лолабулакский мигматит-гранит-гнейсовый комплекс (пробы Р-182 и Р-183) вскрывается в горах Каратюбе на западном окончании Зеравшанского хребта (рис. 6). Рассматриваемый комплекс выделяется в составе лолабулакской свиты, сложенной темно-серыми
7
Рис. 4. Разрез западнее сая Сулукли (сев. склон хребта Нуратау). Условные обозначения. 1-4 — условный автохтон: 1 — терригенная формация, илончисайская свита; 2 — карбонатно-терригенный флиш, живачисайская свита; 3 — известняки, доломиты, тулебайская свита; 4-мраморизованные известняки, кельвасайская свита; 5 — нижний офиолитовый покров, кремнисто-базальтовая формация, шавазская свита; 6-8 — верхний офиолитовый покров: 6 — серпентинизированные гипербазиты, 7 — метагабброиды, 8 — амфиболитовые и празинитовые сланцы, маджерумская свита; 9 — олистолиты, 10 — надвиги в подошве аллохтонов: вне масштабные (а), зоны тектонического меланжа; 11 — участки нормального (б) и запрокинутого залегания пород
Рис. 5. Положение места отбора пробы Х-100 в разрезе тасказканской свиты Б.3
(горы Джетымтау). 1 — габбро-диабазы, 2 — метабазальты, 3 — кремне-кварциты
8
Рис. 6. Схематический разрез южного склона гор Кара-Тюбе (Юго-Западный Тянь-Шань) 1 — Четвертичные отложения; 2 — маргузарская свита, терригенно-олистостромовая; 3 — акбасай-ская свита, кремни; 4 — мадмонская свита, карбонатные породы; 5 — лолабулакская свита, терри-генно-сланцевая толща; 6 — каратюбе-зирабулакский гранитоидный комплекс; 7 — лолабулакский мигматит гранито-гнейсовый комплекс; 8 — места отбора проб на абсолютный возраст
микроплойчатыми кристаллическими сланцами, кварцитами, гнейсами. Первоначально, возраст этой свиты по литологическому сопоставлению и по наличию криноидей ордовикского возраста определялся как средний-поздний ордовик (Михайлов). Позднее Е. Г. Федоров и Ф. К. Диваев на основании высокой степени метаморфической проработки предположили ее неопротерозойский возраст (устное сообщение).
Возраст комплекса определяется на основании предположения, что широкое проявление процессов коровой ассимиляции, гранитизации, мигматизации, широко проявленных южнее в Гиссарском, Байсунтауском и Сурхантауском хребтах, характерно для протерозойских образований. Несмотря на то, что изотопные датировки байсун-тау-сурхантауского гранитно-метаморфического комплекса (калий-аргоновые, рубидий-стронциевые, и свинцово-изохронные) варьируют от 288 до 1465 млн.лет, ему приписывается [12] раннепротерозойский возраст. Основанием считается сопоставление с глубоко метаморфизованными образованиями Каратегина (Гармский блок Таджикистана), для которых свинцово-изохронным методом получена датировка 2,4-2,9 млрд. лет [24]. Однако А.К. Бухарин [10] и А.В. Покровский [25] считают, что имеющиеся радиологические данные по подразделениям байсунтауской серии (в его составе выделяется байсунтау-сурхантауский гранито-гнейсовый комплекс) удревняют возраст пород, и предполагают ее формирования и метаморфизм в раннем палеозое.
4. Косманачинская рудоносная «толща» (проба Р-155) представляет собой стратифицированный меланж [26, 27] на контакте разновозрастных аккреционных комплексов, формирующих кызылкумское основание уралид: протерозойского, перекрытого нижнеордовикской черносланцевой формацией, и раннепалеозойского (O-S1) , сложенного терригенным флишем (рис. 7). Толща состоит из разнородных тектонических блоков-фрагментов, представляющих кремнисто-карбонатно-терригенную и вулканогенно-терригенную формации автохтона и аллохтона. Породы преобразованы в условиях зе-леносланцевой фации метаморфизма. Рассматриваемая толща вмещает золоторудные проявления, в том числе месторождение Мурунтау, локализованное в обособленной «линзе» [6] терригенно-вулканогенных пород, несущих следы воздействия нескольких этапов деформаций, синкинематического метаморфизма, наложенных метасоматиче-ских изменений и пронизанных системой позднепалеозойских даек.
9
Рис. 7. Схематический геологический разрез косманачинской толщи в районе месторождения Мурунтау 1 — доломиты и известняки девона; 2 — метатерригенные породы косманачинской толщи; 3 — ро-хатская свита O1-2 (осадочный чехол протерозойского аккреционного комплекса; 4 — дайки мурунта-уского комплекса; 5 — разломы: а) крутопадающие блокоформирующие и внутриблоковые, б) надвиги, в) прочие разрывы; 6 — золоторудные залежи; 7 — подземные горные выработки (а), сверхглубокая скважина СГ-10; 8 — место отбора пробы Р-155
За десятилетия изучения месторождения Мурунтау было создано множество генетических моделей, которые можно разделить на две группы [28]. К первой группе можно отнести представления о постмагматическом гидротермальном оруденении с привнесением рудообразующих компонентов из гранитоидной магмы. Модели второй — основывались на полигенности и полихронности оруденения, рассматривая в качестве источника рудных компонентов вулканогенно-осадочный комплекс с формированием рудных скоплений в процессе диагенеза, регионального и контактового метаморфизма [4, 29]. В этом случае большое значение имеют реконструкции источников сноса терри-генного материала вмещающей толщи. По комплексу признаков область накопления формации интерпретируется как гемипелагиаль вблизи подножья вулканической дуги или активной окраины микроконтинента [30].
Процедура U-Pb изотопных анализов цирконов на SIMS SHRIMP-II
U-Pb датирование цирконов осуществлялось на прецизионном вторично-ионном (SIMS) микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II (Sensitive High Resolution Ion Micro Probe II) в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ. Аналитические работы выполнены в рамках госбюджетной темы № 770 «Составление геодинамической карты масштаба 1:500 000 домезозойских комплексов Узбекистана с использованием ГИС-технологий, как основы для прогнозно-металлогенических построений и мониторинга минеральных ресурсов», проводимой ГП ИМР Госкомгеологии РУз.
Отобранные вручную зерна цирконов были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами цирконовых международных стандартов TEMOR A и 91500. Далее зерна цирконов были сошлифованы и приполированы приблизительно на половину своей толщины. Затем на шайбу наносилось золотое покрытие. Для выбора участков (точек) датирования на поверхности зерен использовались оптические (в проходящем и отраженном свете) и катодо-люминесцентные изображения, отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов. Получение оптических, BSE
10
и катодолюминесцентных изображений проводилось на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500. Рабочее расстояние составляло 30,5 mm, ускоряющее напряжение — 12 kV, ток практически полностью сфокусированного пучка на цилиндре Фарадея — 7 nA.
Измерения U-Pb отношений на SHRIMP-II проводились по стандартной методике, описанной в статье [31]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 3 нА, диаметр пятна (кратера) составлял ~ 30 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программы SQUID, [32]. U-Pb отношения нормализовались на значение 0,0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствует возрасту этого циркона 416,75 млн лет [33]. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне одной сигма, погрешности вычисленных конкордантных возрастов и пересечений с конкордией приводятся на уровне двух сигма. Построение графиков с конкорди-ей проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX [34].
Результаты изотопного датирования
1. Башкызылсайский адамеллит-гранитовый комплекс (проба В-200). Для исследований были отобраны образцы существенно биотитовых гранодиоритов. Полученные цирконы характеризуются дипирамидально-призматическим обликом, хорошей сохранностью граней, с хорошо наблюдаемой первичной тонкой магматической зональностью. Для U-Pb исследования выбраны 10 зерен (табл. 1, рис. 8-а, 9-а).
Полученный результат подтвердил геохимическую однородность выбранных цирконов магматического генезиса, а их возраст кристаллизации — 414,3±6,0 млн.лет (см. рис. 3-5, табл. 1) совпадает с геологическим возрастом (поздний силур-ранний девон), оцененным по соотношениям гранодиоритов и хорошо коррелируется с датировками по Кызатинскому комплексу (416+9 млн.лет) [35, 36].
2. Офиолитовые покровы Южного Тянь-Шаня.
2.1. Офиолиты верхнего этажа
Проба метагабброидов (пр. Р-95, см. рис. 4) отобрана из верхнего аллохтонного комплекса к западу от горы Пиёзлы хребта С. Нуратау.
Большинство зерен циркона характеризуются призматическим габитусом, четкой ростовой зональностью, иногда наличием внутренних ядер, что позволяет предположить их магматическое происхождение. При этом, в некоторых зернах в результате метаморфической переработки зональность имеет неясные очертания.
Результат, полученный по 10 зернам — 447,6+4 млн. лет (табл. 2, см. рис. 8-б, 9-б) — хорошо коррелируется с геодинамическими реконструкциями, предполагающими время формирования океанской коры в интервале от кембрия до раннего карбона.
2.2. Oфиолиты доордовикского аккреционного комплекса Кызылкумов (пр. Х-100).
По результатам измерений параметров U-Pb изотопной системы 20 зерен циркона построены дискордия с верхним пересечением 757+21млн.лет (по пяти зернам), что отражает время кристаллизации габбро-диабазового слоя одного из участков Палео-Тур-кестанского океана. Значения U-Pb возраста 2696+19 млн.лет (по 2 зернам) и 2742 ±27 млн.лет (по 2 зернам) получены по оплавленным цирконам с неясным ядром, по-видимому, захваченным из мантии; 75,3 ± 3,0 млн.лет (1 зерно) оценивается как артефакт, не имеющий геологического смысла (табл. 3, см. рис. 9-в, 10). Другие кристаллы имеют ксеногенный характер и могут отражать процесс ассимиляции пород рамы.
11
Sample-spot % 206Pb с PPm U PPm Th 232Th /238U PPm 206pb* (1) 206Pb /238U Age (2) 206Pb /238U Age (3) 206Pb /238U Age (1) 207Pb /206Pb Age
B-200.1.1 0,00 366 314 0,89 21,1 418,7 ± 9,1 417,8 ± 9,2 432 ±11 486 ± 57
B-200.2.1 0,00 316 256 0,84 18,3 420,3 ± 9,3 419,2 ± 9,4 425 ±11 504 ± 61
B-200.3.1 1,15 324 190 0,61 18,6 413,6 ± 9,5 415,3 ± 9,5 420 ±11 273 ±270
B-200.4.1 1,17 212 115 0,56 12,4 418 ±10 423 ±10 427 ±11 5 ±350
B-200.5.1 0,50 394 339 0,89 22,8 418 ± 9,2 418,5 ± 9,2 424 ±11 385 ±130
B-200.6.1 0,56 253 156 0,64 14,4 409,4 ± 9,5 410,4 ± 9,6 415 ±11 327 ±140
B-200.7.1 0,52 453 270 0,61 25,9 412,3 ± 8,9 413,1 ± 9 417 ±10 351 ±120
B-200.8.1 1,63 282 156 0,57 16,4 414 ±10 418 ±10 427 ±11 81 ±370
B-200.9.1 0,79 290 187 0,67 16,3 405,5 ± 9,3 406,2 ± 9,3 411 ±10 355 ±170
B-200.10.1 1,07 338 195 0,60 19,4 413,7 ± 9,4 416 ± 9,4 420 ±10 215 ±200
Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively.
Error in Standard calibration was 0.82%( not included in above errors but required when comparing data
from different mounts).
12
Таблица 1
U-Pb отношения по пробе B-200
% Discordant Total 238U /206Pb ±% Total 207Pb /206Pb ±% (1) 238U/ 206Pb ±% (1) 207Pb* /206Pb* ±% (1) 207Pb* /235U ±% (1) 206Pb* /238U ±% err corr
16 14,9 2,2 0,0569 2,6 14,9 2,2 0,0569 2,6 0,526 3,4 0,0671 2,2 0,654
20 14,84 2,3 0,0573 2,8 14,84 2,3 0,0573 2,8 0,533 3,6 0,0674 2,3 0,633
-34 14,92 2,3 0,061 5,3 15,09 2,4 0,0517 12 0,472 12 0,0663 2,4 0,201
-99 14,73 2,4 0,0558 4,3 14,91 2,5 0,0462 15 0,427 15 0,0671 2,5 0,172
-8 14,85 2,2 0,0584 2,5 14,93 2,3 0,0543 6 0,502 6,4 0,067 2,3 0,354
-20 15,17 2,4 0,0575 3,3 15,25 2,4 0,053 6,1 0,479 6,6 0,0656 2,4 0,363
-15 15,06 2,2 0,0578 2,4 15,14 2,2 0,0535 5,3 0,487 5,8 0,0661 2,2 0,388
-80 14,84 2,5 0,0609 6,8 15,08 2,6 0,0476 15 0,435 16 0,0663 2,6 0,167
-12 15,28 2,3 0,06 2,9 15,4 2,4 0,0536 7,7 0,48 8 0,0649 2,4 0,294
-48 14,93 2,3 0,0591 2,8 15,09 2,3 0,0504 8,5 0,461 8,8 0,0663 2,3 0,266
(1) Common Pb corrected using measured 204Pb.
(2) Common Pb corrected by assuming 206Pb/238U-207Pb/235U age-concordance
(3) Common Pb corrected by assuming 206Pb/238U-208Pb/232Th age-concordance
CIR VSEGEI. 2010 AVIAN | 50 (lk Del: CU: EMT: 12 00 kV; Beam.5 WD: 28.24 mm
Рис. 8. Катодолюминесцентные изображения цирконов
Рис. 9. Графики с конкордией по пробам В-200, Р-95, Х-100, Р-182, Р-183 и Р-155
14
Аналитические данные U-Pb отношения по пробе Р-95
Sample-spot % 206pb С ppm U ppm Th 232Th /238U ppm 206Pb* (1) 206pb /238U Age Total 238U /206pb ±% Total 207pb /206РЬ ±% (1) 238U/ 206pb ±% (1) 207pb-/206pb. ±% (1) 207pb- /235u ±% (1) 206РЬ- /238U ±% err corr
p-95.1.1 1,49 96 44 0,47 5,81 432 ±8,1 14,21 1,7 0,0599 4,8 14,43 1,9 0,0478 16 0,456 16 0,0693 1,9 0,119
P-95.2.1 1,08 267 43 0,17 16,9 454 ±5,4 13,55 1,2 0,0606 2,7 13,69 1,2 0,0518 7,7 0,522 7,8 0,0730 1,2 0,159
P-95.3.1 0,11 1704 759 0,46 104 443 ±3,4 14,05 0,79 0,05705 1,2 14,07 0,8 0,05612 1,5 0,55 1,7 0,0711 0,8 0,463
P-95.4.1 1,08 114 55 0,50 6,94 437 ±8,5 14,11 1,8 0,0598 4,2 14,26 2 0,051 13 0,493 14 0,0701 2 0,148
P-95.5.1 0,29 491 126 0,27 30,7 451 ±4,3 13,75 0,97 0,0587 2 13,79 10 0,0564 3,8 0,564 3,9 0,0725 10 0,253
P-95.6.1 8,45 12 1 0,12 0,87 468 ±29 12,11 4,1 0,166 6,7 13,23 6,3 0,101 37 1,05 38 0,0753 6,3 0,168
P-95.7.1 0,24 379 94 0,26 23,7 452 ±4,6 13,73 1 0,0588 2 13,76 1 0,0569 3 0,57 3,1 0,0727 1 0,334
P-95.8.1 2,15 44 11 0,25 2,77 450 ±12 13,52 2,4 0,0728 5,3 13,82 2,7 0,055 21 0,55 21 0,0723 2,7 0,129
P-95.9.1 4,14 21 3 0,14 1,37 460 ±18 12,95 2,9 0,1075 5,6 13,51 4 0,075 29 0,76 29 0,0739 4 0,137
P-95.10.1 2,33 27 4 0,15 1,78 470 ±13 12,91 2,6 0,0823 9,3 13,22 3 0,064 21 0,66 22 0,0756 3 0,137
Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0.46%( not included in above errors but required when comparing data from different m (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. ounts).
Sample-spot % 206Pb с PPm U PPm Th 232Th /238U PPm 206pb* (1) 206Pb /238U Age (2) 206Pb /238U Age (3) 206Pb /238U Age (1) 207Pb /206Pb Age
X-100.1.1 0,20 190 97 0,53 22,3 822 ±13 823 ±13 825 ±14 788 ± 54
X-100.2.1 0,00 94 53 0,59 10,6 801 ±16 801 ±17 807 ±18 815 ± 60
X-100.3.1 0,64 58 52 0,92 6,21 746 ±16 746 ±16 753 ±19 760 ±140
X-100.4.1 0,15 167 52 0,32 23,9 994 ±17 992 ±18 996 ±18 1048 ± 44
X-100.5.1 1,56 89 98 1,14 7,18 568 ±12 572 ±12 574 ±15 367 ±270
X-100.6.1 0,70 880 352 0,41 8,94 75,3 ± 1,5 75,1 ± 1,5 75,8 ± 1,6 149 ±210
X-100.7.1 0,00 197 107 0,56 86,6 2661 ±39 2649 ±52 2667 ±41 2694 ± 13
X-100.8.1 0,65 118 40 0,35 25,8 1457 ±25 1462 ±27 1467 ±27 1409 ± 61
X-100.9.1 0,77 127 117 0,95 14,2 780 ±15 780 ±15 786 ±17 788 ±140
X-100.10.1 0,24 77 36 0,49 34,2 2680 ±43 2656 ±59 2689 ±46 2751 ± 21
X-100.11.1 0,20 71 136 1,99 28,6 2476 ±40 2461 ±51 2523 ±52 2534 ± 23
X-100.12.1 0,10 149 178 1,23 66 2678 ±39 2668 ±53 2697 ±45 2708 ± 14
X-100.13.1 0,63 288 192 0,69 26,3 648 ±11 646 ±11 655 ±12 753 ± 87
X-100.14.1 0,59 170 195 1,18 17,4 720 ±13 720 ±13 728 ±16 746 ±100
X-100.15.1 0,10 662 124 0,19 57,7 622 ±10 622 ±10 623 ±10 644 ± 32
X-100.16.1 0,25 228 176 0,80 24,3 755 ±13 754 ±13 762 ±15 780 ± 55
X-100.17.1 0,38 76 42 0,57 34 2694 ±43 2672 ±58 2717 ±45 2762 ± 21
X-100.18.1 0,13 253 121 0,49 61,3 1598 ±24 1599 ±27 1600 ±26 1597 ± 23
X-100.19.1 0,04 249 134 0,56 84,4 2140 ±33 2126 ±39 2148 ±35 2210 ± 20
X-100.20.1 0,39 121 57 0,49 22,3 1252 ±21 1251 ±23 1260 ±23 1266 ± 54
Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively.
Error in Standard calibration was 0.68%( not included in above errors but required when comparing data
from different mounts).
3. Лолабулакский мигматит-гранит-гнейсовый комплекс (пробы Р-182 и Р-183).
Не рассматривая вопрос о возрасте байсунтауской серии, мы проверили корректность возрастной оценки лолабулакского мигматит-гранито-гнейсового комплекса (см. рис. 6). Катодолюминесцентные изображения показывают, что в пробе Р-182 зерна циркона представлены идиоморфными призматическими кристаллами с конформной кристаллографическим границам зональностью. Это позволяет предполагать, что возраст цирконов соответствует времени кристаллизации гранит-мигматитового комплекса. В пробе Р-183 большое количество окатанных унаследованных ядер в цирконах указывает на низкую степень переработки осадочного протолита данного гнейса.
В итоге нами получены однозначные, достаточно близкие, значения возраста кристаллизации — 327,2+5 (10 зерен) и 339,5+3,2 (8 зерен) млн.лет (табл. 4 и 5, рис. 8-д и -е, рис. 9-д,-е), свидетельствующие о времени формирования гранито-гнейсового комплекса в визейском веке, синхронно с началом вулканизма вдоль Гиссарской рифтогенной структуры. Возраст осадочного протолита (лолабулакской свиты), судя по анализам де-тритовых ядер цирконов 9.1 и 10.1 (рис. 8-д, е) — не древнее эдиакарского (<620 млн.лет),
16
Таблица 3
U-Pb отношения по пробе X-100
% Discordant Total 238U /206Pb ±% Total 207Pb /206Pb ±% (1) 238U/ 206Pb ±% (1) 207Pb* /206Pb* ±% (1) 207Pb* /235U ±% (1) 206Pb* /238U ±% err corr
-4 7,34 1,7 0,0671 1,8 7,35 1,7 0,0654 2,6 1,227 3,1 0,136 1,7 0,543
2 7,56 2,1 0,0663 2,9 7,56 2,1 0,0663 2,9 1,209 3,6 0,1323 2,1 0,595
2 8,09 2,2 0,0699 3,6 8,15 2,2 0,0646 6,5 1,092 6,9 0,1227 2,2 0,327
5 5,99 1,9 0,0755 1,9 6 1,9 0,0743 2,2 1,707 2,9 0,1668 1,9 0,645
-35 10,69 2,2 0,0667 3,7 10,85 2,3 0,0539 12 0,685 12 0,0921 2,3 0,190
98 84,6 1,9 0,0546 3,5 85,2 2 0,049 8,9 0,0794 9,1 0,01174 2 0,218
1 1,957 1,8 0,1845 0,76 1,957 1,8 0,1845 0,76 13 1,9 0,5111 1,8 0,919
-3 3,914 1,9 0,0948 1,7 3,94 1,9 0,0892 3,2 3,12 3,7 0,2536 1,9 0,520
1 7,72 2 0,0718 3,1 7,78 2 0,0654 6,6 1,159 6,9 0,1285 2 0,294
3 1,934 2 0,1931 1,1 1,938 2 0,191 1,3 13,57 2,4 0,516 2 0,836
2 2,13 1,9 0,1694 1,2 2,134 1,9 0,1676 1,4 10,82 2,4 0,4684 1,9 0,815
1 1,939 1,8 0,187 0,8 1,941 1,8 0,1861 0,86 13,22 2 0,5151 1,8 0,900
16 9,39 1,8 0,0695 1,8 9,45 1,8 0,0643 4,1 0,938 4,5 0,1058 1,8 0,401
4 8,41 1,9 0,069 2,3 8,46 1,9 0,0641 4,7 1,045 5,1 0,1182 1,9 0,370
3 9,86 1,7 0,06197 1,3 9,87 1,7 0,06114 1,5 0,854 2,3 0,1013 1,7 0,746
3 8,03 1,8 0,0673 1,9 8,05 1,8 0,0652 2,6 1,116 3,2 0,1242 1,8 0,565
3 1,917 1,9 0,1957 1,1 1,925 1,9 0,1924 1,3 13,76 2,3 0,519 1,9 0,830
0 3,549 1,7 0,0996 1,1 3,553 1,7 0,0986 1,2 3,824 2,1 0,2814 1,7 0,812
3 2,539 1,8 0,139 1,1 2,54 1,8 0,1387 1,1 7,53 2,1 0,3937 1,8 0,846
1 4,646 1,9 0,0862 1,8 4,665 1,9 0,0829 2,8 2,449 3,3 0,2143 1,9 0,562
(1) Common Pb corrected using measured 204 (2) Common Pb corrected by assuming 206Pb/ (3) Common Pb corrected by assuming 206Pb/ Pb. 238U-238U- 207Pb/235U 208Pb/232Th age-concordance age-concordance
и по положению в разрезе в зоне развития терригенных формаций раннего палеозоя, наиболее логичным, по нашему представлению, является средне-верхне-ордовикским.
4. Косманачинская рудоносная толща (проба Р-155)
В качестве объекта исследования были отобраны пробы метаалевропесчаников из рудного интервала шахтного горизонта (см. рис. 7). Как видно на катодолюминесцент-ных изображениях (см. рис. 8-ж,-з), были выделены зерна циркона разной степени ока-танности, наибольшей у самых древних. Преобладают среднепризматические кристаллы идиоморфного габитуса. Для части кристаллов наблюдаются следы растворения на гранях пирамиды. Также встречаются кристаллы, включающие темные незональные ядра. Результаты получены по 31 точке в 28 зернах (табл. 6, рис. 9-ж,-з; 10) и образуют 3 возрастные группы, по-видимому характеризующие разные источники сноса: венд-кембрийская (526-559 млн.лет), верхнерифейская (631-1025 млн.лет) и архейская (от верхов практически до самых низов — 2332-3729 млн.лет).
Эти результаты не противоречат возрастным определениям слагающих толщу формаций, но усложняют поиск источников сноса. Если для первых двух групп достаточно
17
Рис. 10. Графики с конкордией по отдельным зернам циркона пробы Р-155
легко предположить источники сноса — это могут быть магматические комплексы Туркестанского и Палео-Туркестанского бассейнов, а также гранито-гнейсовые образования Байсун-Каракумского континентального блока, то для архейской — весьма затруднительно.
Возрастные датировки 3,1-3,7 млрд.лет (3 зерна) исключительно редки и представляют собой уникальный материал для палеогеодинамических реконструкций, а полученные в ближайшем географическом окружении — не древнее 2,2 млрд.лет [37]. Палин-спастические реконструкции раннего палеозоя также не предполагают расположение архейских комплексов или их переотложенных производных, близкого к участкам накопления рассматриваемой толщи.
Выводы
Новые геохронологические данные уточняют геодинамическую эволюцию Тянь-Шаньского пояса и снова показывают ненадежность оценки возраста метаморфических комплексов по степени преобразования первичных пород.
1. Подтвержден раннедевонский возраст надсубдукционного гранитоидного магматизма в составе Бельтау-Кураминского ВПП на северной активной окраине Туркестанского океана.
2. Полученные возрастные датировки по верхнему, метаморфизованному офиоли-товому комплексу свидетельствуют о раннепалеозойском заложении последнего. Несомненно, не является протерозойской маджерумская свита, как и ее аналоги (кумбу-лакская, учкудуктауская канская, майлисуйская [11, 12]. Они представляют собой ак-кретированные разновозрастные фрагменты палеозойской коры океанического типа, метаморфизованные в позднем девоне (?) — раннем карбоне, в условиях высоких давлений и низких температур.
3. Датировки по офиолитам Кызылкумского аккреционного комплекса близки к результатам, полученным независимыми методами [22, 23] и указывают на раскрытие океанического бассейна в позднем протерозое и аккреционные процессы на его южной окраине в раннем палеозое [ 30, 36].
4. Конкордантный возраст по цирконам из Лолабулакского мигматит-гранит-гнейсового комплекса, иногда считавшегося протерозойским, однозначно указывает на термальный метаморфизм с образованием гранитной магмы в визейском веке, с формированием высокотемпературной пары субглаукофановому сланцевому поясу Туркестанской сутуры. Закономерная последовательность поясов (с севера на юг): офио-литы в ассоциации НРЦГ-сланцами, Н^Р-мигматит-гранит-гнейсовый и задуговый, окраинно-континентальный риф, предполагает зону субдукции и на южной окраине Туркестанского бассейна в раннем и среднем карбоне.
5. Присутствие раннедокембрийских, вплоть до эоархейских, цирконов в обломочных породах рудоносной линзы косманачинского стратифицированного меланжа позволяет предполагать наличие архейских образований в погребенном фундаменте Кызылкумов или сопредельных территорий.
19
Sample-spot % 206Pb с PPm U PPm Th 232Th /238U PPm 206pb* (1) 206Pb /238U Age (2) 206Pb /238U Age (3) 206Pb /238U Age (1) 207Pb /206Pb Age
P-182.1.1 0,00 540 513 0,98 24,7 333,9 ± 7,3 332,8 ±7,4 331,5 ± 8,8 443 ± 86
P-182.2.1 0,55 385 258 0,69 16,5 312,1 ± 7,2 312,4 ±7,2 312,3 ± 8,1 277 ± 130
P-182.3.1 1,16 265 111 0,43 12 327,4 ± 8,3 328 ±8,2 331,6 ± 8,8 267 ± 270
P-182.4.1 0,87 479 236 0,51 21,9 331,5 ± 7,7 332,3 ±7,6 330,9 ± 8,2 253 ± 220
P-182.5.1 28,77 434 320 0,76 24,6 297 ±12 296,2 ±7,3 306 ±13 340 ±1200
P-182.6.1 0,58 330 175 0,55 14,6 322,2 ± 7,8 323,7 ±7,9 323,7 ± 8,7 150 ± 140
P-182.7.1 0,78 328 190 0,60 14,9 328,9 ± 7,8 330,5 ±7,8 333 ± 8,6 160 ± 200
P-182.8.1 0,00 248 132 0,55 11,5 337,5 ± 8 337,1 ±8,1 337,3 ± 8,9 372 ± 83
P-182.9.1 1,51 1130 599 0,55 52,3 333,6 ± 7,3 332,8 ±7,3 333,3 ± 8 409 ± 120
P-182.10.1 0,83 223 118 0,54 10,3 335,3 ± 8,3 337,2 ±8,3 338,9 ± 9,2 122 ± 250
Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0.73% ( not included in above errors but required when comparing data from different mounts) (1) Common Pb corrected using measured 204Pb. (2) Common Pb corrected by assuming 206Pb/238U-207Pb/235U age-concordance (3) Common Pb corrected by assuming 206Pb/238U-208Pb/232Th age-concordance.
Аналитические данные
Sample-spot % 206Pb с PPm U PPm Th 232Th /238U PPm 206Pb* (1) 206Pb /238U Age (1) 207Pb /206Pb Age
P-183_1.1 5,01 1502 86 68,3 0,06 332 ±4 411 ±194
P-183_2.1 0,30 1604 27 75,2 0,02 343 ±7 409 ±37
P-183_3.1 0,09 1014 63 47,2 0,06 340 ±4 316 ±54
P-183_4.1 0,70 1098 72 51,4 0,07 342 ±4 407 ±72
P-183_5.1 — 2022 20 93,9 0,01 339 ±4 308 ±28
P-183_6.1 0,38 842 50 39,7 0,06 344 ±4 400 ±66
P-183_7.1 2,46 777 170 36 0,23 339 ±5 369 ±185
P-183_8.1 0,21 832 52 38,3 0,06 336 ±5 328 ±73
P-183_9.1 0,24 397 374 34,6 0,97 622 ±9 617 ±68
P-183_10.1 — 289 221 31,6 0,79 774 ±12 736 ±79
Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in TEMORA Standard calibration was 0.31% (1) Common Pb corrected using measured 204Pb.
20
Ta6nuu,a 4
U-Pb oTHomeHMa no npoôe P-182
% Discordant Total 238U /206Pb ±% Total 207Pb /206Pb ±% (1) 238U/ 206Pb ±% (1) 207Pb* /206Pb* ±% (1) 207Pb* /235U ±% (1) 206Pb* /238U ±% err corr
33 18,81 2,2 0,0558 3,9 18,81 2,2 0,0558 3,9 0,409 4,5 0,0532 2,2 0,501
-11 20,05 2,3 0,0563 2,9 20,16 2,4 0,0518 5,7 0,354 6,2 0,0496 2,4 0,381
-18 18,97 2,5 0,0609 4,6 19,19 2,6 0,0516 12 0,371 12 0,0521 2,6 0,214
-24 18,78 2,3 0,0583 3,7 18,95 2,4 0,0513 9,7 0,373 10 0,0528 2,4 0,237
15 15,13 2,3 0,2842 1,3 21,24 4,1 0,053 52 0,35 52 0,0471 4,1 0,078
-54 19,4 2,5 0,0537 3,2 19,51 2,5 0,049 6 0,347 6,5 0,0513 2,5 0,386
-51 18,95 2,4 0,0555 3,2 19,1 2,4 0,0493 8,4 0,356 8,7 0,0524 2,4 0,278
10 18,61 2,4 0,054 3,7 18,61 2,4 0,054 3,7 0,4 4,4 0,0537 2,4 0,554
23 18,55 2,2 0,0671 1,6 18,83 2,2 0,0549 5,4 0,402 5,8 0,0531 2,2 0,384
-64 18,58 2,5 0,0552 3,9 18,73 2,6 0,0485 11 0,357 11 0,0534 2,6 0,232
Ta6nuu,a 5
U-Pb OTHomeHMa no npoôe P-183
(1) 238U/ 206Pb ±% (1) 207Pb* /206Pb* ±% (1) 207Pb* /235U ±% (1) 206Pb* /238U ±% err corr
18,90 1,3 0,0550 8,7 0,40 8,8 0,0529 1,3 0,1
18,31 2,0 0,0549 1,6 0,41 2,6 0,0546 2,0 0,8
18,44 1,2 0,0527 2,4 0,39 2,7 0,0542 1,2 0,5
18,35 1,3 0,0549 3,2 0,41 3,5 0,0545 1,3 0,4
18,49 1,3 0,0525 1,2 0,39 1,8 0,0541 1,3 0,7
18,23 1,3 0,0547 2,9 0,41 3,2 0,0549 1,3 0,4
18,52 1,5 0,0540 8,2 0,40 8,3 0,0540 1,5 0,2
18,68 1,6 0,0530 3,2 0,39 3,6 0,0535 1,6 0,4
9,86 1,5 0,0604 3,1 0,84 3,5 0,1014 1,5 0,4
7,84 1,7 0,0638 3,7 1,12 4,1 0,1275 1,7 0,4
21
Sample-spot % 206Pb с PPm U PPm Th 232Th /238U PPm 206pb* (1) 206Pb /238U Age (1) 207Pb /206Pb Age % Discordant Total 238U /206Pb ±%
P-155.3.1 1,28 119 50 0,44 8,72 522 ±8,7 — 11,71 1,6
P-155.20.1 0,00 265 123 0,48 19,4 526 ±5,5 — 11,76 1,1
P-155.23.1 1,45 702 1430 2,10 52,2 527 ±4,7 — 11,556 0.86
P-155.15.1 0,69 212 46 0,22 16,3 550 ±6,7 — 11,15 1,2
P-155.9.1 0,24 395 61 0,16 30,7 557 ±6,1 — 11,06 1,1
P-155.25.1 3,45 44 21 0,50 3,72 580 ±17 — 10,24 2,2
P-155.26.1 0,23 581 262 0,47 51,5 632 ±5,8 — 9,692 0.96
P-155.14.1 0,25 346 185 0,55 34,7 711 ±7,5 — 8,552 1,1
P-155.4.1 0,41 258 206 0,82 27,4 747 ±8,6 — 8,1 1,2
P-155.13.1 0,28 232 180 0,80 24,6 749 ±9.7 — 8,09 1,3
P-155.21.1 0,73 140 142 1,05 15,1 756 ±11 — 7,97 1,4
P-155.22.1 0,28 184 127 0,71 19,8 757 ±9,6 — 8 1,3
P-155.18.1 1,18 60 38 0,66 6,53 759 ±15 — 7,9 2
P-155.1.1 0,67 146 110 0,78 16 765 ±10 — 7,88 1,3
P-155.24.1 0,53 145 121 0,86 15,9 767 ±11 — 7,87 1,5
P-155.28.1 1,17 92 112 1,25 10,6 802 ±13 — 7,45 1,6
P-155.19.1 0,18 263 133 0,52 30,3 810 ±7,8 — 7,454 1
P-155.16.1 0,55 78 104 1,39 9,13 823 ±12 — 7,3 1,5
P-155.12.1 0,45 95 87 0,94 12 879 ±14 — 6,81 1,7
P-155.8.1 0,46 75 30 0,41 10,6 973 ±14 — 6,107 1,6
P-155.2.1 0,14 245 524 2,21 35,1 993 ±12 — 5,998 1,3
P-155.17.1 0,10 293 211 0,75 43,4 1026 ±9 — 5,788 0,95
P-155.7.1 0,00 154 131 0,88 57,8 2332 ±25 2331 ±22 0 2,294 1,3
P-155.10.2 0,50 44 49 1,14 18 2487 ±37 2505 ±39 1 2,11 1,8
P-155.27.1 0,14 161 75 0,48 69,6 2623 ±23 2658 ±19 1 1,988 1,1
P-155.10.1 0,15 139 92 0,69 61,7 2684 ±27 2695 ±17 0 1,933 1,2
P-155.11.1 0,02 598 191 0,33 316 3087 ±24 3222 ±7 4 1,627 0,98
P-155.11.2 0,07 213 105 0,51 132 3505 ±35 3532 ±14 1 1,382 1,3
P-155.6.1 0,06 396 364 0,95 260 3658 ±30 3637 ±10 -1 1,308 1,1
P-155.5.1 0,03 386 112 0,30 258 3709 ±29 3727 ±7 0 1,285 1
P-155.5.2 0,03 264 32 0,13 178 3736 ±32 3738 ±11 0 1,273 1,1
Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Error in Standard calibration was 0.46%( not included in above errors but required when comparing data from different mounts). (1) Common Pb corrected using measured 204Pb.
22
Таблица 6
U-Pb отношения по пробе P-155
Total 207Pb /206Pb ±% (1) 238U/ 206Pb ±% (1) 207Pb* /206Pb* ±% (1) 207Pb* /235U ±% (1) 206Pb* /238U ±% err corr
0,0631 3,4 11,86 1,7 0,0528 12 0,614 12 0,0843 1,7 0,142
0,059 2,5 11,76 1,1 0,059 2,5 0,691 2,7 0,0850 1,1 0,401
0,07246 1,4 11,73 0,92 0,0606 4,6 0,711 4,7 0,0852 0,92 0,198
0,0632 2,6 11,23 1,3 0,0576 7,6 0,707 7,7 0,0890 1,3 0,165
0,0602 1,9 11,08 1,1 0,0583 2,8 0,725 3 0,0902 1,1 0,378
0,0794 5,2 10,6 3 0,052 33 0,670 33 0,0942 3 0,091
0,0622 1,9 9,714 0,97 0,0604 2,5 0,857 2,6 0,1029 0,97 0,367
0,0648 1,8 8,573 1,1 0,0628 2,4 1,010 2,6 0,1166 1,1 0,424
0,066 2 8,133 1,2 0,0627 3,7 1,062 3,9 0,1229 1,2 0,311
0,0677 2,1 8,11 1,4 0,0654 3,4 1,111 3,6 0,1233 1,4 0,375
0,0699 2,6 8,03 1,5 0,0639 5,5 1,097 5,7 0,1245 1,5 0,259
0,0676 3,8 8,03 1,3 0,0652 4,6 1,120 4,8 0,1245 1,3 0,280
0,0708 7,5 7,99 2,1 0,0611 12 1,050 12 0,1250 2,1 0,167
0,0674 2,5 7,94 1,4 0,0619 5,9 1,075 6 0,1260 1,4 0,234
0,0683 2,7 7,91 1,5 0,0639 4,9 1,113 5,1 0,1263 1,5 0,291
0,0735 3,7 7,54 1,8 0,0639 9,9 1,170 10 0,1325 1,8 0,178
0,0669 1,9 7,467 1 0,0655 2,4 1,209 2,6 0,1339 1 0,388
0,0722 3,3 7,34 1,5 0,0677 5,5 1,270 5,7 0,1361 1,5 0,269
0,0714 3 6,84 1,8 0,0677 4,7 1,363 5 0,1461 1,8 0,347
0,0757 2,8 6,135 1,6 0,0719 4,5 1,616 4,8 0,1629 1,6 0,331
0,0733 1,6 6,006 1,3 0,0722 2,1 1,657 2,5 0,1665 1,3 0,540
0,0738 1,5 5,794 0,95 0,073 1,7 1,737 1,9 0,1726 0,95 0,488
0,1487 1,3 2,294 1,3 0,1487 1,3 8,940 1,8 0,4359 1,3 0,695
0,1693 1,7 2,121 1,8 0,1648 2,3 10,700 3 0,4708 1,8 0,612
0,1819 1,1 1,991 1,1 0,1806 1,2 12,500 1,6 0,5021 1,1 0,677
0,186 0,91 1,936 1,2 0,1847 1 13,150 1,6 0,5163 1,2 0,777
0,2561 0,46 1,628 0,98 0,2559 0,46 21,670 1,1 0,6143 0,98 0,906
0,313 0,91 1,383 1,3 0,3123 0,92 31,110 1,6 0,7225 1,3 0,817
0,3349 0,62 1,309 1,1 0,3344 0,63 35,210 1,3 0,7638 1,1 0,866
0,3549 0,46 1,286 1 0,3547 0,46 38,030 1,1 0,7777 1 0,912
0,3575 0,69 1,273 1,1 0,3572 0,7 38,680 1,3 0,7854 1,1 0,851
23
Литература
1. Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.
2. Шульц С. С.(мл). Геологическое строение зоны сочленения Урала и Тянь-Шаня. М., Недра, 1972. 208 с.
3. Савчук Ю. С., Миркамалов Р. Х., Ванесян Г. А. Геодинамическое районирование доме-зозойского фундамента территории Республики Узбекистан — основа прогнозно-метал-логенических построений / В сб.: «Геодинамика и принципы палеотектонических реконструкций». Ташкент, Университет, 1997. С. 28-31.
4. Рудные месторождения Узбекистана / Отв. редактор И. М. Голованов. Ташкент: ГИД-РОИНГЕО, 2001. 611 с.
5. Рундквист Д. В., Ткачев А. В., Черкасов С. В., Гатинский Ю. Г., Соболев П. О. Крупные и суперкрупные месторождения мира.// Планета Земля. Энциклопедический справочник. Том «Минерагения».СПб.:Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. С. 70-92.
6. Далимов Т. Н., Ганиев И. Н. Эволюция и типы магматизма Западного Тянь-Шаня. Ташкент, «Университет», 2010. 227 с.
7. Бискэ Ю. С. Палеозойская структура и история Южного Тянь-Шаня. СПБ: Санкт-Петербургский Университет, 1996, 192 с.
8. Буртман В. С. Тянь-Шань и Высокая Азия: тектоника и геодинамика в палеозое. М.: Геос, 2006. 215 с.
9. Савчук Ю. С., Миркамалов Р. Х. Строение верхнего аллохтонного комплекса в Северном Тамдытау (Центральные Кызылкумы). //Узб. геол.журн., 1995. № 2. С.3-7.
10. Бухарин А. К., Масленникова И. А., Пятков А. К. Домезозойские структурно-форма-ционные зоны Западного Тянь-Шаня. Ташкент: Фан, 1985. 151 с.
11. Семенов Ю. Л. Габбро-передотитовые и пикрит-габбро-диабазовые комплексы (Тянь-Шаня и Памира. Л.: Недра, 1982. 211 с.
12. Стратифицированные и интрузивные образования Узбекистана. Под редакцией Ах-медова Н. А. Ташкент, ИМР, 2000. 542 с.
13. Буртман В. С., Клишевич В. Л. О структурном положении ультрабазитов и метаморфических сланцев Южного Тянь-Шаня.-Докл. АН СССР, 1972. Т. 206. №3. С.
14. Сабдюшев Ш.Ш., Усманов Р.Р. Тектонические покровы, меланж и древняя океаническая кора в Тамдытау. // Геотектоника, 1971. № 5. С. 27-37.
15. Старцев О. А. Офиолиты и вулканические толщи хр. Сев. Нуратау: Автореф. дис... канд. г.-м. наук. Новосибирск, 1976. 23 с.
16. Христов Е. В., Христова М. П. Структурное положение и особенности строения офи-олитов восточной части Южно-Тянь-Шаньского пояса / Геотектоника. 1978. № 5. М.: Наука, С. 72-83.
17. Христов Е. В. Вендские отложения восточной части хребта Кокшаал-Тоо. Стратиграфия, литология, геохимия и рудоносность верхнего рифея-венда Средней Азии, Казахстана, Сибири. Бишкек: Илим, 1992. С. 33-37.
18. Куренков С. В., Аристов В. А. О времени формирования коры Туркестанского палео-океана // Геотектоника. 1995. № 6. С. 22-31.
19. Hegner E., Klemd R., Kroner A., Corsini M., Alexeiev D. V., Iaccheri L. M., Zack T., Dulski P., Xia X., and Windley B. F. Minerai ages and P-T conditions of late Paleozoic high-pressure eclogite and provenance of melange sediments from Atbashi in the South Tianshan orogen of Kyrgyzstan // Americanjournal of Science, 2010/ Vol. 310. November, P. 916-950.
20. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии. Фрунзе: Илим, 1982. Кн. 1, 371 с. Кн.2 245 с.
21. Хохлов В. А., Корчевская Ю. Г., Салов П. И .и др. Некоторые петрографические особенности амфиболитов центральных Кызыл-Кумов // Узбекский геологический журнал. 1977. № 6. С. 34-39.
22. Абдуазимова З. М. Актуальные проблемы региональной геологии древних толщ Кы-зылкумо-Нуратинского региона (Западный Узбекистан) // Геология и минеральные ресурсы. 2007. № 5. С. 29-34.
23. Хорева Б. Я., Искандерова А. Д., Чухонин А. П. О возрасте древнейших карбонатных пород Южного Алтая и Центральных Кызылкумов по данным свинцово-изохронного метода // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1971. № 11. C. 3-8.
24. Мирходжаев И. М, Хохлов В. А., Головин В. Е., Бедер А. Б., Величко В. М. Метаморфические формации Узбекистана. Ташкент: Фан, 1977. 237 с.
25. Покровский А. В. Метаморфические комплексы Южного Узбекистана. Ташкент: Фан, 1974. 230 с.
26. Абдуазимова З. М., Абдуллаев Р. Н. Стратиграфия Мурунтауского рудного поля в свете новых данных // Узб. геол. журн. 1998. № 4. С. 3-14.
27. Мухин П. А., Савчук Ю. С., Колесников А. В. Положение «Мурунтауской линзы» в структуре метаморфических толщ Южного Тамдытау (Центральные Кызылкумы) // Геотектоника, 1988. №2. С. 64-72.
28. Золоторудное месторождение Мурунтау / Гл. редак. Шаякубов Т.Ш. Ташкент: ФАН, 1998. 539 с.
29. Проценко В. Ф. Некоторые итоги изучения рудогенеза в черносланцевых толщах Западного Узбекистана. Ташкент: ГП НИИМПР, 2010. 194 с.
30. Мухин П. А., Каримов Х. К., Савчук Ю. С. Палеозойская геодинамика Кызылкумов. Ташкент, Фан, 1991. 148 с.
31. Williams I. S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe. In: McKibben, M.A., Shanks III, W.C. and Ridley, W.I. (eds), Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes, Reviews in Economic Geology, 1998. 7, 1-35.
32. LudwigK. R. SQUID 1.00, A User's Manual; Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. No.2, 2455 Ridge Road, Berkeley, CA 94709, USA.
33. Black L.P., Kamo S.L. etc., TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chemical Geology. 2003. 200, 155-170.
34. Ludwig K. R. User 's manual for Isoplot/Ex, Version 2.10, A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 1999. No.1a, 2455 Ridge Road, Berkeley CA 94709, USA.
35. Konopelko D., Seltmann R., Biske G., Divaev F., Sergeev S. Hercynian post-collisional magmatism in the context of Paleozoic magmatic evolution of the Tien Shan orogenic belt.
36. Миркамалов Р.Х. Этапы структурной перестройки домезозойского складчатого основания Нуратинского горно-рудного района // Геология и минеральные ресурсы. 2008. №6. С.3-17.
37. Вэлли Д. История юной земли. Ежемесячный журнал «В мире науки», январь 2006, № 1, http://www.sciam.ru/2006/1/nauka.shtml (дата обращения: 15.03.2011).
Статья поступила в редакцию 22 сентября 2011 г.
25
