Syktyvkar, Syktyvkar, Russian Federation
Russian Federation
Russian Federation
UDK 551.24 Геотектоника. Движение земной коры. Тектонические структуры земной коры и их элементы. Разломы. Складки. Сбросы. Поднятие.Опускание. Сжатие. Тектогенез. Орогенез
UDK 550.4 Геохимия
For the first time, the Lu-Hf isotope system of zircons from rocks of the Dioritoviy massif has been characterized and the results of U-Pb (SIMS) dating and the micro-elemental composition of zircons from this massif have been examined in detail. By the petro-geochemical and isotope-geochemical data, diorites of the massif have been found to be formed in the Early and Middle Devonian (Emsian-Eifelian) time in the island-arc geodynamic conditions of a juvenile mantle (almost coeval with diorites) protolith, as indicated by ɛHf(t) positive values and TDM(2) model age.
zircon, U-Pb age, hafnium isotope composition, Polar Urals
Введение
На Полярном Урале в пределах Восточно-Уральской мегазоны (Малоуральская подзона), восточнее крупнейших Рай-Изского и Войкаро-Сыньинского офиолитовых массивов (рис. 1, а) на поверхность выведены многочисленные массивы среднепалеозойских гранитоидов. Интрузивные породы слагают Собский (Лагортинско-Кокпельский) батолит (рис. 1, б), который имеет субмеридиональное (ССВ-ЮЮЗ) простирание и прослеживается на 200 км при ширине 10–40 км. Батолит слагают породы трех плутонических комплексов: 1. (ранняя интрузивная фаза): габбро; (главная интрузивная фаза): кварцевые диориты, тоналиты, трондьемиты собского (qδD1s); 2. кварцевые монцодиориты конгорского (qδD1-2k); 3. гранодиориты и биотитовые граниты янаслорского (γδD3jа).
По геологическим данным время формирования пород конгорского комплекса установлено как средне-позднедевонское [1], определение абсолютного возраста проводилось различными геохронологическими методами. Установленный возраст составил: 404±8 млн лет (Rb-Srwr) [2], 331±7, 331±5, 310±20, 342±3 млн лет (K-Arwr,Min) [3], 380–363 млн лет (Zrn, U-Pb (SIMS)) [4], 388–392 млн лет (Zrn, U-Pb (LA-ICP-MS)) [5]. Возраст габбро-диоритов (ранней фазы собского комплекса) 418±2 млн лет [6].
На сегодняшний день установлено, что формирование пород комплексов происходило последовательно [7], однако многие характеристики, особенно изотопно-геохимические, до конца не установлены. В 2014 г. нами были опробованы породы конгорского комплекса в средней части Собского батолита. Ниже приводятся результаты комплексных исследований.
Материалы и методы
На базе ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар) проведены: петрографические (Olympus BX51) и микрозондовые (сканирующий микроскоп Tescom Vega 3 LMN с энергодисперсным спектрометром X-Max) исследования; данные по содержанию петрогенных элементов получены классическим химическим методом. Данные по содержанию редких, рассеянных и редкоземельных элементов определены ICP MS в ЦЛ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). В Стэнфордском университете (США) проведены исследования единичных кристаллов циркона (U-Pb SIMS, SHRIMP RG); получены данные по содержанию в цирконе Ti, Y, Hf, REE, а также катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона. Монофракции циркона были интегрированы в эпоксидную шашку, в которую разместили также и стандарты, методика исследований описана в работе [8]. По содержанию в цирконе Ti рассчитаны температуры кристаллизации [9]. Изотопный состав Lu-Hf в продатированных кристаллах циркона определен в Институте геологии и минеральных ресурсов (г. Тяньцзинь, Китай) по методике, описанной в работе [10]. Для пересчета нормативного состава породы использована программа Magma, для расчета температуры кристаллизации породы (Px-Amf, Pl-Amf) – программа PetroExplorer.
Результаты и их обсуждение
Породы массива «Диоритовый» выведены на поверхность в вершинной части горы Северная Манюкую (верхнее течение р. Манюкую) на восточном склоне Полярного Урала (рис. 1, в). Массив имеет форму силла, мощность которого не превышает 75 м. Подошва силла субгоризонтальна, а кровля эродирована. Предшественниками породы массива отнесены к позднедевонско-раннекаменноугольному конгорскому комплексу [11]. Они контактируют с кристаллокластическими туфами и игнимбритами адезидацитового и дацитового составов силурийско-девонской малоуральской свиты. В экзоконтактовой зоне наблюдаются ороговикование, окварцование, а также сульфидная минерализация.
Породы массива представлены биотитсодержащими двупироксеновыми диоритами. Породы серые, темно-серые с зеленоватым оттенком, массивные, равномерно-зернистые. Под микроскопом наблюдаются порфировидная, гипидиоморфно-зернистая микроструктуры (рис. 2, а-г). Минеральный состав (об., %): плагиоклаз (40), ортопироксен+клинопироксен (5), амфибол (25), биотит (10), калиевый полевой шпат (5), кварц (5). Акцессорные минералы (1) представлены апатитом (F-2.6 вес. %), титанитом, цирконом. Рудные – Ti-магнетитом (5), вторичные минералы – хлоритом. Химические составы минералов и пересчет на формульные единицы и миналы приведены в табл. 1 (плагиоклаз и калиевый полевой шпат) и табл. 2 (пироксены, амфиболы, слюда, хлорит).
Порфировидные выделения представлены субидиоморфными табличками зонального плагиоклаза (рис. 3, а–в, рис. 4, а): в центральных частях – как правило, лабрадором (An56-63), реже – битовнитом (An72), в краевых частях – андезином (An29-37). Пироксен слагает, наряду с другими минералами, основную массу и представлен удлиненно-призматическими кристаллами ортопироксена, представленного энстатитом (xMg=0.58), и клинопироксена, представленного авгитом (xMg=0.70) (рис. 3, а–в, рис. 4, б). Пироксены обрастают амфиболом (роговой обманкой (xMg=0.47-0.52)), формирующим каймы (рис. 3, а–в, рис. 4, в). Кроме того, наблюдаются агрегаты, сложенные роговой обманкой совместно с калиевым полевым шпатом. В матриксе также определяются плагиоклаз, амфиболизированные моноклинный и ромбический пироксены, отмечаются биотит (xMg=0.48-0.51), небольшое количество кварца и калиевого полевого шпата в межзерновых интерстициях. Слюда представлена биотитом (xMg=0.48-0.52) (рис. 3, а–в, рис. 4, г). Хлорит, развивающийся по биотиту, – пикнохлоритом (xMg=0.53-0.55) (рис. 3, а–в). Наблюдаемые вторичные изменения в породе представлены умеренной соссюритизацией и серицитизацией плагиоклаза, амфиболизацией пироксенов, пелитизацией щелочного полевого шпата, хлоритизацией биотита, а также в развитии эпидота.
Согласно рекомендациям Петрографического кодекса [12], на основании минералого-петрографических и петрохимических характеристик исследуемые породы отнесены к семейству диоритов, средним плутоническим породам <52£SiO2£63>, подотряду нормально- и низкощелочных <1.5£(Na2O+K2O)£7>. Согласно нормативному пересчету CIPW–An (25.19), Ab (20.36), Qz (13.44), Di (12.43), Hy (8.16), Qr (8.93), Mt (8.86), IL (1.23), Hm (0.98), Ap (0.40).
Содержание кремнезема (здесь и далее мас. %) составляет 54.3 (табл. 3, рис. 5, а), характерен калиево-натриевый тип щелочности (Na2O/K2O – 0.63) (рис. 5, б), умеренные и умеренно высокие содержания TiO2 (0.6), MgO (5.4), CaO (8.3), K2O (1.5), Fe2O3общ (10.3), невысокие Al2O3 (14.4) и Na2O (2.3).
Суммарное содержание редкоземельных элементов (далее – РЗЭ) в диоритах невысокое – 130 г/т (табл. 3). Спектры распределения РЗЭ характеризуются обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых (LaN/YbN=5) и слабо выраженным дефицитом Eu (Eu/Eu*=0.7) (рис. 5, в). Для пород характерны незначительное обогащение крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных и хорошо проявленные Ta-Nb минимум и Pb максимум (рис. 5, г), что подчеркивает формирование пород в островодужных условиях.
Для уточнения времени формирования пород массива «Диоритовый», относимого к конгорскому комплексу, было выполнено определение возраста 10 кристаллов циркона (табл. 4, рис. 6, а, б), в этих же кристаллах определены элементы-примеси (табл. 5, рис. 7, а). Получен диапазон возрастов от 360 до 400 млн лет. Для когерентной группы из семи определений (1.1, 4.1, 5.1, 6.1, 7.1, 9.1, 10.1) был рассчитан конкордантный 206Pb/238U возраст, который составил 387±4 млн лет (2s, СКВО=1.4, рис. 6, б).
Спектры распределения РЗЭ в цирконах очень близки (рис. 7, а), однако видны аномалии по содержанию La, указывающие на возможные изменения. Расположение точек (рис. 7, б) в полях цирконов магматического генезиса и рядом с полем гидротермальных по генезису цирконов подтверждает наличие изменений. Значение Th/U варьирует от 0.47 до 0.99, что указывает на магматический генезис циркона.
При более детальном рассмотрении полученных U-Pb датировок и РЗЭ-спектров выделяются две группы цирконов: 1) кристаллы с более древними возрастами (400±5 (4/1), 400±6 (2.1), 392±4 (6.1) млн лет), более низкими содержаниями La (0.08–2.59 г/т) и более высокими суммарными концентрациями средних и тяжелых РЗЭ (∑Sm–Yb – 1896.11–2549.35 г/т); 2) кристаллы с более молодыми возрастами (384±7, 383±5, 382±5, 381±3, 377±8, 374±3, 360±2 млн лет), более высокими содержаниями La (4.00–8.61 г/т) и преимущественно более низкими суммарными содержаниями средних и тяжелых РЗЭ (∑Sm–Yb – 629.54–1797.78 г/т), за исключением одного зерна циркона (383±5 млн лет), в котором ∑Sm–Yb – 2861 г/т. Положение на диаграмме SmN/LaN-La подтвержает это.
Согласно данным [14], в структуре циркона магматического генезиса концентрация La весьма незначительна, и именно он является наименее стабильным из всех РЗЭ элементов. Аномально высокое содержание La в цирконах второй группы можно интерпретировать как результат нарушения U-Pb изотопной системы, что подтверждается устойчивым омоложением U-Pb возрастов (384–360 млн лет) этих зерен. Породы, из которых извлекались цирконы, не были подвержены существенным высокотемпературным вторичным преобразованиям (уровень их метаморфизма не выше зеленосланцевой фации), поэтому трудно объяснить нарушение U-Pb изотопной системы воздействием наложенных термальных событий. Мы предполагаем, что нарушение U-Pb изотопной системы могло произойти при расшатывании кристаллической решетки циркона в результате радиоактивного распада – метамиктизации отдельных участков зерен циркона. Исходя из этого предположения, времени кристаллизации диоритов массива «Диоритовый» с большой степенью вероятности соответствует диапазон 400–392 млн лет (со средневзвешенным значением – 396±5 млн лет (2s, СКВО=1.16)). Указанный возраст коррелируется со временем формирования плагиогранитоидов собского комплекса [6, 15–17]. В этом случае возрасты второй группы цирконов (384–360 млн лет) могут быть интерпретированы как омоложение U-Pb изотопной системы в отдельных участках зерен циркона.
Модельная температура кристаллизации, оцененная по содержанию Ti в цирконе [9], варьирует в интервале 874–762 ºС (при aSiO2=1 и aTiO2=0.7). Рассчитанный по насыщению циркония параметр М=2.7 соответствует температуре 679.6 ºС. Температуры, рассчитанные по Amp-Pl геотермометру, составили Amp(ц)-Pl(ц)=777 ºС и Amp(к)-Pl(к)=668 ºС.
Для восьми из 10 продатированных кристаллов циркона была изучена Lu-Hf изотопная система (табл. 6, рис. 8), с учтенными данными по U-Pb возрастам количество составляет пять значений (1.1, 5.1, 6.1, 7.1, 9.1). Изотопный состав гафния (ɛHf) цирконов варьирует от +13.5 до +15.2, что указывает на мантийный (изотопно-незрелый) источник протолита.
Вышеуказанные данные хорошо согласуются с положительными значениями eNd(t) и ɛHf(t), полученными ранее для гранитоидов собского (лагортинско-кокпельского) комплекса, имеющих схожий возраст [18]. Рассчитанный модельный возраст TDM(2) составляет 0.50–0.38 млрд лет, т. е. протолитом для диоритов являлись палеозойские породы с мантийными изотопными характеристиками.
Таким образом, диориты массива «Диоритовый» формировались в ранне-среднедевонское (эмско-эйфельское) время в островодужной геодинамической обстановке из ювенильного мантийного (почти одновозрастного с ними) протолита, на что указывают положительные значения eHf(t) и модельный возраст TDM(2).
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
1. Shishkin, M. A. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiyskoy Federatsii. Masshtab 1 : 1 000 000 (tretye pokoleniye). Uralskaya seriya – List Q-41 (Vorkuta). Obyasnitelnaya zapiska [State geological map of the Russian Federation. Scale 1 : 1 000 000 (third generation). Ural series – Sheet Q-41 (Vorkuta). Explanatory note] / M. A. Shishkin, A. P. Astapov, N. V. Kabatov [et al.]. – Saint-Petersburg : VSEGEI Cartographic Factory, 2005. – 335 p.
2. Andreichev, V. L. Novyye dannyye o vozraste granitoidov kongorskogo kompleksa (Polyarnyi Ural) [New data on the age of granitoids of the Kongor complex (Polar Urals)] / V. L. Andreichev, O. V. Udoratina // Izotopnoe datirovanie geologicheskikh protsessov : novye metody i rezultaty [Isotope dating of geological processes : new methods and results]. Abstracts of I Rus. Conf. on Isotope Geochronology. Moscow. – 2000. – P. 28–30.
3. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiyskoy Federatsii. Masshtab 1 : 200 000 (izdaniye vtoroye). Seriya Polyarno-Ural’skaya. List Q-41-XII. Obyasnitelnaya zapiska [State geological map of the Russian Federation. Scale 1 : 200 000 (second edition). Polar-Ural series. Sheet Q-41-XII. Explanatory note] / L. L. Podsosova, A. P. Kazak. – Saint-Petersburg, 2001. – 279 p.
4. Shishkin, M. A. Aktualizatsiya legendy Polyarno-Uralskoy serii listov Gosgeolkarty-200 (izdaniye vtoroye) [Updating the legend of the Polar-Ural series of sheets of Gosgeolkarta-200 (second edition)] / M. A. Shishkin. – Saint-Petersburg : VSEGEI, 2009.
5. Sobolev, I. D. Novye dannye ob osobennostyakh sostava i vozraste porod Kongorskogo massiva (Polyarnyi Ural) [New data on the composition and age of rocks of the Kongor massif (Polar Urals)] / I. D. Sobolev // Ot mineralogii do khimii [From Mineralogy to Geochemistry]. Collection of scientific works dedicated to the 130th anniversary of the birth of academician Alexander Evgenievich Fersman. – Beregovoe village, Crimea. – 2013. – P. 186–191.
6. Shmelev, V. R. Priroda i vozrast bazitov ofiolitovogo massiva Raj-Iz (Polyarnyj Ural) [Nature and age of basites of the ophiolitic massif Rai-Iz (Polar Urals)] / V. R. Shmelev // Reports of the Academy of Sciences. – 2013. – Vol. 451. – № 2. – P. 211–215.
7. Sobolev, I. D. Devonskiy ostrovoduzhnyy magmatizm Voykarskoy zony Polyarnogo Urala [Devonian island-arc magmatism of the Voykar zone of the Polar Urals] / I. D. Sobolev, A. A. Soboleva, O. V. Udoratina, D. A. Varlamov, J. K. Hourigan [et al.] // Geotektonika [Geotectonics]. – 2018. – № 5. – P. 39–74. – DOI:https://doi.org/10.1134/S0016853X18050065.
8. Andreichev, V. L. Granitoidy Bolshezemelskoy zony fundamenta Pechorskoy sineklizy: sostav i U-Pb vozrast [Granitoids of the Bolshezemelskaya zone of the basement of the Pechora syneclise: composition and U-Pb age] / V. L. Andreichev, A. A. Soboleva, E. G. Dovzhikova, Yu. L. Ronkin, E. L. Miller [et al.] // Geologiya i geofizika [Geology and Geophysics]. – 2023. – Vol. 64. – № 2. – P. 180–191. – https://doi.org/10.15372/GiG2022125.
9. Watson, E. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile / E. B. Watson, D. A. Wark, and J. B. Thomas // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 2006. – 151(4). – P. 413–433.
10. Geng, J. Z. Zircon Hf isotope analysis by means of LA-ICP-MS / J. Z. Geng, H. K. Li, J. Zhang, H. Y. Zhou, H. M. Li // Geological Bulletin of China. – 2011. – 30 (10). – P.1508–1513 (in Chinese with English abstract).
11. Yazeva, R. G. Voykarskiy vulkanoplutonicheskiy poyas [Voykar volcanic-plutonic belt] / R. G. Yazeva, V. V. Bochkarev. – Sverdlovsk : UNTS AN USSR, 1984. – 156 p.
12. Petrograficheskiy kodeks Rossii. Magmaticheskiye, metamorficheskiye, metasomaticheskiye, impaktnyye obrazovaniya [Petrographic Code of Russia. Igneous, metamorphic, metasomatic, impact formations]. – 2nd ed., revised and added. – Saint-Petersburg : VSEGEI Publishing House, 2008. – 200 p.
13. Sun, S. S. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts : implication for mantle composition and processes / S. S. Sun, W. F. McDonough // Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication. – 1989. – Vol. 42. – P. 313–345.
14. Balashov, Yu. A. Kontrastnost geokhimii magmaticheskikh i vtorichnykh tsirkonov [Contrast of geochemistry of magmatic and secondary zircons] / Yu. A. Balashov, S. G. Skublov // Geokhimiya [Geochemistry]. – 2011. – № 6. – P. 622–633.
15. Andreichev, V. L. Izotopnaya geokhronologiya ultramafit-mafitovykh i granitoidnykh assotsiatsiy vostochnogo sklona Polyarnogo Urala [Isotope geochronology of ultramafic-mafic and granitoid associations of the eastern slope of the Polar Urals] / V. L. Andreichev. – Syktyvkar, 2004. – 44 p.
16. Remizov, D. N. Ostrovoduzhnaya sistema Polyarnogo Urala (petrologiya i evolyutsiya glubinnykh zon) [Island-arc system of the Polar Urals (petrology and evolution of deep zones)] / D. N. Remizov. – Ekaterinburg : Ural Branch of the Russian Academy of Sciences, 2004. – 221 p.
17. Estrada, S. Insights into the magmatic and geotectonic history of the Voikar Massif, Polar Urals / S. Estrada, F. Henjes-Kunst, K.-P. Burgath [et al.] // Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften. – 2012. – 163/1. – P. 9–41. DOI:https://doi.org/10.1127/1860-1804/2012/0163-0009.
18. Udoratina, O. V. Granitoidy severa Urala: geokhronologiya, evolyutsiya, istochniki [Granitoids of the Northern Urals: geochronology, evolution, sources] / O. V. Udoratina, K. V. Kulikova, A. S. Shuyskiy, A. A. Soboleva, V. L. Andreichev [et al.]. – Syktyvkar : Institute of Geology, Komi Science Center of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences, 2022. – 125 p. – https://doi.org/10.19110/98491-044.
