Сыктывкар, Республика Коми, Россия
Россия
Россия
УДК 551.24 Геотектоника. Движение земной коры. Тектонические структуры земной коры и их элементы. Разломы. Складки. Сбросы. Поднятие.Опускание. Сжатие. Тектогенез. Орогенез
УДК 550.4 Геохимия
Впервые приведена изотопно-геохимическая характеристика Lu-Hf изотопной системы цирконов из пород массива «Диоритовый», детально рассмотрены результаты U-Pb (SIMS) датирования и микроэлементный состав цирконов из этого массива. На основании петро-геохимических и изотопно-геохимических данных установлено, что диориты массива формировались в ранне-среднедевонское (эмско-эйфельское) время в островодужной геодинамической обстановке из ювенильного мантийного (почти одновозрастного с ними) протолита, на что указывают положительные значения ɛHf(t) и модельный возраст TDM(2).
циркон, U-Pb возраст, изотопный состав гафния, Полярный Урал
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. Шишкин, М. А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Уральская серия. Лист Q-41 (Воркута). Объяснительная записка / М. А. Шишкин, А. П. Астапов, Н. В. Кабатов [и др.]. – Санкт-Петербург : Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2005. – 335 с.
2. Андреичев, В. Л. Новые данные о возрасте гранитоидов конгорского комплекса (Полярный Урал) / В. Л. Андреичев, О. В. Удоратина // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тезисы докладов I Росс. конф. по изотопной геохронологии. – Москва, 2000. – С. 28–30.
3. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000 (изд-е второе). Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XII. Объяснительная записка / Л. Л. Подсосовой, А. П. Казака. – Санкт-Петербург, 2001. – 279 с.
4. Шишкин, М. А. Актуализация легенды Полярно-Уральской серии листов Госгеолкарты-200 (изд-е второе) / М. А. Шишкин. – Санкт-Петербург : ВСЕГЕИ, 2009.
5. Соболев, И. Д. Новые данные об особенностях состава и возрасте пород Конгорского массива (Полярный Урал) / И. Д. Соболев // От минералогии до геохимии. Сборник научных трудов к 130-летию со дня рождения академика Александра Евгеньевича Ферсмана. С. Береговое, АР Крым. – 2013. – С. 186–191.
6. Шмелев, В. Р. Природа и возраст базитов офиолитового массива Рай-Из (Полярный Урал) / В. Р. Шмелев, Ф.-Ц. Мон // Доклады Академии наук. – 2013. – Т. 451, № 2. – C. 211–215.
7. Соболев, И. Д. Девонский островодужный магматизм Войкарской зоны Полярного Урала / И. Д. Соболев, А. А. Соболева, О. В. Удоратина, Д. А. Варламов, Дж. К. Хоуриган [и др.] // Геотектоника. – 2018. – № 5. – С. 39–74. – DOI:https://doi.org/10.1134/S0016853X18050065.
8. Андреичев, В. Л. Гранитоиды Большеземельской зоны фундамента Печорской синеклизы: состав и U-Pb возраст / В. Л. Андреичев, А. А. Соболева, Е. Г. Довжикова, Ю. Л. Ронкин, Э. Л. Миллер [и др.] // Геология и геофизика. – 2023. – Т. 64, № 2. – С. 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. Язева, Р. Г. Войкарский вулкано-плутонический пояс / Р. Г. Язева, В. В. Бочкарев. – Свердловск : УНЦ АН СССР, 1984. – 156 с.
12. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. – 2-е изд., перераб. и доп. – Санкт-Петербург : Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. – 200 с.
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. – V. 42. – P. 313–345.
14. Балашов, Ю. А. Контрастность геохимии магматических и вторичных цирконов / Ю. А. Балашов, С. Г. Скублов // Геохимия. – 2011. – № 6. – С. 622–633.
15. Андреичев, В. Л. Изотопная геохронология ультрамафит-мафитовых и гранитоидных ассоциаций восточного склона Полярного Урала / В. Л. Андреичев. – Сыктывкар, 2004. – 44 с.
16. Ремизов, Д. Н. Островодужная система Полярного Урала (петрология и эволюция глубинных зон) / Д. Н. Ремизов. – Екатеринбург : УрО РАН, 2004. – 221 с.
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. Удоратина, О. В. Гранитоиды севера Урала: геохронология, эволюция, источники / О. В. Удоратина, К. В. Куликова, А. С. Шуйский, А. А. Соболева, В. Л. Андреичев [и др.]. – Сыктывкар : ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2022. – 125 с. – https://doi.org/10.19110/98491-044.
