ГЕОХИМИЯ, 2014, № 4, с. 302-318
ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД ОШУРКОВСКОГО АПАТИТОНОСНОГО МАССИВА (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
© 2014 г. Г. С. Рипп, А. Г. Дорошкевич, Е. И. Ласточкин, И. А. Избродин
Геологический институт СО РАН 670047г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а e-mail ripp@gin.bscnet.ru Поступила в редакцию 17.11.2010 г.
Принята к печати 26.06.2012 г.
Представлены результаты изучения габброидов, сиенитов, пегматитов, карбонатитов и гидротерма-литов Ошурковского апатитоносного массива. Они включают данные по изотопным Nd и Sr отношениям, изотопному составу углерода и кислорода в кальцитах, кислорода в апатите, магнетите и силикатных минералах (флогопите, титаните, диопсиде, амфиболе, калиевом полевом шпате, кварце), серы в барите, водорода в слюдах. Изотопные характеристики подтверждают комагматичность габброидов и карбонатитов и близки к характеристикам вещества, поступавшего из обогащенной мантии типа ЕМ-I. Как и в случае с другими проявлениями позднемезозойских карбонатитов Юго-Западного Забайкалья на бинарной диаграмме, демонстрирующей отношения sNd и Sr0, отмечается разобщенность силикатных пород и карбонатитов, обусловленная более высокими значениями в первых. Изотопный состав кислорода всех комагматов также находится в интервале мантийного источника. В последовательно образовавшихся породах присходило утяжеление состава кислорода и облегчение углерода, что совпадает с трендом гидротермалитов, производных материнского магматического очага. Карбонаты, образовавшиеся в результате зеленокаменного изменения габброидов, обогащены легким кислородом (от —2.8 до —7.3%о S18 О), что предполагает участие вадозовой воды.
Ключевые слова: изотопный состав, карбонатиты, габброиды, сиениты.
Б01: 10.7868/80016752514020071
ВВЕДЕНИЕ
Ошурковский массив образовался в этап позд-немезозойского внутриплатного рифтогенеза и относится к числу длительно формировавшихся и сложных по составу образований. Он представлен монцогаббро, шонкинитами, сиенитами, серией даек базитового состава. С ним ассоциируют небольшие тела кальцитовых карбонатитов, а на его площади широко распространены различные гидротермалиты. Среди большого разнообразия магматических пород далеко не все генетически связаны с габброидами.
С габброидами, слагающими большую часть плутона, связаны промышленные скопления апатита, выделившегося, в основном, на магматической стадии. Некоторыми исследователями [1] предполагается существенная роль постмагматических процессов в перераспределении апатита.
Наши исследования были направлены на изучение силикатных пород и карбонатитов с целью оценки их комагматичности и условий образования. За исключением даек базитов, завершающих
формирование плутона, изотопно изучена большая часть магматических и постмагматических пород. Определены составы О, С, 8, проведен небольшой объем Мё изотопных исследований и 8Э в слюдах, а в "безрубидиевых" минералах проанализирован состав стронция. Нами использованы также результаты изотопного 8г и Мё изучения, опубликованные в работах [2—5], серы в пиритах из гидротермальных прожилков [6].
МЕТОДИКА
Изотопные составы О, С и 8 определены в Аналитическом центре ДВНЦ РАН (г. Владивосток) на масс-спектрометре Р1ш§ап МАТ 253. Разложение проб карбонатов проводили с помощью ортофосфорной кислоты; технология подготовки и анализа проб силикатных минералов, апатита и магнетита описана в работе [7]. Метод отка-либрован по международным (МВ8-28, МВ8-30) и лабораторным стандартам. Воспроизводимость анализов составляла ± 0.1—0.3%о при 95% доверительном уровне. Несколько проб кальцита про-
анализировано в Геологическом институте СО РАН В.Ф. Посоховым (масс-спектрометр Finigan MAT 253).
Изотопные стронциевые отношения изучались в породах и таких "безрубидиевых" минералах как кальцит, апатит, барит, в которых рубидий либо практически отсутствовал, либо содержание его не превышало первых единиц ppm. Они по сути характеризуют источники. Анализы проведены В.Ф.Посоховым на приборе МИ-1201-Т (ГИН СО РАН) и Finigan MAT (Байкальский аналитический центр коллективного пользования, г. Иркутск). В первом случае изотопный состав стронция и его концентрации устанавливались методом двойного изотопного разбавления, а содержание Rb — простым изотопным разбавлением. Для контроля измерений состава Sr использовали стандарты ВНИИМ и NBS-987, по которым получены 87Sr/86Sr = 0.70798 ± 0.00001 и 0.71026 ± 0.00001. Погрешности определения отношений, с учетом параллельных измерений для 87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr составили не более 0.05 и 1% (2а) соответственно. Первичные стронциевые отношения для пород приведены с учетом их возраста.
Неодимовые и стронциевые отношения в породах определяли в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург). Подготовка проб для изотопных анализов, включая химическое разложение и последующее выделение элементов методом ионообменной хроматографии, подробно описана в работе [8]. Определение изотопного состава неодима и стронция проводилось на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton. Воспроизводимость определения концентраций Rb, Sr, Sm и Nd, вычисленная на основании многократных анализов стандарта BCR-1, соответствует ±0.5%. Величина холостого опыта составляла: 0.05 нг для Rb, 0.2 нг для Sr, 0.3 нг для Sm и 0.8 нг для Nd. Результаты анализа стандартного образца BCR-1 (6 измерений): [Sr] = 336.7 мкг/г, [Rb] = = 47.46 мкг/г, [Sm] = 6.47 мкг/г, [Nd] = 28.13 мкг/г, 87Rb/86Sr = 0.4062, 87Sr/86Sr = 0.705036 ± 22, 147Sm/144Nd = 0.1380, 143Nd/144Nd = 0.512642 ± 14. Воспроизводимость изотопных анализов контролировали определением состава стандартов La Jolla и SRM —987. За период измерений Sr, полученное значение 87Sr/86Sr в стандарте SRM-987 соответствовало 0.710241±15 (2а, 10 измерений), а величина 173Nd/144Nd в стандарте La Jolla составила 0.511847 ± 8 (2а, 12 измерений). Изотопный состав Sr нормализован по величине 88Sr/86Sr = 8.37521, а состав Nd — по величине 146Nd/144Nd = 0.7219. Изотопный состав Nd приведен к табличному значению стандарта La Jolla (143Nd/144Nd = 0.511860). Изотопно-кислородные температуры, приведенные в статье, определены по формуле 103lnax _ y = = A х 106/T2, где А коэффициент фракционирова-
ния изотопного состава между минералами по [9, 10]. Следует отметить, что стронциевые отношения оказались несколько выше, чем значения, полученные в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН. Несмотря на то, что полученными различиями мы пренебрегли, при более тщательном анализе этих данных они должны учитываться.
КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАССИВА
Ошурковский габбро-сиенитовый массив расположен в 20 км от г. Улан-Удэ. Высокая концентрация апатита в габброидах определила его промышленную значимость. Это пока единственный в Юго-Западном Забайкалье плутон, для которого получены раннемеловые датировки (125.4 ± 2 млн лет, SHRIMP II, циркон). Во всех остальных случаях позднемезозойские базиты представлены только дайками и полями вулканитов, сопровождающих этап внутриплитного рифтогенеза. Массив занимает площадь несколько более 12 км2, изучается уже более 40 лет. Геологическому строению, петрографии, петрохимии и условиям формирования его посвящено большое число публикаций [1—3, 11— 14]. Это плутон, имеющий несколько вытянутую овальную форму, который резко дискордантен к вмещающим гнейсовидным гранитам и биотио-вым гнейсам (рис. 1). Возраст последних по данным U—Pb изучения (SHRIMP II, циркон) равен 282.8 ± 2.9 млн лет. Предлагаемая последовательность образования пород массива определена по реальным геологическим взаимоотношениям.
Большая часть массива (около 80%) сложена породами основного состава, 10—15% приходится на сиениты. По содержанию темноцветных минералов среди базитов выделяются мелано- мезо- и лейкократовые разности, имеющие между собой обычно постепенные переходы. Сиениты кристаллизовались после габброидов. В основном они распространены на периферии плутона, придавая последнему подобие кольцевой структуры.
Неординарный минеральный и химический составы базитов обусловили неоднозначность оценки их формационной принадлежности. Присутствие плагиоклаза послужило основанием для отнесения их к диоритам [1, 11], а повышенная щелочность — к габбро-монцонит-диоритовой [15] и монцодиорит-сиенитовой [3] сериям. Другими исследователями базиты были отнесены к габбро, габбро-диоритовым [14], габбро-ультрабазитовым [16] и даже ультраосновным щелочным комплексам [17].
Исходя из петрохимического состава базитовая часть плутона должна быть классифицирована [18] как щелочное габбро (содержание SiO2 обычно в интервале 42-48 мас. %, а Na2O + К2О - 5-8 мас. %).
1+ +
Т77
ж
о 1
1
2
3
4
5
6
7
8 9
Рис. 1. Схема геологического строения площади Ошурковского месторождения и точки отбора проб на изотопные исследования. 1 — современные рыхлые отложения; 2 — сиениты биотитовые; 3 — щелочно-полевошпатовые сиениты; 4 — щелочное габбро; 5 — гнейсовидные граниты; 6 — биотитовые гнейсы и кристаллические сланцы; 7 — разрывные нарушения, 8 — жилы карбонатитов; 9 — точки отбора проб на изотопные исследования.
Обычным минералом габброидов является кальцит. Часть его подобна магматическим образованиям. В этом кальците повышено содержание стронция (до 1.5—2 мас. % SrO). Другая часть ассоциирует с хлоритом, эпидотом и является продуктом зеленокаменного изменения пород. Среди габброидов присутствуют шлиры и маломощные жилы габбро-пегматитов, редкие дайкообразные тела шонкинитов. Первые по составу близки к габбро, вторые сложены в основном клинопироксе-ном и калиевым полевым шпатом.
Существенно меньше в массиве представлены сиениты. Среди них выделяются габбро-сиениты, имеющие нередко постепенные переходы к габбро, биотитовые и щелочно-полевошпатовые разновидности. Образование этих пород связываются с метасоматическими [1], ассимиляционными [14] процессами, либо их считают продуктом
фракционной кристаллизации [3]. Возраст биотитовых (Rb—Sr, 122.8 ± 4.6 млн лет) и щелочно-полевошпатовых (128.7 ± 1 млн лет, SHRIMP II, циркон) сиенитов близок к возрасту габб
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.