ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 461, № 5, с. 569-574
= ГЕОХИМИЯ :
УДК 552.33+549.514.81(470.5)
ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ГАФНИЯ И РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ КАК ИДЕНТИФИКАТОРЫ ГЕНЕЗИСА ЦИРКОНА ПРИ ЭВОЛЮЦИИ ЩЕЛОЧНО-КАРБОНАТИТОВОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ (ИЛЬМЕНО-ВИШНЕВОГОРСКИЙ КОМПЛЕКС, УРАЛ, РОССИЯ) © 2015 г. И. Л. Недосекова, Е. А. Белоусова, Б. В. Беляцкий
Представлено академиком РАН В.П. Коротеевым 12.09.2013 г. Поступило 07.10.2014 г.
БО1: 10.7868/80869565215110171
Методы локального анализа при исследовании изотопного состава и изоморфных примесей в цирконах сделали этот минерал широко используемым инструментом не только для датирования пород и минералов, но и для решения вопроса о происхождении источников вещества, а также о геохимической эволюции пород. Наряду с морфологическими особенностями и катодолюми-несцентными свойствами циркона для решения этих задач теперь могут быть использованы геохимические данные (содержание и распределение в нем редких, в том числе редкоземельных элементов), а также результаты исследования изотопных и-ТЬ—РЪ- и Ьи-Ж-систем.
Нами был изучен методом лазерной абляции (ЬА-1СР-М8) изотопный состав ИГв комбинации с и—РЪ-возрастом и содержанием редких элементов в цирконах Ильмено-Вишневогорского щелочно-карбонатитового комплекса (Уральский складчатый пояс, Россия).
Ильмено-Вишневогорский комплекс (ИВК), сложенный нефелиновыми сиенитами (миаски-тами), фенитами, миаскит-пегматитами и карбо-натитами с РЗЭ^г-№-минерализацией, расположен на Южном Урале в осевой части Сысертско-Ильменогорского антиклинория и включает два крупных массива миаскитов — Вишневогорский и Ильменогорский ((20—25) х 6 км). Многочисленные пластовые и дайкообразные тела миаскитов, сиенитов, миаскит-пегматитов, линейные зоны щелочных метасоматитов и карбонатитов Цен-
Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской Академии наук, Екатеринбург
GEMOC ARC National Key Centre, Macquarie University, Syndey, Australia
Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук, Санкт-Петербург E-mail: vladi49@yandex.ru
тральной щелочной полосы, тянущейся на 150 км и соединяющей Ильменогорский и Вишневогор-ский массивы, также входят в состав этого комплекса. Кроме того, пластовые и жильные тела карбонатитов широко развиты в апикальной части Вишневогорского миаскитового массива, а также в фенитовых ореолах интрузий миаскитов.
Нефелиновые сиениты ИВК представлены миаскитами (плюмазитовыми разностями с Кагп = = 0.83—0.95), для которых, в отличие от агпаито-вых магм с Кагп > 1, требуется менее чем 100 г/т циркония для насыщения расплава и кристаллизации циркона. Это приводит к тому, что в ИВК циркон является основным концентратором циркония и присутствует во всех разновидностях пород — миаскитах, миаскит-пегматитах, карбона-титах и др.
U-Pb-датирование цирконов ИВК классическим U—Pb-методом изотопного разбавления [7, 13], а также локальными методами анализа (ионный микрозонд SHRIMP-II и лазерная абляция La-ICP-MS) [2, 4] выявило несколько возрастных кластеров, соответствующих различным этапам цирконообразования в ИВК. Эти возрастные кластеры датируют как магматическое внедрение щелочных пород и карбонатитов (S1), так и продолжительный метаморфогенный этап становления ИВК на коллизионном (D2-3, C1) и постколлизионном (P—T) этапах развития Уральской складчатой области [1, 3].
Исследования изотопных Lu-Hf- и U-Pb-си-стем, а также определение содержания рассеянных элементов в цирконах ИВК методом лазерной абляции были проведены нами в Национальном центре CCFS GEMOC (Университет Маккуори, Сидней, Австралия). Для анализа изотопного состава Hf был использован УФ-лазер UP213 New Wave/Merchantek в комплексе с мультиколлектор-ным масс-спектрометром MC-ICP MS Nu-Plas-
570
НЕДОСЕКОВА и др.
ma. Для U-Pb-датирования и определения концентрации рассеянных элементов в цирконе применяли УФ-лазер UP266 New Wave/Merchantek в комплекте с Agilent 7000 ICP-MS. Время абляции составляло 100—120 с при диаметре лазерного пучка 30—50 мкм, глубина кратера достигала 40— 60 мкм. Ошибка определения отношения 176Hf/177Hf составляет ±0.00002 (2а), что эквивалентно ±0.7sHf. Методики U-Pb-датирования и определения изотопного состава Hf цирконов были детально описаны ранее [10].
Изучены цирконы ранних и поздних карбона-титов (обр. 354 — Севит I, корневая часть Вишне-вогорского массива; обр. 331 — Севит II, апикальная часть Вишневогорского массива), миаскитов (обр. Vnp-1, Vnp-2, B-12I, B-12II — Вишневогор-ский массив; обр. И-20, И-23 — Ильменогорский массив) и миаскит-пегматитов (Krv-5 — Жила 5, Вишневогорский массив).
В миаскитах и карбонатитах ИВК установлены несколько морфологических типов циркона: призматические кристаллы и ксеноморфные зерна, которые обычно образуются на раннемагматической стадии кристаллизации массивов нефелиновых сиенитов, а также дипирамидальные кристаллы позд-немагматического и пневматолитового этапа со слаборазвитыми гранями призмы [14]. Значительное количество зерен циркона представлено субидиоморфными округлыми кристаллами, формирование которых предположительно связано с метаморфическим этапом становления ИВК.
Исследованные нами ранние генерации циркона I представляют собой буроватые, слабопрозрачные зерна со слабым или полным отсутствием свечения в монохромной катодолюминесцен-ции (CL), что связано, вероятно, с высоким содержанием элементов-примесей и, в первую очередь, U. Они образуют призматические кристаллы (иногда с гранями дипирамиды), а также ксено-морфные зерна. Среди них встречаются кристаллы циркона с отчетливо выраженной осцилляторной зональностью, которые, возможно, представляют собой наиболее ранние стадии кристаллизации ще-лочно-карбонатитовой магматической системы.
Значительная часть изученных нами зерен цирконов представлена более поздними генерациями — цирконом II, который образует светло-коричневые дипирамидальные кристаллы и зерна неправильной формы, что может свидетельствовать об их росте из остаточного флюидонасыщен-ного расплава. Циркон II имеет светло-серый оттенок в CL. В кристаллах циркона II наблюдаются реликты циркона I генерации, иногда со следами растворения и эмульсионного распада. Образование циркона II, вероятно, связано с заключительным этапом кристаллизации щелочно-карбонатитового расплава.
Кроме того, во всех породах комплекса устанавливается новообразованный "метаморфоген-ный" циркон, который формирует обрастания на ранних генерациях циркона I, II (циркон IV) и образует самостоятельные зерна, а также кристаллы округлой и клиновидной формы, иногда с многочисленными гранями, типичными для цирконов метаморфического происхождения (циркон III). Кристаллы циркона III прозрачные, имеют однородную поверхность в BSE и светлые тона CL.
Ранние генерации циркона I и II ИВК образуют единый конкордантный возрастной кластер (индивидуальный U—Pb-возраст зерен находится в интервале 408—428 млн лет). Конкордантный возраст циркона карбонатитов (обр. 354) 417.3 ± ± 2.8 млн лет при СКВО = 0.21 и n = 20 (рис. 1); возраст раннего циркона миаскитов 417.3 ± ± 5.2 млн лет при СКВО = 0.36 [2]. Необходимо отметить, что для периферических зон раннего циркона характерна повышенная дискордант-ность (5% < D < 20%), а значительная часть зерен цирконов ИВК представлена разновидностями с нарушенными изотопными системами (15% < D < < 35%), иллюстрирующими различную степень преобразования ранних генераций цирконов.
Поздний циркон III ИВК, широко развитый в миаскитах, пегматитах и в меньшей степени в карбонатитах, датируется возрастом 250—350 млн лет и характеризуется высокой степенью дискор-дантности (D = 18—60%), что может приводить к занижению реальных возрастов кристаллизации циркона этой генерации при датировании. Значительная часть зерен новообразованного циркона (циркон IV) имеет полностью нарушенную изотопную U-Pb-систему (D > 50—90%).
Для геохимической характеристики генераций цирконов ИВК анализировали участки кристаллов с конкордантными значениями возрастов, для которых влияние наложенных процессов и перераспределение микропримесей можно считать минимальными. В целом по содержанию микропримесных элементов изученные цирконы ИВК соответствуют составам цирконов щелочных пород и карбонатитов различных регионов мира [8].
Цирконы ИВК ранних генераций имеют широкий диапазон содержания РЗЭ и конфигурации спектра распределения элементов, близкие магматическим цирконам соответственно карбонатитов [8, 11] и сиенитов [6], с хорошо выраженной цериевой аномалией (рис. 2). Степень фракционирования тяжелых и легких РЗЭ в цирконах карбонатитов ИВК (Yb/Gdn = 11—40) в целом также близка к таковой магматических цирконов: Yb/Gdn = 17—30 [12]. Специфической особенностью цирконов ИВК является слабовыраженный европиевый минимум (*Eu/Eu = 0.8—0.98), что характерно для цирконов карбонатитов [8] и сие-
ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ГАФНИЯ И РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ
571
206рь/238и 0.08 0.07 0.06 0.05 0.04
0.03
0.1
2C)6pb/238U
0.073
0.071
Верхнее пересечение 420.9 ± 8.3 млн лет СКВО = 1.5
0.6 0.7 207Pb/235U
U, г/т 1000 0.069
0.067 0.065 0.063
0.061
T = 417.3 ± 2.8 млн лет СКВО = 0.21
j_I_I_I
0.36 0.40 0.44 0.48 0.52 0.56 0.60 0.64 0.68
207Pb/235U
Рис. 1. Изотопные Ц-РЬ-диаграммы с конкордией для цирконов карбонатитов ИВК (обр. 354).
а) Ц-РЬ-диаграмма для разных популяций циркона карбонатитов ИВК, б) конкордантный Ц-РЬ-возраст для ранних генераций I и II циркона карбонатитов ИВК (Т = 417.3 ± 2.8 млн лет, СКВО = 0.21).
0
нитов [6] и может свидетельствовать о кристаллизации цирконов из расплава, не испытавшего фракционирования полевого шпата.
Ранний циркон I (темный в СЬ, иногда метамикт-ный, возраст индивидуальных зерен 428-410 млн лет, Б < 5%) обогащен относительно более поздних генераций Ц (150-1000), ТЬ (150-3500), РЗЭ (450-2700), Y (600-3700), а также Т1 (4.2-18), № (11-80), Та (0.75-2) г/т и др. Циркон I из карбо-натитов имеет спектры распределения РЗЭ с меньшей степенью фракционирования тяжелых РЗЭ (Yb/Gdи = 8-18), а также отношение ТЬ/Ц в интервале 1.0-3.6, что несколько отличает его от типичных магма
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.