ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2010, том 434, № 6, с. 802-806
ГЕОХИМИЯ
УДК 550.42
КОМПЛЕКСНОЕ ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ (8ш-Ш, и-РЬ) ИССЛЕДОВАНИЕ САЛМИНСКИХ ЭКЛОГИТОВ
© 2010 г. С. Г. Скублов, А. В. Березин, член-корреспондент РАН Ю. Б. Марин, Н. Г. Ризванова, Е. С. Богомолов, Н. А. Сергеева, И. М. Васильева, В. Ф. Гусева
Поступило 28.05.2010 г.
Салминские эклогиты, выделенные в северозападной части Беломорского подвижного пояса (БПП), являются одним из ключевых объектов, подтверждающих правомочность распространения механизмов тектоники плит на ранний докембрий [1]. В связи с этим датирование возраста эклогитового метаморфизма приобретает принципиальное значение и требует комплексного подхода. В результате проведенного локального и—РЬ-датирования и исследования геохимии цирконов из салминских эклогитов двух типов (по базитам и ультрабазитам) были обнаружены зерна и оторочки кристаллов циркона свеко-феннского (~1.9 млрд. лет) возраста с полным набором геохимических характеристик эталонных эклогитовых цирконов [2].
В целях обоснования полученных по циркону датировок было проведено изотопно-геохимическое исследование породообразующих (гранат и клинопироксен) и акцессорных (рутил, апатит) минералов из тех же будин эклогитов, а также титанита и алланита из вмещающих пород. Эклогиты по базитам (обр. 46), наиболее распространенные, представляют собой однородные мелкозернистые породы, состоящие в основном из омфацита, замещенного симплектитами плагиоклаза и клинопироксена с резко пониженным содержанием жадеитового минала и многочисленными порфиробластами граната. Эклогиты по ультрабазитам (обр. 21) образуют крупнозернистые гранат-клинопироксеновые прослои (мощностью до 20 см) в центральных частях высокомагнезиальных метаультрабазитов, по периметру превращенных в тремолит-актинолитовые сланцы.
Минеральные монофракции были выделены по стандартной методике с применением тяжелых жидкостей в ИГГД РАН и дочищены вручную под бинокуляром (по ~100 мг граната и клинопи-
Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук, Санкт-Петербург Санкт-Петербургский государственный горный институт им. Г.В. Плеханова (технический университет)
роксена, ~10 мг рутила, 2—4 мг титанита, апатита и алланита). Анализ Sm-Nd-систем пород и минералов (граната и клинопироксена) производили с применением метода изотопного разбавления для определения концентраций Sm и Nd, погрешность определения которых составляла ±0.5%. Изотопный анализ выполнен на многоколлекторном масс-спектрометре Triton (ИГГД РАН). Подробное описание методики выделения Sm и Nd и выполнения изотопных анализов приведено в [3]. Построение изохронных зависимостей и вычисление возраста исследованных образцов, а также параметра eNd (с точностью ±0.5) осуществляли по программе ISOPLOT [4].
Для анализа U—Pb-систем пробы минералов отмывали в кипящей воде и сильноразбавленном солянокислом растворе (ультразвуковое поле) в течение 10 мин. Разложение проводили в смеси кислот HF и HNO3. Pb и U выделяли на ионообменных смолах в HBr-форме по методике [5] с последующим выделением U на смоле UTEVA. Изотопы Pb измеряли на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan MAT-261 (ИГГД РАН). Лабораторное загрязнение при исследованиях не превышало 0.1 нг Pb. Определение U-Pb-возрас-та рутила, титанита и апатита было выполнено по стандартной методике с погрешностью измерения Pb/U-отношений, равной ~0.5% (2а), за исключением образца алланита, где ошибка превысила 3%. Изотопный состав обычного свинца рассчитан по модели Стейси—Крамерса [6]. Расчеты изотопных отношений и возраста минералов проводили по программе PbDATA [4].
Содержание REE и редких элементов в гранате и клинопироксене определяли на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в Ярославском филиале ФТИАН. При построении спектров распределения REE составы минералов нормировали к составу хондрита С1 [7]. Для определения условий метаморфизма термобарометрические исследования эклогитов и вмещающих их пород выполнены методом мультиравновесий с использованием программы TWQ Р. Бермана [8] с базой данных b92.gsc (версия от 1.02.1992).
143Nd/144Nd
Рис. 1. Эволюционная Sш—Nd-диаграмма для сал-минских эклогитов (а — обр. 46; б — обр. 21). Использованы стандартные обозначения минералов.
Построенные 8ш—Nd-изохроны + Срх + + WR) соответствуют возрастам гомогенизации Sш—Nd-системы в 1789 ± 23 млн. лет (обр. 46, рис. 1а) и 1878 ± 12 млн. лет (обр. 21, рис. 1б) и характеризуются небольшой ошибкой (СКВО составляет 0.03 и 0.31 соответственно). Можно утверждать, что проанализированные минералы и породы в целом находятся в изотопном равновесии, которое было достигнуто в определенный период времени, исходя из температур закрытия Sш—Nd-системы не менее 650—700°С [9 и др.]. Наблюдаемая разница в расчетных возрастах (~90 млн. лет) обусловлена большей степенью переработки эк-логита обр. 46, выраженной в амфиболизации и развитии плагиоклаз-клинопироксеновых сим-плектитов. В эклогитах по базиту (обр. 46) первичный клинопироксен с повышенным содержанием жадеитового минала (Х№ до 0.28) характеризуется
Рис. 2. Спектры распределения REE в салминских эклогитах и минералах (а — обр. 46, Cpx 46-1 — омфаци-товый, Cpx 46-2 — симплектитовый клинопироксе-ны; б — обр. 21).
типичным для омфацитов спектром распределения REE с общим пониженным содержанием на уровне хондрита, некоторой куполообразностью и положительной Eu-аномалией (рис. 2а), указывающей на кристаллизацию в отсутствие плагиоклаза [10]. Клинопироксен из симплектитов (XNa
Таблица 1. Sm-Nd-данные для салминских эклогитов
Образец Sm Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd
ppm
WR 46 0.873 2.408 0.2192 0.513183 ± 7
Cpx 46 1.273 3.186 0.2416 0.513443 ± 3
Grt 46 0.126 0.146 0.5229 0.516755 ± 11
WR 21 0.852 2.678 0.1922 0.512709 ± 7
Cpx 21 0.828 3.023 0.1655 0.512390 ± 9
Grt 21 0.599 0.298 1.2190 0.525403 ± 12
804
СКУБЛОВ и др.
206pb/238u
Рис. 3. Диаграмма с конкордией для акцессорных минералов из салминских эклогитов (рутил, апатит) и вмещающих пород (титанит, алланит).
до 0.08) отличается от него повышенным почти на порядок содержанием REE, а совпадение спектра распределения REE клинопироксена и породы в области легких и средних REE и комплементар-ность с краевой зоной граната в области HREE свидетельствуют о геохимическом равновесии сим-плектитового клинопироксена и слабозонального по REE граната. Вклад симплектитового клинопироксена с повышенным содержанием Sm и Nd превышает вклад омфацита в общую монофракцию клинопироксена (табл. 1), поэтому Sm-Nd-изохрона для обр. 46 отражает время распада при декомпрессии Na-содержащего клинопироксена на клинопироксен с пониженным содержанием Na и плагиоклаз.
В эклогите по ультрабазиту (обр. 21) клинопироксен, не образующий симплектитов с плагио-
клазом, находится в геохимическом и изотопном равновесии с гранатом, а изохронный Sm-Nd-возраст 1878 ± 12 млн. лет близок к пику эклоги-тового метаморфизма 1907 ± 11 млн. лет, установленному по конкордантным цирконам [2]. Схожее значение возраста, 1894 ± 12 млн., полученное по полиминеральной Sm-Nd-изохроне для эклогита-"рестита" из района Широкой Салмы, было проинтерпретировано как время замещения омфацита симплектитами [11] без учета особенностей геохимии REE конкретной генерации клинопироксена. Многочисленные включения (циркон, рутил и другие минералы) в гранате также могут искажать результаты Sm-Nd-датирования эклогитов, особенно в случае отсутствия изотопного равновесия между включениями и минералом-хозяином. Об этом свидетельствуют противоречивые результаты исследования U-Pb-системы в гранатах из салминских эклогитов: сильнодис-кордантные 207РЬ/206РЬ-возрасты ~2.7 млрд. лет [12], явно обусловленные микровключениями циркона ранней магматической генерации, и перекрывающие результаты Sm-Nd-датирования значения U-Pb-возраста 1893 ± 55 млн. лет для гранатитов того же района [13]. Таким образом, зафиксированные возрасты гомогенизации Sm-Nd-системы отвечают двум последовательным этапам формирования минерального парагенезиса эклогитов (1878 ± 12 млн. лет) и его преобразования при декомпрессии (1789 ± 23 млн. лет).
Для исследования U-Pb-системы нами были выбраны минералы (титанит, алланит, рутил и апатит) с широким диапазоном температуры закрытия U-Pb-системы, что позволяет не только определить время кристаллизации того или иного минерала, но и реконструировать скорость остывания пород. Близкие к датировкам эклогитового метаморфизма по циркону [2] значения U-Pb-возраста были получены "традиционным" TIMS-методом по титаниту - 1870 ± 2 млн. лет (табл. 2). 207Pb/206Pb-возраст для алланита из пегматитовой жилы (1819 ± 3 млн. лет) согласуется с возрастом
Таблица 2. U-Pb-данные для минералов из салминских эклогитов
Минерал Pb U 2°6Pb/2°4Pba 206Pb/238U6 206Pb/238U-возраст, млн. лет 207Pb/235U6 207Pb/235U-возраст, млн. лет q 207Pb/206Pb 207Pb/206Pb- возраст, млн. лет
ppm
Ap 46 13.2 19.9 68.50 0.3168 1774 4.676 1763 0.78 0.10703 1750 ± 4
Aln 61 1200 337 643.4 0.3193 1787 4.897 1802 0.99 0.11121 1819 ± 3
Ttn 6 10.6 23.7 259.7 0.3401 1887 5.361 1879 0.92 0.11434 1870 ± 2
Ttn 8 30.3 68.5 504.9 0.3368 1871 5.317 1872 0.99 0.11450 1872 ± 1
Rt 21 22.2 73.1 3117 0.3122 1752 4.643 1757 0.99 0.10786 1764 ± 1
Rt 46 6.98 23.2 2897 0.3095 1738 4.561 1742 0.99 0.10688 1747 ± 1
а Изотопные отношения, скорректированные на фракционирование и лабораторное загрязнение. б Изотопные отношения, скорректированные на фракционирование, лабораторное загрязнение и обычный свинец.
20
18
16
14
12
л
ce VO M
^ 10
8
6
4
2
Рис. 4. Р— Т-тренд эволюции метаморфизма (а) и t— T-тренд остывания (б) салминских эклогитов. Эллипсы с номерами образцов на рис. 4а соответствуют областям максимального пересечения линий мультиравнове-сий, рассчитанных по программе TWQ. Поля фаций метаморфизма [14]: ЭАм — эпидот-амфиболитовая, Ам — амфи-болитовая, Гр — гранулитовая, Эк — эклогитовая.
циркона из пегматитов (1841 ± 12 млн. лет [2]) при учете более низкой температуры закрытия U—Pb-системы для алланита. 207РЬ/206РЬ-возраст рутила (1764 ± 1 млн. лет для об
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.