ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2013, том 448, № 2, с. 197-205
= ГЕОХИМИЯ =
УДК 550.42
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ (и-РЬ, 8ш-Ш) ГРАНАТИТОВ В САЛМИНСКИХ ЭКЛОГИТАХ, БЕЛОМОРСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС
© 2013 г. А. Е. Мельник, С. Г. Скублов, член-корреспондент РАН Ю. Б. Марин,
А. В. Березин, Е. С. Богомолов
Поступило 05.05.2012 г.
БО1: 10.7868/80869565213020229
Природа происхождения гранатитов, довольно часто встречающихся в метаморфических комплексах высокого давления, до сих пор остается дискуссионным вопросом. Чаще всего выдвигается точка зрения о первично магматической дифференциации базитов на Бе-Т! (протолит гранати-та) и магнезиальную (протолит комплементарного с гранатитом метабазита) части [1 и др.]. Существуют предположения об образовании гра-натита в результате метаморфической дифференциации при активной инфильтрации флюида [2] и при метасоматозе с образованием метасомати-ческой колонки [3].
В пределах Беломорского подвижного пояса (БПП) масштабные проявления гранатизации эклогитовых тел в виде линейных полос, вплоть до появления гранатита с содержанием граната до 50% и больше, были установлены в салминских эклогитах в северо-западной части БПП. На опорном участке салминских эклогитов, в карьере месторождения Куру-Ваара, авторами было детально изучено тело массивных эклогитов (обр. 46) размером до 10 м в поперечнике, которое залегает в мигматизированных тоналит-трондьеми-товых гнейсах, пронизанных многочисленными жилами керамических пегматитов [4]. На контакте с вмещающими гнейсами эклогиты сильно ам-фиболизированы с образованием каймы гранатового амфиболита (обр. 50) мощностью 1—2 м. Прослой гранатита мощностью до 60 см (обр. 48) находится между амфиболитовой каймой и экло-гитом.
Гранатит (обр. 48) образован порфиробласта-ми размером около 1 мм граната (до 50%), в межзерновом пространстве которых наблюдается буро-зеленый амфибол — 20%, андезин — 14%, рутил и рудный минерал — 5%. В гранате из
Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук, Санкт-Петербург Санкт-Петербургский государственный горный университет
гранатита по сравнению с эклогитовым (обр. 46) наблюдается повышенное количество пойкили-товых включений, среди которых преобладает кварц (до 10% от объема всей породы), присутствуют бурая роговая обманка, рутил, единичные зерна моноклинного пироксена и биотита.
Гранатит (обр. 48) и эклогит (обр. 46), расположенные в пределах одного тела, значительно различаются по химическому составу. Гранатит отличается от эклогита повышенным содержанием БеО* (18.0 и 12.1 мас. % соответственно), Т102 (1.38 и 0.43 мас. %) и снижением М§0 (6.1 и 12.1 мас. %), СаО (11.1 и 13.4 мас. %). Гранатит по сравнению с эклогитом значительно обогащен V (в 6 раз) и обеднен на порядок N1, Сг, Ва. В грана-тите примерно в два раза выше содержание У, Zr, Щ ТЬ, ЯББ.
Различие по главным и редким элементам закономерно проявлено и в сквозных для гранатита и эклогита минералах. Гранат из гранатита отличается от эклогитового повышенным содержанием Бе, Са, HR.EE, У, V и пониженным — М§ и Сг [4], амфибол и моноклинный пироксен — повышенными железистостью и содержанием Т1 и V, рутил — повышенным содержанием V, Zr, ИГ и пониженным содержанием Сг и №. Контрастность химического состава гранатита и эклогита не приводит к качественному изменению минеральной ассоциации при трансформации эклогита в гранатит, а отражается в составе как породообразующих, так и акцессорных минералов.
Локальное и—РЬ-датирование циркона из гра-натита, выполненное на ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ), сопровождалось исследованием в тех же точках распределения редких и редкоземельных элементов на ионном микрозонде Сатеса IMS-4f (ЯФ ФТИАН) по стандартным методикам. При построении спектров распределения REE состав циркона нормировался к составу хондрита С1 [5]. Температура кристаллизации циркона рассчитана по содержанию Т1 в цирконе [6]. Анализ Sm—Nd-системы породы и минералов производился методом изо-
Рис. 1. Фотографии циркона из гранатита (обр. 48) в катодолюминесценции CL (а, г, ж), проходящем свете (б, д) и обратно-отраженных электронах BSE (в, е, з). Диаметр кратера ионного микрозонда ~20 мкм.
топного разбавления на масс-спектрометре TRITON (ИГГД РАН). С целью избирательного растворения возможных включений, имеющих низкое отношение Sm/Nd, для монофракции граната применялся метод сернокислотного выщелачивания, включающий в себя обработку истертых в агатовой ступке кристаллов граната в течение 24 ч концентрированной H2SO4 при 180°С [7]. Ис-
пользование такой обработки позволило значительно увеличить диапазон вариации отношения и, соответственно, точность датирования.
Циркон представлен короткопризматическими (до 200 мкм по удлинению) и неправильной формы зернами. Характерной особенностью зерен циркона является наличие темных в CL (рис. 1а, г)
измененных и интенсивно переработанных ядер с большим количество включений других минералов, часто в срастаниях друг с другом, — кварца, хлор- и фторсодержащего апатита, эпидота, алла-нита с высоким содержание оксидов LREE и Th (в сумме до 15 мас. %), шамозита, хлорсодержа-щей роговой обманки. Эти ядра практически непрозрачны в проходящем свете (рис. 1б, д).
Отмечены два основных типа внутреннего строения зерен циркона. В первом случае границы ядра могут быть сильно резорбированы и иметь конфигурацию заливов, трассируемую цепочкой микровключений (рис. 1е). Такое ядро обрастает однородной, серой в CL и относительно прозрачной в проходящем свете (рис. 1г, д) зоной перекристаллизации, выглядящей как кайма. Во втором, менее распространенном, случае циркон имеет сложное строение - новообразованная светло-серая внешняя кайма согласно облекает темную в CL центральную часть с границами правильной формы (рис. 1а). Эта кайма идеально прозрачна, мелкие грани придают ей характерный блеск в проходящем свете (рис. 1б). В пределах центральной части можно выделить ядро с множеством включений и корродированными границами и темную в CL, но прозрачную и свободную от включений внутреннюю зону, сопоставимую по площади с ядром (рис. 1б, в). В некоторых зернах циркона ядра с включениями сильно переработаны и растащены по площади зерна. Промежутки между фрагментами ядра залечены белым в CL веществом циркона (рис. 1ж, з). В зерне такого типа обнаружен Na-содержащий моноклинный пироксен (XJd = 0.07—0.09) как в виде включения, так и срастания с ярко-белой в CL краевой измененной зоной циркона (рис. 1ж).
По результатам локального U—Pb-датирова-ния (табл. 1) все измеренные точки циркона из гранатита попадают на дискордию с верхним пересечением 2864 ± 43 млн лет и нижним — 1927 ± ± 50 млн лет (рис. 2). Эта дискордия по значениям верхнего и нижнего пересечения практически идентична дискордии, построенной для циркона из эклогита (обр. 46) со значениями 2865 ± 35 и 1923 ± 75 млн лет соответственно [8]. Для расположенного в 50 км к юго-востоку опорного участка эклогитов Узкая Салма циркон из Fe-Ti-экло-гита, похожий по морфологии и внутреннему строению на циркон из гранатита, продемонстрировал сходные значения возраста в пределах дискордии с пересечениями 2939 ± 81 и 2089 ± ± 130 млн лет [9]. Значение верхнего пересечения интерпретируется нами как возраст магматического протолита эклогита, а нижнего — как возраст эк-логитового метаморфизма. Представление о све-кофеннском возрасте (около 1900 млн лет) эклогитов БПП было подкреплено данными по распределению REE, характерному для циркона из эклогитов, в свекофеннских его каймах, и ре-
206Pb/238U
(а)
0.55
0.45
0.35
Обр. 48 (21 точка) Пересечение дискордии 1927 ± 50 и 2864 ± 43 млн лет СКВО = 1.15
0.25
3 5 7 9 11
13
15
j
17
0.37
0.35
0.33
0.31
Точки 48-10.1, 48-8.1, "48-7.2, 48-9.1, 48-12.1 Конкордантный возраст 1900 ± 18 млн лет СКВО = 0.21 Вероятность = 0.65 (конкордантности)
(б)
4.8 5.0 5.2 5.4 5.6 5.8 6.0
6.2 6.4
207Pb/235U
Рис. 2. Диаграмма с конкордией для циркона из гранатита (обр. 48): а — все аналитические точки; б — конкордантный кластер свекофеннского возраста. Эллипсы и значения конкордантного возраста соответствуют 2а, включая погрешность константы распада.
зультатами гранатовой Lu—БГ-геохронометрии, определившей возраст гранат-клинопироксеново-го парагенезиса для обр. 46 как 1901 ± 5 млн лет [10].
Аналитические точки в пределах ядер циркона и серых в ^ однородных зон, граничащих с ядрами по резорбированным границам (типа 48—4.1, рис. 1г—е), расположены в верхней части дискордии (рис. 2а). При этом точки для ядер сгруппированы ближе к верхнему пересечению, чем из зоны перекристаллизации циркона. Следует отметить, что темные в CL зоны в пределах ядер циркона, но прозрачные и свободные от включений (типа 48—7.1 на рис. 1а—в), образуют псевдо-конкордантную группу со средневзвешенным значением 207РЪ-206РЪ-возраста 2706 ± 8 млн лет (по пяти точкам). Близкое конкордантное значе-
Таблица 1. Результаты локального И—РЬ-анализа циркона из гранатита (обр. 48)
ы
о о
Точка Характеристика в СЬ 206РЬС, % и, ррт ТЬ, ррт 232ТЬ 238и 206р^* ррт Возраст 206рь/238и млн лет Возраст 207рЬ ^/206р^ млн лет Б, % 207РЪ 235и ±, % 20брь 238и ±, % Шо
48- 14.1 Темное измененное ядро 0.05 397 293 0.76 180 2728 ± 42 2802 4 7 3 14.31 1.9 0.527 1.9 0.975
48- 15.3 Темная однородная зона в пределах ядра 0.07 330 468 1.46 140 2583 ± 40 2747 ± 8 6 12.95 1.9 0.493 1.9 0.966
48- -1.1 Темное измененное ядро 0.02 782 719 0.95 341 2645 ± 42 2739 ± 8 4 13.26 2.0 0.507 1.9 0.969
48- -5.1 Серая неоднородная зона(кайма?) 0.08 102 38.7 0.39 45.6 2696 ± 42 2712 ± 12 1 13.36 2.1 0.519 1.9 0.933
48- -3.1 Темное измененное ядро 0.06 423 192 0.47 179 2577 ± 39 2712 ± 7 5 12.64 1.9 0.492 1.8 0.978
48- -7.1 Темная однородная зона в пределах ядра 0.04 340 394 1.20 147 2621 ± 40 2705 ± 8 3 12.85 1.9 0.502 1.9 0.971
48- -15.1 Темно-серое измененное ядро 0.04 279 207 0.77 116 2539 ± 39 2699 ± 8 6 12.32 1.9 0.483 1.9 0.965
48- -1.2 Серая однородная внутренняя зона 0.11 148 90.4 0.63 62.1 2555 ± 40 2696 ± 11 6 12.39 2.0 0.486 1.9 0.941
48- -6.1 Серая однородная зона (кайма?) - 95.7 42.9 0.46 40
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.