ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2012, том 446, № 1, с. 71-76
= ГЕОХИМИЯ
УДК 552.33 (470.5)
ВОЗРАСТ И ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА ИЛЬМЕНО-ВИШНЕВОГОРСКОГО ЩЕЛОЧНОГО КОМПЛЕКСА
(ЮЖНЫЙ УРАЛ): ИЗОТОПНЫЕ ЯЪ-8г-, 8ш-Ш-, и-РЬ- и Ьи-Ш-ДАННЫЕ © 2012 г. И. Л. Недосекова, Б. В. Беляцкий
Представлено академиком В.А. Коротеевым 19.03.2012 г. Поступило 30.03.2012 г.
Ильмено-Вишневогорский комплекс (ИВК) — один из крупных щелочных комплексов (~700 км2) миаскитов, фенитов и карбонатитов с REE-Zr-Nb-минерализацией, расположенный в Уральском складчатом поясе. Несмотря на значительную изученность ИВК, ряд важных генетических и геохронологических проблем до сих пор являются дискуссионными. Так, из-за большого разброса датировок, полученных различными изотопно-геохронологическими методами, по различным породам и минералам остроактуальными до настоящего времени остаются вопросы геохронологии щелочных пород и карбонатитов ИВК. Ключевой проблемой генезиса ИВК является оценка роли мантийных и коровых источников вещества при формировании пород и руд. Эти задачи могут быть решены на основании комплексного и системного изучения изотопных Rb-Sr-, Sm-Nd-, U-Pb-, Lu-Hf-систем пород и минералов, которые в последнее время стали важным и незаменимым инструментом при реконструкции источника магматических пород и решении вопросов их происхождения.
Для датирования пород ИВК основных типов мы использовали как изохронные методы - изотопные Sm-Nd- и Rb-Sr-системы валовых проб и породообразующих минералов миаскитов и карбонатитов (метод TIMS, ИГГ, Екатеринбург; ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург; ИГ, Апатиты), так и локальное изотопное U-Pb-датирование цирконов карбонатитов и миаскитов Вишневогорского и Булдымского массивов (ионный микрозонд SHRIMP-II, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург и лазерная абляция La-ICP-MS, GEMOC, Сидней). Для
Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской Академии наук, Екатеринбург
Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана им. И.С. Грамберга, Санкт-Петербург
датирования также использовали изотопные U—Pb-системы пирохлоров ИВК (TIMS, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург). Для определения источников вещества магматических пород и руд и роли мантии при их формировании были получены первичные изотопные характеристики пород и минералов ИВК.
Ильмено-Вишневогорский комплекс находится на стыке Южного и Среднего Урала и приурочен к Сысертско-Ильменогорскому блоку до-кембрийских пород, залегающему среди уральских палеоокеанических комплексов. Ядро блока сложено гнейсо-гранулитами и мигматитами се-лянкинской толщи, а также плагиогнейсами и амфиболитами вишневогорской толщи (PR{). Обрамление представлено ильменогорской, шуми-хинской и черновской толщами, сложенными амфиболитами, плагиогнейсами и кварцитами (PR2).
Комплекс состоит из двух интрузивных массивов миаскитов - Вишневогорского и Ильменогор-ского (20-25) х 6 км, соединенных Центральной щелочной полосой (ЦЩП), имеющей протяженность 100 км с севера на юг при ширине 4-6 км и сложенной фенитами, полевошпатовыми мета-соматитами, мелкими телами миаскитов и карбо-натитами, содержащими редкометальную минерализацию (рис. 1).
Карбонатиты широко развиты в северной части ИВК - в апикальной части Вишневогорского массива миаскитов (Вишневогорское ниобиевое месторождение, зона 147) и в седловидной залежи миаскитов (зона 140). Они образуют мощные (до 10 м) пластообразные и дайковые тела протяженностью в сотни метров, залегающие согласно рассло-енности миаскитов. Карбонатиты в миаскитах -массивные, полосчатые и брекчиевидные разности кальцитового состава, содержащие нефелин, полевые шпаты - ортоклаз и альбит, слюды ан-нит-сидерофиллитового ряда, а также акцессорные гатчеттолит, красно-бурый пирохлор, циркон, ильменит, апатит, магнетит, пирротин, пирит и др.
Карбонатиты залегают также в фенитовом ореоле Вишневогорского интрузива — в фенити-зированных породах вишневогорской свиты, образуя штокверки и жильные тела выполнения. Карбонатиты сложены кальцитом и содержат пи-роксены, амфиболы, флогопит, апатит, пирохлор, циркон, ильменит, сфен, пирротин, пирит.
Карбонатиты установлены в гипербазитовых массивах, обрамляющих с севера и запада Вишне-вогорский миаскитовый интрузив, — Булдым-ском, Спирихинском и др. Карбонатиты в Бул-дымском массиве образуют тела мощностью до 10 м, протяженностью в сотни метров и сопро-
вождаются мощными зонами карбонат-флого-пит-рихтеритовых метасоматитов. Ранние карбонатиты доломит-кальцитового состава содержат слюды ряда флогопит-тетраферрифлогопит, амфиболы ряда рихтерит-магнезиоарфведсонит и рудные акцессорные минералы — пирохлор, циркон, магнетит, ильменит, пирротин, пирит. Поздние доломитовые карбонатиты образуют менее мощные жилы и содержат винчит, флогопит (замещающийся хлоритом), апатит, магнетит, ильменит, циркон, стронцианит, а также редкоземельные минералы — монацит, эшинит, ЯББ-пи-рохлор, ферсмит.
Многочисленные месторождения пирохлорсо-держащих карбонатитов известны в ЦЩП. Здесь открыты Потанинское ниобиевое месторождение, связанное с карбонатитами, а также Ишкульское, Байдашевское, Увильдинское и Светлоозерское рудопроявления [7] (рис. 1).
Некоторые особенности геологии и геохимии ИВК, отличающие его от платформенных кольцевых карбонатитовых комплексов ультраосновной щелочной формации (УЩК), вызвали продолжительную дискуссию о правомерности отнесения эндогенных карбонатных пород ИВК к карбонатитам. В результате дискуссии карбонати-ты ИВК были выделены в самостоятельный фор-мационный тип, связанный с "линейными зонами фенитов и нефелиновыми сиенитами" [2], получивший также название "формация линейно-трещинных зон" [1]. Изучение изотопного состава 8г, С, О, 8 в миаскитах и карбонатных жилах ИВК позволило сделать вывод о глубинном источнике их вещества и о правомерности их сопоставления с карбонатитами [4, 11, 15]. Тем не менее вопросы
Рис. 1. Схема геологического строения ИВК [7].
1 — граниты рз); 2, 3 — ИВК (О3): 2 — миаскиты
Вишневогорского и Ильменогорского массивов, 3 —
метасоматиты ЦЩП (фениты, полевошпатовые и си-ликатно-карбонатные метасоматиты, карбонатиты,
миаскиты); 4 — габбро офиолитовой формации (О1);
5 — гипербазиты офиолитовой формации (О1); 6 — ме-таультрабазиты булдымского, каганского и няшев-ского комплексов (РЛ1?); 7 — вулканогенно-осадоч-ные образования Тагило-Магнитогорского мегасин-клинория (р1^); 8 — сланцы гранато-слюдяные и эклогиты периферии Уфалейского срединного массива (Р^); 9 — плагиосланцы и кварциты обрамления Сысертско-Ильменогорского срединного массива (^1-2>; 10 — плагиогнейсы, гранитные мигматиты, кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты Сысертско-Ильменогорского и Уфалейского срединных массивов (-РЛ1); 11 — тектонические разломы и несогласия; 12 — основные месторождения и рудопроявления №> и ИББ, связанные с карбонатитами ИВК (цифры в кружках): 1 — Булдымское, 2, 3 — Виш-невогорское (2 — зона 125; 3 — зона 140, 147), 4 — Спи-рихинское, 5 — Светлинское, 6 — Каганское, 7 — Потанинское, 8 — Увильдинское, 9 — Байдашевское, 10 — Ишкульское, 11 — Ильменское.
Таблица 1. Изотопный Rb-Sr-состав миаскитов и карбонатитов ИВК
Проба Порода Rb Sr 87Rb/86Sr 2s, % 87Sr/86Sr 2s, %
мкг/г
338 Миаскит 79 2095 0.10837 0.8 0.70409 0.009
324 » 122 1994 0.17636 0.8 0.70453 0.008
Дол-2 » 181 4525 0.11580 0.8 0.70409 0.010
По-1 » 157 2791 0.16246 0.8 0.70440 0.010
330 Сиенит 105 383 0.78850 0.8 0.70832 0.009
Л-По-1 Карбонатит 0.057 12231 0.05737 0.8 0.70374 0.010
Примечание. Изотопные отношения 8г нормализованы по ^г/^г = 0.1194. 25 — относительная погрешность определения
соответствующего изотопного отношения на уровне 2ст.
происхождения ИВК до сих пор остаются предметом дискуссии.
Так, модель мантийного анатексиса как основного процесса генерации магм ИВК предполагает, что формирование ИВК было обусловлено поступлением глубинной щелочной магмы, а процессы палингенеза играли подчиненную роль [15]. Другие исследователи придерживаются модели корового анатексиса [7], согласно которой ИВК сформировался под воздействием мощного потока ювенильных щелочных водно-углекислых флюидов на гнейсово-амфиболитовый субстрат Сысертско-Ильменогорского блока и последующего развития коровых анатектических процессов, обусловивших становление карбонатит-миа-скитовых интрузий. Обсуждается также возможность формирования карбонатитов ИВК в зоне субдукции при участии океанической коры [3, 12].
Первые изотопно-геохронологические ЯЪ-8г-и и-РЪ-данные для пород ИВК были получены в 70-80-е годы ХХ в. [4, 11, 15]. Для миаскитов ИВК были построены по валовым пробам ЯЪ-8г-изохроны с возрастом 446 ± 12 млн лет (Ильмено-горский массив) и 436 ± 31, 478 ± 55 млн лет (Вишневогорский массив). При этом было установлено, что минеральные ЯЪ-8г-изохроны для миаскитов соответствуют возрасту 245 ± 8 млн лет [4, 15], который был сопоставлен с возрастом метаморфизма пород ИВК.
и-РЪ-датирование цирконов (метод изотопного разбавления) показало близкие возрасты миаскитов и карбонатитов: 434 ± 15, 422 ± 10 и 432 ± 12 млн лет соответственно [11]. Так же как и ЯЪ-8г-система, и-РЪ-система цирконов фиксирует и более поздние процессы метаморфизма, которые сопровождались потерей радиогенного РЪ, с возрастом 261 ± 14 млн лет для миаскитов и 261 ± 12 млн лет для карбонатитов [11].
и-РЪ-датирование цирконов ИВК локальными методами (ионный микрозонд 8ИЯ1МР-П и лазерная абляция Ьа-1СР-М8) выявило несколь-
ко конкордантных возрастных кластеров, иллюстрирующих различные этапы цирконообразова-ния в ИВК. и-РЪ-возраст (8ИЯ1МР-П) ранних генераций цирконов миаскитов и карбонатитов практически одинаков: 417 ± 7 млн лет для цирконов из миаскитов [5], 419 ± 20 млн лет из карбонатитов [6]. Значительное количество зерен цирконов миаскитов (представляющих собой в различной степени преобразованный циркон ранних генераций со следами деформаций, эмульсионного распада, растворения и замещения), по данным 8ИЯ1МР-П-датирования, образуют кон-кордантный кластер с возрастом 383 ± 14 млн лет [5]. Для "промежуточных" цирконов карбонатитов ус
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.