CC BY
117
УДК 621.039.86
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2012. Вып. 4
Е. Б. Морозова, С. А. Сергеев, А. А. Суфиев
U-Pb ЦИРКОНОВЫЙ (SHRIMP) ВОЗРАСТ ДЖИДАИРСКОЙ ИНТРУЗИИ КАК РЕПЕРНОГО ОБЪЕКТА ДЛЯ ГЕОЛОГИИ КРЫМА (Крымский учебный полигон СПбГУ)
Большое значение для характеристики геологической истории Крыма и геодинамической эволюции Крымско-Черноморского региона имеет установление возраста магматических образований, которые, несомненно, являются важной частью структуры складчато-надвиговых областей.
Современные представления о возрастных границах проявлений магматизма в Крыму позволяют определить их достаточно широкий диапазон: от позднего триаса до раннего мела.
В большинстве опубликованных работ [1-6] исследователи, основываясь на геологических наблюдениях, структурно-формационных реконструкциях, петрохимиче-ских данных и результатах K-Ar изотопного датирования, приходят к выводу о существовании в мезозойское время трех основных тектоно-магматических этапов.
Самый ранний этап магматической деятельности соотносят с рифтогенно-спре-динговыми процессами в позднетриас-раннеюрское время, в ходе которых сформировался комплекс магматитов основного-ультраосновного состава [4]. С дальнейшей эволюцией геодинамических обстановок связывают становление и развитие в средне-юрское время островодужной вулкано-плутоногенной ассоциации пород среднего основного состава [4, 5]. Наиболее поздний этап магматизма на территории Крыма, вероятно, вызван коллизионными процессами [4] в позднеюрско-раннемеловое время, что привело к формированию незначительных по мощности пирокластических толщ и немногочисленных субвулканических тел преимущественно среднего состава.
Магматические породы в среднем течении р. Бодрак (полигон Крымской учебной практики геологического ф-та СПбГУ) изучались многими исследователями и их работы достаточно широко известны [1, 5, 6]. Тем не менее на территории Крыма, и в том числе на указанном полигоне, до настоящего времени не проводились высокоразрешающие U-Pb геохронологические исследования интрузивных образований. Установление временных рамок образования магматических комплексов пород представляется важным и необходимым для решения вопроса о стадийности магматических циклов в пределах Горного Крыма.
Объектом исследования была выбрана Джидаирская интрузия, детально картированная в 2010 г. в бассейне одноименного оврага, правого притока р. Бодрак (южная оконечность дер. Трудолюбовка).
Морфология интрузии достаточно сложная, так как ее отдельные блоки смещены по зонам разрывных нарушений северо-восточного простирания. На этих участках наблюдается интенсивная трещиноватость пород и рассеянная сульфидная минерализация. Протяженность интрузии в субширотном направлении составляет 2,3 км,
© Е. Б. Морозова, С. А. Сергеев, А. А. Суфиев, 2012
а в субмеридиональном — параметры варьируют от 50 до 400 м (рис. 1). Интрузия оро-говиковывает вмещающие флишоидные терригенно-глинистые породы эскиордин-ской серии (Тг-^ез).
Рис. 1. Геологическая схема строения Джидаирского интрузива. Геологический разрез по линии АБ построен с учетом данных магнитной съемки.
1 — вулканогенно-осадочная толща; 2 — флишоидный комплекс с олистолитами (Т^^ез); 3 — флишевый комплекс (Т2-|1^у); 4 —органогенные известняки, песчаники; 5 —габбро-долериты; 6 —диоритовые порфириты; 7 — габбро-диориты; 8 — геологические границы; 9 — разрывные нарушения: прослеженные (а), предполагаемые (б), в том числе зона надвига (в); 10 — место отбора проб на химический анализ (а), место отбора пробы на абсолютный возраст (б); 11 — линия разреза; 12 — русло Джидаирского оврага.
Строение Джидаирской интрузии дифференцированное — краевые и, возможно, апикальные части сложены диоритовыми порфиритами, а центральные — габбро-до-леритами.
Макроскопически диоритовые порфириты представляют собой породы зеленовато-серого цвета с порфировой структурой и неоднородной текстурой; крупные вкрапленники желтовато-белого плагиоклаза достигают 4-5 мм. Встречаются единичные изометричные вкрапленники кварца величиной до 3 мм.
При микроскопическом изучении диоритовых порфиритов установлено, что их основная масса имеет пойкилитовую структуру. Они состоят из плагиоклаза Лп30-45 (олигоклаз-андезин), образующего зерна таблитчатой формы. Присутствует идио-морфный кварц (до 5%). Между зернами плагиоклаза в интерстициях отмечается небольшое количество игольчатого апатита, биотита, а также рассеянная вкрапленность магнетита — до 15%, а в аншлифах устанавливается также маггемит. В некоторых шли-
фах наблюдается скопление сульфидов (халькопирита и пирита — до 5%). Во всех изученных шлифах определяется характерная наложенная ассоциация минералов: хлорит, серицит, гидрослюда, карбонат, кварц (до 55% от всей массы породы).
Габбро-долериты характеризуются синевато-серым, темно-серым, светло-серым цветом, мелкозернистой структурой и однородной текстурой. Отмечаются редкие вкрапленники черного пироксена размером 1-2 мм.
При микроскопическом изучении габбро-долеритов их структура определяется как габбро-офитовая. Они состоят из плагиоклаза Ап45-70 (андезин-лабрадор-битов-нит), образующего удлиненные лейсты с зональным погасанием. Кроме того присутствует пироксен (авгит) — до 10%, иногда встречаются единичные зерна кварца, калиевого полевого шпата, биотита и игольчатого апатита. В отдельных шлифах был определен оливин, замещенный иддингситом. Магнетит рассеян по массе породы и его содержание не превышает 8%. Наложенная ассоциация минералов представлена карбонатом, хлоритом, серицитом, в меньшей степени — кварцем в виде тонких волосовидных прожилков.
Микроскопический анализ структурно-текстурных особенностей пород, слагающих Джидаирский массив, свидетельствует об их субвулканическом генезисе.
Фигуративные точки большинства составов рассматриваемых габбро-долеритов (табл. 1) на диаграмме (MgO-A12Oз-FeO) располагаются в полях известково-щелочных серий и островодужных толеитов, а по диаграмме (Мп0-Р205-ТЮ2) [7] они соответствуют базальтам вулканических дуг и активных континентальных окраин (рис. 2).
Таблица 1. Содержание петрогенных элементов в пробах габбро-долеритов (привязка на рис. 1)
№ ЯО2 ТЮ2 А12О3 Бе2О3 МпО MgO СаО №2О К2О Р2Оз
иА-1 47,3 0,92 17,3 9,56 0,17 4,31 11,70 1,78 0,28 0,23
1 45,37 0,84 18,54 10,14 0,16 15,06 6,40 1,53 1,49 0,25
2 45,57 0,55 13,98 10,07 0,19 15,72 12,42 0,94 0,18 0,07
3 49,65 0,73 17,07 9,00 0,26 6,14 12,47 4,07 0,19 0,17
4 46,36 0,86 19,89 10,61 0,13 10,05 9,14 1,87 0,65 0,28
5 45,75 0,79 19,17 10,22 0,15 14,53 4,92 2,70 0,90 0,55
6 48,94 0,94 18,43 9,26 0,19 5,83 13,41 1,90 0,39 0,23
7 47,80 0,89 18,68 10,68 0,12 11,92 6,19 2,58 0,66 0,30
8 47,17 0,86 20,62 10,60 0,13 10,21 6,33 3,40 0,36 0,24
9 48,31 0,88 19,57 9,51 0,17 7,30 11,21 2,40 0,32 0,21
10 47,86 0,89 19,96 9,52 0,22 6,24 12,46 2,21 0,26 0,23
11 49,40 0,87 19,16 9,61 0,22 5,83 11,42 1,80 1,20 0,24
12 55,29 0,66 19,25 7,65 0,13 5,57 3,48 4,43 2,94 0,35
13 47,15 0,89 19,08 10,98 0,18 8,34 10,86 1,59 0,46 0,21
Примечание: Ре203 — валовое железо в виде Ре203. Анализы пересчитаны на сухую навеску.
Для определения изотопного возраста габбро-долеритов Джидаирской интрузии была отобрана проба из центральной части тела (см. рис. 1). Из образца иА-1 массой 3 кг были выделены акцессорные цирконы. Полученные цирконы представляют собой гомогенную популяцию сравнительно крупных (до 500 мкм) прозрачных длиннопризмати-ческих вплоть до игольчатых зерен и их обломков с выраженными дипирамидальными
FeO
TÍO,
MgO
A1203 MnOlO
P205 10
Рис. 2. Породы габбро-долеритов на дискриминационных диаграммах. Поля на диаграммах:
1 — базальты надспрединговых островов, 2 — базальты вулканических островов и активных континентальных окраин, 3 — базальты срединно-океанических хребтов, 4 — базальты вулканических островов, 5 — континентальные базальты; CAB — известково-щелочные базальты, IAT — островодуж-ные толеиты, MORB — базальты срединно-океанических хребтов, OIT — толеиты океанических островов, OIA — андезиты океанических островов.
окончаниями и коэффициентом удлинения от 4 до 10. Грани призм и пирамид и ребра кристаллов ровные, без следов химической коррозии. Габитус — гиацинтовый. В проходящем свете отмечается большое количество минеральных и газово-жидких включений разного размера, часто туннелеподобных вдоль оси удлинения.
Представительные цирконы, отобранные вручную под микроскопом, были имплантированы в эпоксидную смолу (шайба диаметром 2,5 см) вместе с зернами международных цирконовых стандартов TEMORA и 91500, затем сошлифованы приблизительно на половину своей толщины и отполированы. На препарат наносилось тон-копроводящее золотое покрытие. В дальнейшем зерна цирконов документировались с использованием сканирующего электронного микроскопа CamScan MX2500 с системой CLI/QUA2 для получения катодолюминесцентных (CL) и BSE изображений, отражающих внутреннюю структуру и зональность цирконов. Рабочее расстояние составляло 25-28 mm, ускоряющее напряжение — 20 kV, ток практически полностью сфокусированного пучка в цилиндре Фарадея 4-6 nA. Ток зонда изменялся с целью достижения максимального контраста CL изображения и минимизации коррозии поверхности шайбы в результате локального разогрева.
Подавляющее большинство зерен характеризуется наличием внутренней светлой ритмичной, осцилляторной, зональности, параллельной граням, которая характерна для цирконов магматического генезиса. Ядра и вторичные обрастания отсутствуют (см. рис. 3). Были выявлены только два циркона, имеющих отчетливое гетерогенное строение, выраженное в наличии крупного изометричного ядра и светлой зональной оболочки (рис. 3) или мелкого вытянутого ядра внутри двух зональных оболочек — темной ранней и светлой поздней (см. рис. 3). Оба ядра могут быть классифицированы как детритовые цирконы разной степени окатанности.
Подробное изучение кристаллов циркона позволило осуществить выбор достаточного количества участков (точек) для анализа, в максимальной степени отвеча-
\
UA-1J.1 100 мкм í
UA-1_3.1 ^
UA-14.1 Ж
O
W,
A
100 мкм
O
UA-1 5.1
UA-1 6.3
O
UA-1 6.2 Q 1 UA-1 6.1 O
o J
^•<4*...* UA-1 9.2
100 мкм
Рис. 3. Катодолюминесцентные изображения единичных кристаллов цирконов Джидаирского интрузива, датированных SIMS SHRIMP-II. Окружности на кристаллах демонстрируют размеры и локализацию соответствующих мест ионного пробоотбора. UA-1_6. UA-1_9. — гетерогенные цирконы; остальные гомогенные.
ющих гомогенным, свободным от включений, вторичных изменений и механических повреждений доменам зерен, соответствующих процессу магматической кристаллизации циркона. Обозначения мест анализа на датированных зернах также приведено на рис. 3.
Локальное датирование осуществлялось на ионном изотопном микрозонде SIMS SHRIMP-II (Secondary Ion Mass-Spectrometry by Sensitive High-Resolution Ion Micro Probe). Измерения U-Pb отношений проводилось по принятой в ЦИИ ВСЕГЕИ методике, описанной в работе [8]. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, размер кратера пробоотбора — 20 х 25 мкм при глубине до 2 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с помощью программы SQUID
[9]. U-Pb отношения нормализовались на значении 0,0668, приписанное стандартному циркону TEMORA, что соответствует возрасту этого циркона 416,75 ± 0,24 млн лет
[10].Стандарт циркона 91500 с содержанием урана 81,2 ppm и возрастом по 206Pb/238U в 1062 Ма [11] использовался как концентрированный стандарт. Растровая одноминутная очистка прямоугольного (50 х 65 мкм) участка минерала перед датированием позволяла минимизировать поверхностное загрязнение.
Измерения проводились по схеме: 196(Zr2O)-204Pb — фон 206Pb-207Pb-208Pb-238U-248ThO-254UO с пятью циклами для каждого локального анализа. Измерения изотопного состава цирконов образца чередовались с аналогичными измерениями стандартов.
Таблица 2. Результаты U-Pb SIMS SHRIMP анализов. Ошибки — на уровне 16;
Spot % 206Pbc ppm U PPm Th 232Th/ 238U PPm 206pb* (1) 206Pb/238U Age % Discordant Total 238U/206Pb ±%
UA-1_1,1 0,00 514 188 0,38 11,4 163,7 ±2,3 7 38,88 1,4
UA-1_2,1 0,23 508 188 0,38 11,9 173,0 ±2,2 -18 36,68 1,3
UA-1_3,1 0,22 699 280 0,41 16,4 173,1 ±2,1 -12 36,67 1,2
UA-1_4,1 0,00 314 112 0,37 7,16 168,8 ±2,4 1 37,69 1,5
UA-1_5,1 0,00 788 266 0,35 18,2 171,0 ±2,0 -9 37,2 1,2
UA-1_6,1 0,05 396 41 0,11 21,8 400,6 ±4,7 0 15,59 1,2
UA-1_6,2 0,17 1073 567 0,55 47,4 322,3 ±3,5 2 19,47 1,1
UA-1_6,3 0,45 686 281 0,42 16,3 174,6 ±2,2 -38 36,27 1,2
UA-1_7,1 0,21 533 153 0,30 11,9 164,5 ±2,1 -7 38,6 1,3
UA-1_8,1 0,17 629 290 0,48 14,1 166,2 ±2,2 5 38,23 1,4
UA-1_9,1 0,00 1205 63 0,05 104,0 615,9 ±6,4 2 9,97 1,1
UA-1_9,2 0,00 490 212 0,45 11,4 172,0 ±2,2 -4 36,98 1,3
В ходе аналитической сессии ошибки в калибровке стандарта ТЕМОЯЛ составляли 0,42 %, а измеренный возраст стандарта 91 500 по 207РЬ/206РЬ составил 1066±7 Ма (п = 6).
Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 16 погрешности вычисленных возрастов, в том числе конкордантных, приходятся на уровне 26. Построение графиков Аренса Везерилла [12, 13] с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX [14]. Коррекция на нерадиогенный свинец проводилась по измеренному 204 РЬ и современному изотопному составу свинца в модели Стейси-Крамерса [15].
В целом, по 9 кристаллам проведено 12 локальных изотопных анализов. Их результаты представлены на рис. 4 и табл. 2. Все цирконы геохимически очень однородны, характеризуются отсутствием воздействия вторичных процессов на уран-свинцовую изотопную систему, и все полученные значения возраста конкорданты (совпадают по независимым изотопным системам (206РЬ/238и и 207РЬ/235и). Содержания нерадиогенного (обыкновенного) свинца пренебрежимо малы (меньше 0,5%). Содержания урана, тория и ^/и отношения варьируют незначительно (в среднем — 570 и 190 г/т и 0,39 соответственно).
При расчете возраста кристаллизации образца использованы результаты по магматической матрице 9 цирконов. Полученное значение является весьма надежным и составляет 169,7 ± 1,5 млн лет (26). Это однозначно свидетельствует о внедрении и кристаллизации Джидаирской интрузии в среднеюрское (байосское) время, что может быть принято как реперная датировка для региональных геологических построений.
Три результата, полученные по выявленным внутренним доменам в гетерогенных цирконах, также конкорданты и поэтому могут быть рассмотрены как достоверные
Pbc и Pb* обозначают нерадиогенный и радиогенный свинец соответственно
Total 207Pb/ 206Pb ±% (1) 238U/ 206Pb* ±% (1) 207Pb*/ 206Pb* ±% (1) 207Pb*/ 235U ±% (1) 206Pb*/ 238U ±% err corr
0,0496 2,7 38,88 1,4 0,0496 2,7 0,1758 3,0 0,02572 1,4 0,468
0,0507 2,7 36,76 1,3 0,0489 3,6 0,1833 3,8 0,02720 1,3 0,346
0,0508 2,3 36,75 1,3 0,0491 3,3 0,1842 3,5 0,02721 1,3 0,358
0,0495 3,6 37,69 1,5 0,0495 3,6 0,1810 3,9 0,02653 1,5 0,382
0,0492 2,2 37,20 1,2 0,0492 2,2 0,1822 2,5 0,02688 1,2 0,487
0,0551 1,9 15,60 1,2 0,0547 2,0 0,4830 2,4 0,06412 1,2 0,511
0,05439 1,3 19,50 1,1 0,0530 1,8 0,3748 2,1 0,05127 1,1 0,537
0,0518 2,2 36,43 1,3 0,0482 4,9 0,1824 5,1 0,02745 1,3 0,245
0,0508 2,6 38,68 1,3 0,0491 3,3 0,1751 3,6 0,02585 1,3 0,360
0,0509 3,0 38,29 1,4 0,0496 3,5 0,1784 3,7 0,02611 1,4 0,366
0,06062 0,83 9,97 1,1 0,0606 0,83 0,8380 1,4 0,10030 1,1 0,793
0,0494 2,7 36,98 1,3 0,0494 2,7 0,1840 3,0 0,02704 1,3 0,433
индикаторы контаминации габбро-долеритов интрузии более ранним веществом. Так, крупное идиоморфное ядро в зерне 9 (см. табл. 2, см. рис. 3) имеет ранневендский возраст 616 ± 6 млн лет и специфические геохимические параметры (и = 1205, ^ = 63 г/т, ^/и = 0,05), характерные для цирконов из кислых пород. Трехкомпонентное зерно 6 (см. табл. 2, рис. 3) содержит вытянутое раннедевонское ядро (401 ± 5 млн. лет, и = 396, ^ = 41 г/т, ТЬ/и = 0,11) и геохимически контрастную темную зональную оболочку среднекарбонового возраста (322 ± 4 млн лет, и = 1073, ^ = 567 г/т, ^/и = 0,55). Таким образом, можно говорить о многокомпонентном и полихронном составе домезозой-
[ÛÂT)
9 points w/06.1, 6.2, 9.1
3 0,027
S
25 CL
S 0,026
data-point error ellipses are 2<
Concordia Age = 169.7-1.5Ma V
(2<, decay-const, errs included)
MSWD (of concordance) = 0.20,
Probability (of concordance) = 0.66
0,15 0,16
0,17 0,18 0,19
207pb/235u
0,20 0,21
Рис. 4. и-РЬ диаграмма с конкордией для проанализированных цирконов (А, В). Эллипсы фигуративных точек соответствуют погрешности 26. Врезка (В): магматическая матрица цирконов (9 результатов); общий график для 12 результатов (А).
ского фундамента района. Светлые зональные оболочки обоих зерен кристаллизовались одновременно с байосскими магматическими цирконами Джидаирской интрузии 170 млн лет тому назад.
Отметим и отсутствие воздействия пост-байосских метаморфических процессов на устойчивую изотопную систему магматических цирконов, что проявилось, в том числе, и в отсутствии выраженных кайм на кристаллах. Для датирования возможных наложенных событий необходимо выделить петрографически обоснованные вторичные минералы для использования соответствующих геохронологических изотопных систем (Rb-Sr, K-Ar, Sm-Nd, Re-Os).
Важно отметить, что на территории Крыма высокоразрешающие U-Pb геохронологические исследования были проведены впервые.
Полученные результаты позволяют уверенно отнести габбро-долериты Джидаирской интрузии к комплексу магматических образований, сформированных в острово-дужную стадию киммерийского цикла геодинамической эволюции Горного Крыма.
Авторы благодарят В. В. Иваникова, Г. С. Бискэ и С. В. Кашина за ценные консультации и замечания.
Исследование проводилось при финансовой поддержке Министерства Образования и Науки РФ (ГК 16.515.12.5009).
Литература
1. Кочурова Р. Н. Геология и петрография малых интрузий северо-западной части Горного Крыма / Магматизм северо-западной части Горного Крыма. Л.: Изд-во ЛГУ, 1968. С. 46-74.
2. Фирсов Л. В. Абсолютная датировка изверженных пород Крыма в качестве реперных образований для байосса // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1963. № 4. С. 24-34.
3. Лебединский В. И., Шалимов А. И. Магматические проявления в структуре и геологической истории Горного Крыма // Сов. геол. 1967. № 2. С. 82-97.
4. Юдин В. В. Геология Крыма на основе геодинамики // Научно-методическое пособие для учебной геологической практики. Сыктывкар, 2000. 43 с.
5. Захаревич К. В., Рухлов А. С., Пилосьян П. А. К изучению магматических пород полигона Крымской учебной практики (среднее течение р. Бодрак) // III Международная конференция «Геология в Школе и Вузе: Геология и Цивилизация» // СПб: Изд-во Эпиграф, 2003. С. 9-17.
6. Мазарович О. А., Милев В. С. Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма. МГУ, 1989.
7. Rallinson H. Using geochemicul data: evalution, presentation, interpretation. Longman. ИК, 1993. P. 160, 168.
8. Early Proterozoic U-Pb Zircon Ages from Basement Gneiss at the Solovetsky Archipelago, White Sea, Russia / Schuth S., Gornyy V. I., Berndt J., Shevchenko S. S., Sergeev S. A., Karpuzov A. F., Mans-feldt T. // International Journal of Geosciences, 2012. Vol. 3, N 2. P. 289-296.
9. Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe: Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes // Rev. in Econ. Geol., 1998, Vol. 7. P. 1-35.
10. LudwigK. R. A User Manual, A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Bercley: Berkeley Geochronology Center Special Publication (USA), 2001. 123 p.
11. Temora 1: a new zircon standart for U-Pb geochronology / Black L. P. Kamo S. L., Allen C. M. et al. // Chemical Geology. 2003. Vol. 200. P. 155-170.
12. Three Natural Zircon Standart for U-Th-Pb, Lu-Hf, Trace Element and REE Analyses / Wiedenbeck M., Alle P., Corfu F. et al. // Geostandart Newsletter. 1995. Vol. 19. P. 1-23.
13. Wetherill G. W. Discordant uranium-lead ages // Transactions American Geophysical Union. 1956. Vol. 37. P. 320-326.
14. LudwigK. P. User's Manual for Isoplot / Ex, Version 3.00 .Geochronological Toolkit for Micrsoft Excel. Berkeley: Berkeley Geochronology Center Special Publication (USA), 2003.
15. Stacey S, Kramers J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26. P. 207-221.
Статья поступила в редакцию 29 июня 2012 г.
