CC BY
49
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2012. Вып. 1
УДК 550.4:549.514.81:552.321.5 А. В. Березин, С. Г. Скублов
U-Pb ВОЗРАСТ И ГЕОХИМИЯ ЦИРКОНОВ ИЗ КЕМСКОГО МАССИВА ГАББРО-АНОРТОЗИТОВ (ЗАПАДНОЕ БЕЛОМОРЬЕ)
Введение. Кемский массив габбро-анортозитов, состоящий из тектонически разобщенных фрагментов, был выявлен в пределах Подужемской структурной зоны Беломорского подвижного пояса (в 7-10 км к северу от г. Кемь) сравнительно недавно [1]. Особенностью массива является его дифференцированность (от пироксенитов до анортозитов), наличие титано-магнетитового оруденения. Породы массива интенсивно ме-таморфизованы вплоть до преобразования в амфиболиты и гранатовые амфиболиты.
Впервые было проведено локальное U-Pb датирование цирконов из наименее измененных габбро-анортозитов (SHRIMP-II, ЦИИ ВСЕГЕИ), которое сопровождалось исследованием распределения редких и редкоземельных элементов в тех же точках на ионном микрозонде (Cameca IMS-4f, ЯФ ФТИАН). При построении спектров распределения REE составы цирконов нормировались к составу хондрита С1 [2]. Температура кристаллизации доменов цирконов рассчитана с помощью Ti-в цирконе термометра [3].
U-Pb возраст цирконов. Выделенные из габбро-анортозитов (обр. 8507 и 3542) цирконы по морфологии можно разделить на две группы. Первый тип представлен округлыми зернами с темными в катодолюминесценции (CL) ядрами с полосчатой зональностью и светло-серыми оторочками мощностью до 30-40 мкм (рис. 1). Кроме того, выделены (около 80% от общего числа) более ограненные и однородные, темно-серые в CL зерна, иногда с тонкополосчатой зональностью.
На диаграмме с конкордией (рис. 2) можно выделить три возрастные группы. Ядра зональных зерен цирконов образуют кластер, для которого по четырем точкам рассчитан конкордантный возраст 2771±17 млн. лет (СКВО = 1,4). Для этих точек характерно повышенное Th/U-отношение, составляющее в среднем 0,63 (табл. 1), что соответствует значениям для магматических цирконов [4]. Светло-серая оторочка (8507.1.2 на рис. 1) и центральная часть циркона, интенсивно рассеченная и залеченная тем же веществом, что и вещество оторочки (8507.2.1), отличаются от магматических ядер повышенной дискордантностью (D до 44%), несколько пониженным Th/U-отношением (см. табл. 1). Эти две точки лежат на дискордии с нулевым нижним пересечением и верхним пересечением 2673±23 млн. лет (СКВО = 0,29). Это значение возраста, по всей видимости, отвечает отдельному, более позднему по отношению к магматическому, событию (метаморфизму).
Третий кластер (цирконы наиболее распространенной группы — 8507.7.1, 3542.1.1, 3542.2.1 (см. на рис. 1) характеризуется значительно более молодым U-Pb возрастом с конкордантным значением 1824±63 млн. лет (СКВО = 0,34). Th/U-отношение для точек третьего кластера экстремально низкое, не выше 0,04, что обусловлено, в первую
© А. В. Березин, С. Г. Скублов, 2012
26
Рис. 1. Изображение проанализированных цирконов в Диаметр кратера ионного микрозонда соответствует 20 мкм.
27
0,6 0,5 0,4
206Pb
238и 0,3 0,2 0,1 0,0
0 4 8 12 16 20
"Wu
Рис. 2. Диаграмма с конкордией для цирконов.
Таблица 1
Результаты U-Pb локального анализа цирконов из Кемского массива
Содержание 232Th/ 238U Измер енные отношения Возрасты , млн. лет
Аналит. точка 206Pb , С % 206Pb* PPm U, PPm Th, PPm 207Pb/ 235U ±, % 206Pb/ 238U ±, % Rho 206Pb/ 238U 207Pb/206Pb
8507.1.1 0,04 76,5 170 113 0,69 14,11 2,9 0,5240 2,8 0,961 2720 ±67 2787 ±13
8507.5.1 0,13 77,2 163 115 0,73 14,70 2,9 0,5490 2,8 0,947 2828 ±68 2778 ±15
8507.4.1 0,17 34,1 73 55 0,78 14,27 3,2 0,5380 2,9 0,912 2778 ±72 2761 ±22
8507.6.1 0,14 46,3 106 32 0,31 13,31 3,1 0,5070 2,8 0,928 2648 ±64 2745 ±19
8507.3.1 0,36 52,2 120 79 0,68 12,98 3,1 0,5050 2,8 0,904 2638 ±66 2712 ±22
8507.1.2 0,17 20,9 72 41 0,59 8,51 3,4 0,3359 3,0 0,868 1862 ±52 2687 ±28
8507.2.1 0,07 124 311 105 0,35 11,69 2,8 0,4660 2,7 0,967 2475 ±58 2672 ±12
3542.2.1 0,00 0,94 3,4 0,03 0,01 5,86 10 0,3200 6,9 0,663 1771 ±110 2133 ±140
8507.7.1 0,75 9,53 34 1,2 0,04 4,94 5,6 0,3220 3,4 0,601 1806 ±53 1822 ±81
3542.1.1 0,77 6,32 22 0,44 0,02 4,96 6,7 0,3310 3,7 0,555 1855 ± 60 1775 ±100
Примечание: Номер точки соответствует номеру образца, номеру зерна и кратера. Ошибки для интервала 1а.
Pbc and Pb* - нерадиогенный и радиогенный Pb, соответственно. 1а - ошибка калибровки стандарта — 0,9*3%.
Изотопные отношения скорректированы по измеренному 204Pb. Rho — коэффициент корреляции 207Pb/235U и 206Pb/238U.
D, % — Дискордантность: D=100*{[Возраст(207Pb/206Pb)]/[Возраст(206Pb/238Pb)]-1}.
28
очередь, понижением содержания Th. Содержание U при этом тоже понижается. Такая величина Th/U-отношения характерна для цирконов метаморфического генезиса [5].
Распределение REE и TE в цирконах. Ядра цирконов, относящиеся к древней возрастной группе, характеризуются дифференцированным от легких к тяжелым спектром распределения REE (рис. 3 а), которое отмечается у цирконов магматического генезиса [4]. Однако варьирующая величина положительной Ce-аномалии (Се/Се* от 41 до 2,2; табл. 2) и отрицательной Eu-аномалии, вплоть до ее отсутствия, свидетельствует об определенном влиянии на геохимию цирконов наложенного метаморфизма. Ti-в цирконе термометр для группы магматических цирконов также дает значение температуры (700-850°С; см. табл. 2), более характерное для условий метаморфизма. Содержание Hf не превышает 5730 ppm, что отвечает диапазону значения для цирконов из пород основного состава.
Два циркона с дискордантными значениями возраста около 2670 млн. лет (точки 8507.1.2 и 8507.2.1 см. на рис. 2) резко отличаются по распределению REE (см. рис. 3 б), подтверждая их интерпретацию в качестве метаморфических. Для этих цирконов характерно выположенное распределение всего спектра REE c повышенным содержанием легких REE, редуцированной Се-аномалией и положительной Eu-аномалией
Циркон/Хондрит
в
Рис. 3. Распределение REE в цирконах.
Таблица 2
Содержание редкоземельных и редких элементов (ppm) в цирконах из Кемского массива
Возрастная группа Магматическое событие Архейский метаморфизм Свекофеннский метаморфизм
Точка 8507.1.1 8507.5.1 8507.4.1 8507.6.1 8507.3.1 8507.1.2 8507.2.1 3542.2.1 8507.7.1 3542.1.1
La 0,21 0,01 0,06 0,04 0,05 1,59 4,39 0,06 0,03 0,05
Ce 2,56 0,44 0,79 0,72 1,78 11,5 52,9 0,16 0,11 0,25
Pr 0,32 0,01 0,14 0,04 0,07 2,06 7,90 0,01 0,03 0,02
Nd 2,44 0,21 1,09 0,42 0,71 14,8 54,0 b,d,l, 0,08 0,13
Sm 2,45 0,75 2,09 1,19 0,95 10,4 36,5 0,01 0,08 0,43
Eu 1,47 0,12 0,40 0,22 0,39 8,45 25,4 0,02 0,07 0,20
Gd 8,55 5,61 12,6 7,33 4,86 16,6 47,0 0,06 0,85 3,19
Dy 28,1 24,1 44,5 26,8 22,4 34,9 89,8 1,77 8,07 16,7
Er 57,7 55,8 84,2 60,8 52,9 43,3 108 7,71 22,1 37,2
Yb 107 110 141 119 93,9 71,5 197 15,8 41,7 65,5
Lu 19,3 20,4 24,8 21,5 18,1 12,5 31,8 2,82 7,60 10,1
Li 33,3 15,6 2,60 11,9 13,1 10,2 25,3 0,23 0,84 1,45
Ca 16,0 2,50 4,83 4,45 3,51 32,6 128 0,93 3,88 0,22
Ti 30,5 7,43 15,8 9,33 5,46 14,8 22,3 2,44 3,22 3,16
Sr 0,28 0,31 0,37 0,38 0,29 0,96 3,46 0,74 0,72 0,52
Y 346 370 578 372 307 283 759 45,3 151 259
Nb 98,0 3,39 10,7 8,91 12,5 28,6 21,3 12,9 5,73 6,67
Ba 0,86 1,06 0,77 1,00 0,35 1,50 2,78 0,64 0,72 1,54
Hf 5727 5690 4523 3460 2854 4557 11165 9364 11380 8173
Th 134 120 36,3 33,0 77,1 51,8 81,0 0,08 0,81 0,60
U 278 227 72,6 132 155 115 322 5,31 39,6 26,5
Th/U 0,48 0,53 0,50 0,25 0,50 0,45 0,25 0,01 0,02 0,02
Eu/Eu* 1,0 0,2 0,2 0,2 0,6 2,0 1,9 2,8 0,8 0,5
Ce/Ce* 2,4 41 2,2 4,6 7,0 1,5 2,2 1,8 0,8 1,8
ZREE 231 217 312 238 196 228 655 28 81 134
ZLREE 5,5 0,7 2,1 1,2 2,6 30 119 0,2 0,3 0,4
ZHREE 221 216 308 235 192 179 474 28 80 133
LUN/LaN 882 196289 4072 5521 3348 76 70 444 2143 1925
LUN/GdN 18 29 16 24 30 6 5 407 73 26
SmN/LaN 19 1206 57 51 29 10 13 0,2 4 14
T(Ti),°C 852 717 785 737 692 779 819 632 652 651
(см. табл. 2). Содержание и, Щ Li в рассматриваемых цирконах в целом перекрывается с группой магматических цирконов, что указывает на частичную перекристаллизацию последних в процессе архейского метаморфизма. Значения температуры метаморфизма по Тьв цирконе термометру отвечают гранулитовой фации метаморфизма, локально проявленной в этой части Беломорского подвижного пояса [1].
Третья группа цирконов с конкордантным свекофеннским значением возраста около 1820 млн. лет (см. рис. 1) имеет свой индивидуальный характер распределения REE (см. рис. 3 в). Для них характерно пониженное содержание тяжелых REE (30-130 ppm, см. табл. 2) и Y (45-260 ppm), указывающее на совместную кристаллизацию с гранатом — минералом-концентратором этих элементов [5]. Температура метаморфизма по Ti-в цирконе термометру соответствует амфиболитовой фации (630-650°С; см. табл. 2), что согласуется с параметрами свекофеннского метаморфизма. Близкий состав по редкоземельным и редким элементам был установлен в одновозрастных цирконах (включениях в мегакристалле граната) из расположенного в 40 км к югу Шуерецкого месторождения граната [6]. Для цирконов свекофеннского возраста, парагенных с гранатом, характерно некоторое сходство состава (аномально низкое содержание Th, низкое Th/U-отношение, редуцированные Ce- и Eu-аномалии) с типично эклогитовыми цирконами, в том числе из эклогитов беломорского пояса [7, 8]. Однако в цирконах из эклогитов северо-западной части беломорского пояса с более древним значением U-Pb возраста около 1,9 млрд. лет содержание Y падает до 10 ppm, а сумма HREE не превышает 10 ppm [7]. Для цирконов из эклогитов района Гридино, рассматриваемых как архейские, установлено, что по мере продвижения от центральной части с архейским возрастом к внешней кайме свекофеннского возраста характер спектра распределения REE и содержание Th, Hf и Y становятся максимально соответствующими усредненным данным для типичных цирконов из эклогитов [9]. Следовательно, присутствие парагенетичного с цирконом граната играет свою роль, но не объясняет всех особенностей состава цирконов экло-гитового генезиса.
Заключение. По результатам локального изотопно-геохимического исследования цирконов из габбро-анортозитов Кемского массива определен архейский возраст (около 2,8 млрд. лет) становления интрузии, впервые установленный для дифференцированных габбро-анортозитов Беломорского пояса. Исследование геохимии цирконов в тех же точках, что и определение возраста, позволяет выделить два этапа метаморфизма, наложенного на габбро-анортозиты. Ранний метаморфизм является архейским (около 2,7 млрд. лет), а поздний — протерозойским (свекофеннским) с возрастом около 1,8 млрд. лет. Три разновозрастных события отражаются как в U-Pb изотопной системе цирконов, так и в индивидуальном характере распределения редких и редкоземельных элементов.
Авторы признательны А.К. Худолею (СПбГУ), С.Г. Симакину, Е.В. Потапову (ЯФ ФТИАН), С.Л. Преснякову (ЦИИ ВСЕГЕИ) за содействие в выполнении исследования.
Литература
1. Березин А. В. Архейские габбро-анортозиты беломорского подвижного пояса (БПП): геология и металлогения // Региональная геология и металлогения. 2009. № 39.
2. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V. 120. P. 223-253.
3. Watson E. B., Work D. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2006. V. 151. P. 413-433.
4. Hanchar J. M., Hoskin P. W. O. (eds.) // Zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. V. 53. 500 p.
5. Rubatlo D. Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism // Chemical Geology. 2002. V. 184. P. 123-138.
31
6. Скублов С. Г., Левский Л. К., Марин Ю. Б. и др. Возраст, геохимия минералов и условия образования Шуерецкого месторождения гранатов (Беломорский пояс) // Доклады АН. 2009. Т. 429. № 5. С. 661-667.
7. Скублов С. Г., Балашов Ю. А., Марин Ю. Б. и др. Ц-РЬ возраст и геохимия цирконов из сал-минских эклогитов (месторождение Куру-Ваара, Беломорский пояс) // Доклады АН. 2010. Т. 432. № 5. С. 668-675.
8. Каулина Т. В. Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах. Апатиты: Изд-во КолНЦ РАН, 2010. 144 с.
9. Скублов С. Г., Астафьев Б. Ю., Марин Ю. Б. и др. Новые данные о возрасте эклогитов Беломорского подвижного пояса в районе с. Гридино // Доклады АН. 2011. Т. 439. № 1. С. 795-802.
Статья поступила в редакцию 22 сентября 2011 г.
