CC BY
26
Геология
УДК 550.42
ВОЗРАСТ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ В ЦЕНТРАЛЬНО-ИБЕРИЙСКОЙ ЗОНЕ (ИСПАНИЯ) ПО ДАННЫМ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ КАССИТЕРИТА И АПАТИТА
Н.Г.РИЗВАНОВА1, С.Г.СКУБЛОВ \ Е.В.ЧЕРЕМАЗОВА 2
1 Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук, Санкт-Петербург, Россия 2Mineral Exploration Network Ltd., Кардифф, Великобритания
Результаты изотопно-геохимического исследования методом ступенчатого растворения PbLS касситерита из грейзенов, расположенных в массиве гранитов Логросан (Центрально-Иберийская зона, Испания), и апатита из гидротермальной кварц-апатитовой жилы в экзоконтакте массива гранитов свидетельствуют, что в обоих случаях в интервале 114-126 млн лет фиксируется гидротермальное событие, сопровождавшееся прив-носом свинца. В пределах ошибки определения можно говорить об одном и том же возрасте около 120 млн лет, которому отвечает кристаллизация гидротермального апатита, образование примазок и микровключений в касситерите из грейзенов и проявление Au-As-Sb-Pb рудной минерализации, что требует дальнейшего подтверждения. Ксеногенный циркон из кварц-апатитовой жилы не реагирует на это сравнительно низкотемпературное гидротермальное событие ни появлением новых генераций (оторочек, участков перекристаллизации), ни переуравновешиванием U-Pb изотопной системы. Методом PbLS по заключительным выщелокам касситерита подтвержден возраст образования грейзенов около 305 млн лет, ранее опреде-
~ 40 л /39 а
ленный Ar/ Ar методом по мусковиту.
Ключевые слова: геохимия изотопов, метод ступенчатого растворения, U-Pb метод, Pb-Pb метод, Центрально-Иберийская зона, касситерит, апатит
Как цитировать эту статью: Ризванова Н.Г. Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне (Испания) по данным U-Pb датирования касситерита и апатита / Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова // Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283. DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275
Введение и постановка задачи. Методы изотопной геохимии играют ключевую роль при исследовании природы гидротермальных процессов, решении вопросов времени рудообразова-ния и источников минерального вещества. Датирование гидротермальных процессов основано на прямом датировании минералов гидротермального генезиса. Трудности его проведения заключаются, как правило, в сложной истории формирования датируемых объектов, неоднократном проявлении гидротермальных процессов, часто встречающемся нарушении замкнутости изотопных систем в минералах-геохронометрах, а также в довольно ограниченном наборе минералов, пригодных для датирования. Для определения возраста гидротермально-метасоматических процессов может быть использовано локальное U-Pb датирование кайм циркона, образованных в ходе этих процессов. Для низкотемпературных метасоматитов эффективно датирование Rb-Sr методом слюд и калиевых полевых шпатов ([2] и др.).
Новые перспективы решения проблемы датирования полихронных процессов появились с разработкой метода PbLS - определение изотопного возраста Pb-Pb методом по выщелокам ступенчатого растворения минералов [7, 18]. Свою эффективность метод ступенчатого растворения показал при датировании метаморфогенных минералов [1].
С методической точки зрения интересным объектом для датирования гидротермальных процессов являются разрабатываемые с бронзового века рудные объекты (Sn-W грейзены и фосфатные жилы), территориально приуроченные к гранитному массиву Логросан (Центрально-Иберийская зона, Юго-Западная Испания). Ранее U-Pb методом по циркону был определен возраст кристаллизации гранитов массива - 308 ± 1 млн лет [21]. Возраст грейзенизации, определенный Ar-Ar методом по мусковиту из измененных гранитов и жил с касситеритом, попадает в интервал 308-303 млн лет и согласуется с возрастом внедрения гранитов [16]. Другие определения возраста гидротермальных процессов в районе исследования отсутствуют. Наши попытки определить возраст метасоматитов (четыре пробы с различным минеральными парагенезисами) изохронными Rb-Sr и Sm-Nd методами, к сожалению, не оказались удачными, были получены эрохроны с крайне высокими значениями СКВО и погрешностью определения возраста.
В настоящей работе приводятся результаты датирования U-Pb и Pb-Pb методом ступенчатого выщелачивания касситерита из Sn-W рудных жил (грейзенов), развивающихся по гранитам
Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне..
б
а
Галисийская |8':'«™ |4':'«™
Трас-ос-Мон
Ла Костаназа
4358000
Эль Серанийо
4357000
4356000
Жилы с касситеритом Апатитовые жилы Аплиты Лейкограниты
Микропорфиритовые граниты Порфиритовые граниты Двуслюдные граниты Роговики
Пятнистые филлиты Рекристаллизованные сланцы _ Метаграувакки, сланцы
Рис. 1. Схема геологического строения Центрально-Иберийской зоны (а) и гранитного массива Логросан (б) по данным [8].
Молоточками отмечены места отбора образцов из кварц-касситеритовой жилы в грейзенах (1) и кварц-апатитовой жилы
во вмещающих метаосадках (2)
массива Логросан и апатита из фосфатных жил, расположенных в контактовом ореоле массива Логросан в метаосадках докембрийского возраста. Кроме того, приводятся результаты локального датирования и-РЬ методом циркона, выделенного из фосфатной жилы.
Геологическая характеристика. Район гранитного массива Логросан расположен в южной части Sn-W металлогенической провинции Европейских Варисцид (рис.1, а). Наиболее существенной характеристикой Центрально-Иберийской зоны является повсеместное внедрение гранитных интрузий высокоглиноземистого состава на последней стадии Варисцийского орогенеза. Вмещающие породы представлены метаосадочными толщами неопротерозойского возраста: ме-таграувакками, сланцами, кварцитами и, в меньшей степени, метапесчаниками. Интрузив Логросан (рис.1, б), также именуемый Сан Кристобаль по названию возвышенности, которую он слагает, представляет собой типичный гранитный купол небольшой площади (около 4 км2 на поверхности), сложенный богатыми фосфором фтористыми двуслюдяными гранитами S-типа. Внедрение гранитов привело к образованию контактово-метаморфических изменений во вмещающих метаосадках, представленных внутренней зоной роговиков и внешней зоной пятнистых филлитов и хлоритовых сланцев [10].
Внутригранитный гидротермальный комплекс включает кварц-турмалиновые пегматитовые жилы и зоны грейзенизации мощностью 20-50 см в восточной части массива и секущие штокверки, включающие Sn-(W) минерализацию. Гидротермальные изменения вмещающих гранитов представлены мусковитизацией в интервале 2-10 см от контакта с жилами. Мощность измененных пород возрастает в штокверковых зонах, где имеет место интенсивная грейзенизация. Рудная минерализация в целом представлена касситеритом (первая, оксидно-силикатная стадия рудного процесса) и минералами второй, сульфидной стадии (арсенопиритом, станнином, сфалеритом, халькопиритом и другими) с незначительным количеством минералов танталит-колумбитового ряда и редко встречающимся вольфрамитом [8].
Во вмещающих измененных гранитах касситерит встречается в виде рассеянных гипидио-морфных кристаллов без включений других минералов (первая генерация). В кварцевых жилах касситерит образует зональные, хорошо ограненные дипирамидальные и столбчатые кристаллы (более 5 мм) с включениями сростков №-Та рутила и колумбита (вторая генерация, рис.2, а).
Фосфатное месторождение Ла Костаназа (в настоящее время отработано, на месте выработки организован музей) локализовано в северо-восточной части контактового ореола гранитов массива Логросан (см. рис.1, б). Месторождение представляет собой отдельные кварц-апатитовые жилы и прожилки субвертикального залегания шириной от нескольких сантиметров
до 3 м, послужившие основой для выделения особого «иберийского» типа [10]. Большинство жил имеет изогнутые очертания, характерную штокверковую и брекчиевидную структуру (рис.2, б). Для вмещающих пород сланцево-грауваккового комплекса характерно окварцевание и доломитизация. Кварц часто образует хорошо ограненные друзы. Апатит в основном представлен белым радиально-волокнистым или колло-морфным агрегатом - даллитом, спорадически встречается в виде хорошо ограненных белых призматических кристаллов (рис.2, в). Второстепенные минералы представлены сульфидами (арсенопиритом, халькопиритом, пиритом, марказитом), распространенными обычно на периферии кварц-апатитовых жил, каолинитом, кальцитом, Fe-Mg карбонатом и Fe-Mg оксидами.
Гидротермальный апатит месторождения характеризуется пониженным содержанием Mn, Y, REE, Th, U, Pb и высоким содержанием F (3-6 мас. %) и Sr (до 10 мас. % SrO), что отличает его от апатита магматического генезиса из гранитов массива Логросан, в котором среднее содержание SrO не превышает 0,010,12 мас. % ([10], данные авторов). Удлиненные зерна апатита почти всегда зональны - центральная часть обеднена Sr, внешняя обогащена, возможно, это является свидетельством вторичной перекристаллизации. Установлено, что апатит из обогащенных фосфором прослоев во вмещающих сланцах сланцево-грауваккового комплекса имеет содержание SrO 0,16-0,22 мас. %, что незначительно по сравнению с гидротермальным апатитом месторождения, а содержание REE и в магматическом апатите, и в апатите из метаосадков на порядок выше, чем в гидротермальном апатите [10]. Предполагается, что кварц-апатитовые жилы месторождения образованы за счет гидротермальной переработки апатита осадочного генезиса из сланцев и карбонатных прослоев (источник Sr для гидротермального апатита). В процессе длительной циркуляции гидротермальных флюидов произошел привнос Sr и вынос REE.
Температурный интервал остывания флюидов после образования фосфатных жил оценен в интервале 125-350 °С по результатам исследования флюидных включений в кварце, арсенопири-товый геотермометр позволил оценить пиковую температуру образования жил равной 440 °С [10]. Прямое датирование гидротермального апатита U-Pb методом ранее не проводилось из-за экстремально низкого содержания U и Th. Однако на основании ряда фактов было сделано предположение об отсутствии генетической и временной связи между образованием фосфатных жил и процессом внедрения гранитов массива Логросан. Была предположена приуроченность гидротермального апатита к мезозойскому периоду активизации с возрастом в интервале 201-120 млн лет. В это время в Центрально-Иберийской зоне повсеместно происходило образование F-Ba полиметаллических руд в схожих термальных условиях [10].
В Центрально-Иберийской зоне также известны Au-Sb рудопроявления. Проведенное геологоразведочной компанией Mineral Exploration Network Ltd. геохимическое опробование рыхлых отложений выявило контрастные аномалии по Sb и As, что позволило оценить масштаб минерализации. В ходе исследования образцов руды и зерен шлихового золота диагностированы галенит и сульфоантимониты свинца (буланжерит, джемсонит), а также включения ауростибита и срастания
Рис.2. Внешний вид исследованных пород: а - кварц-касситеритовая друза из грейзенов,
образец из музея в пос. Логросан; б - кварц-апатитовая жила в обнажении и под электронным микроскопом; в - изображение в обратно-отраженных электронах
субграфического (губчатого) золота с бертьеритом и окислами сульфосолей Sb и Pb, что дает основание предполагать парагенезис, включающий две стадии минералообразования: раннюю кварц-золото-антимонит-бертьеритовую и позднюю кварц-сульфосольную с ауростибитом [4, 17].
Результаты и их обсуждение.
Датирование касситерита. Касситерит, как и рутил, относится к одной группе минералов -группе рутила (М4+О2). Однако по сравнению с рутилом, который достаточно давно и успешно используется в качестве минерала-геохронометра, известно считанное количество работ, посвященных изотопному датированию касситерита как классическим методом TIMS, так и локальным методом LA-ICP-MS (см. обзор в [6]).
При изучении касситерита возникают сложности, связанные с трудностью химического разложения этого минерала при пробоподготовке, особенно это касается образцов «молодого» возраста [5, 9]. Авторы упомянутых работ предварительно отмывали образцы изучаемого касситерита в растворе 7М HCl или в смеси 7M HC1/7M HNO3 для удаления значительного количества обыкновенного свинца. Эта процедура позволила существенно повысить отношение 206Pb/204Pb.
Известно, что большинство минералов является многофазной системой относительно распределения РЬоб (обыкновенного) и РЬрад (радиогенного) в зонах роста, измененных участках минерала, которые возникли при воздействии наложенных процессов, а также из-за наличия микровключений минералов, захваченных при кристаллизации. Гетерогенные зоны касситерита по-разному реагируют на воздействие кислот, благодаря чему на разных ступенях растворения в растворе оказывается Pb с различным соотношением компонент РЬоб и РЬрад. Поэтому для получения дополнительной информации о распределении РЬоб и РЬрад нами были проанализированы кислотные выщелоки, использованные для отмывания касситерита.
Аналитическая методика. Предварительно отмытые в ультразвуковой ванне кристаллы касситерита из образца жилы грейзенов S-1 были тщательно растерты. Проведены две серии экспериментов с последовательными выщелачиваниями касситерита различными растворами кислот при варьирующей продолжительности экспозиции (табл.1).
Таблица 1
Результаты U-Pb изотопных исследований касситерита S-1
№ п/п Условия обработки Изотопные отношения
206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb 238U/204Pb
I серия; 110 мг
1 L-1, 6N HCl, 60 °C, 2 ч 19,005 (0,06) 15,679 (0,09) 38,290 (0,12) 22,230 (0,37)
2 L-2, 4N HBr, 60 °C, 4 ч 19,716 (0,29) 15,806 (0,17) 38,626 (0,19) 69,033 (2,64)
3 L-3, 15N HNO3, 60 °C, 48 ч 32,793 (1,20) 16,264 (0,92) 38,412 (0,92) 722,96 (1,98)
4 L-4, HF + HNO3, 220 °C, 384 ч 517,37 (0,86) 41,510 (0.80) 38,422 (0.75) Не опр.
II серия; 300 мг
5 L-1, 3N HCl, 60 °C, 1 ч 18,966 (0,06) 15,663 (0,09) 38,253 (0,12) 21,730 (0,60)
6 L-2, 8N HBr, 60 °C, 2 ч 19,436 (0,07) 15,685 (0,09) 38,312 (0,12) 37,810 (0,35)
7 L-3, 15N HNO3, 220 °C, 16 ч 25,941 (0,20) 16,016 (0,12) 38,373 (0,14) 275,90 (0,63)
8 L-4, 10N HCl, 220 °C, 256 ч 286,33 (0,78) 16,264 (0,92) 39,948 (0,34) 4997,5 (0,85)
9 L-5, HF + HNO3, 220 °C, 528 ч 855,40 (0,55) 59,466 (0,49) 39,844 (0,42) 16709 (0,56)
Примечания. Изотопные отношения скорректированы на холостой опыт и фракционирование. В скобках приведена погрешность измерения (±2а) в процентах.
Растворы после каждой кислотной обработки собирались в бюксы, выпаривались, переводились в бромидную форму. Остатки дважды промывались водой, высушивались и использовались для следующей кислотной обработки.
В результате серии последовательных обработок навесок касситерита не было достигнуто полного разложения образца. Все выщелоки были использованы для определения изотопного со-
208 23 5
става свинца и после добавления смешанного индикатора РЬ- и для определения содержания свинца и урана. Выделение РЬ и и из касситерита проводилось на ионообменной смоле в НБг форме по методике [14] с последующим выделением и на смоле ШЕУА. Лабораторное загрязнение при исследованиях не превышало 0,05 нг РЬ.
Изотопные отношения свинца и урана были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов в ИГГД РАН. Расчеты изотопных отношений и U-Pb возраста касситерита были выполнены по стандартной методике с погрешностью измерения Pb/U отношений (2о) по программам К.Ладвига [12, 13]. Следует обратить внимание, что правомерным использование выщелоков для рассмотрения U-Pb системы можно считать лишь при допущении, что растворение является конгруэнтным и фракционирования свинца и урана не происходит.
Результаты. Первые три выщелока в первой и во второй серии экспериментов имеют низкие 206Pb/204Pb отношения (в интервале 19,0-32,8, табл.1). Расчеты и построения проводились в координатах 235U/204Pb -206Pb/204Pb. При использовании для расчетов данных для выщелоков 1, 2, 3, 5 и 6 фигуративные точки образуют эрохрону с параметрами: возраст 126 ± 5млн лет, СКВО = 179 (рис.3, а). Добавление данных по выще-локу 7 увеличивает ошибку определения возраста (129 ± 24 млн лет) и СКВО = 752, однако возрастной диапозон остается прежним.
Последующая кислотная обработка касситерита позволила получить выщелоки с более высоким содержанием радиогенного свинца (206Pb/204Pb отношение попадает в интервал 286-855). По данным для трех выщелоков 7, 8 и 9 (табл.1) в координатах 206Pb/204Pb - 207Pb/204Pb построена изохрона с возрастом 303 ± 3 млн лет (СКВО = 1,8, рис.3, б). Включение в расчет выщелока 4 увеличивает ошибку определения возраста (298 ± 47 млн лет, СКВО = 3,8). Высокая величина среднеквадратичного отклонения подтверждает наличие в касситерите не менее двух разновозрастных компонент радиогенного Pb.
Таким образом, в результате серии последовательных кислотных выщелачиваний касситерита удалось получить два значения возраста. Значение возраста 303 ± 3 млн лет можно приписать времени образования касситерита. Этот возраст согласуется с возрастом магматического циркона из гранитов массива Логросан 308 ± 1 млн лет [10] и с 40Ar/39Ar возрастом от 308 до 303 млн лет, определенным для мусковита из Sn-W рудоносных жил грейзенов, секущих граниты массива и содержащих исследованный нами касситерит [16].
По-видимому, в результате выщелачивания касситерита на трех первых стадиях кислотной обработки (табл.1) преимущественно удаляются внешние примазки и микровключения иных минеральных фаз, содержащие значительные количества обыкновенного свинца. Этот привнесенный в касситерит чужеродный свинец можно приписать второй (поздней) стадии гидротермальной активности с возрастом 201-120 млн лет, связанной с раннеюрским рифтингом и толеитовым магматизмом и приводящей к возникновению F-Ba-Pb-Zn рудных жил в пределах Цетрально-Иберийской зоны [10]. Полученный по первым выщелокам для касситерита возраст 126 ± 5 млн лет попадает в указанный временной интервал.
Датирование апатита. Образец монофракции апатита Р-1 был отобран из свежего скола главной кварц-апатитовой жилы месторождения Ла Костаназа, секущей неопротерозойские ме-таосадочные породы. По классификации гидротермального апатита, предложенной в [10], исследованный нами апатит принадлежит к фибролитовой разновидности.
Аналитическая методика. Для изотопных исследований выделенный из образца Р-1 апатит был дополнительно дочищен под бинокуляром. Отобрать зерна апатита, абсолютно свободные от
pl 2 28
Рч
16
Возраст 126 ± 5 млн лет Первичное 206Pb/204Pb = 18,54 ± 0,23 СКВО = 179
200
400
?8U/204Pb
600
800
60
240 Рч
20
200
400 600
206Pb/204Pb
800 1000
Рис.3. Результаты изотопно-геохимического исследования касситерита ^-1): а - график в координатах 238и/204РЬ - 206РЬ/204РЬ,
первые выщелоки; б - график в координатах 206РЬ/204РЬ - 207РЬ/204РЬ, последующие выщелоки. Размер значков не соответствует ошибкам измерения
а
0
б
0
0
Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне.
включений, не удалось. Изотопный анализ Pb и U валовой навески апатита 1 (табл.2) показал в нем высокое содержание обыкновенного свинца (206Pb/204Pb = 20,7). Было принято решение применить ступенчатое выщелачивание для того, чтобы попытаться выделить Pb с различным соотношением компонент Pb^ и Pbw. Для этого новая навеска апатита (I серия; 90 мг) была дважды обработана 3N HCl по 1 ч при температуре 20 °C. Первый выщелок не был промерен, для изотопного анализа использован второй выщелок. Третья навеска апатита (II серия; 143 мг) была подвергнута последовательному выщелачиванию при температуре 20°С в 1,5N HCl в течение 2 ч (выщелок 3) и 1 ч (выщелок 4). Следует отметить, что в результате многоступенчатого выщелачивания во всех сериях экспериментов навеску апатита не удалось растворить полностью, что говорит о его измененной структуре и наличии примесей микровключений. Проведенный микро-зондовый анализ нерастворенного остатка показал, что он состоит из кварца и единичных зерен гояцита (алюмофосфата стронция).
Таблица 2
Результаты U-Pb изотопных исследований апатита Р-1
№ п/п Условия обработки Изотопные отношения 206Pb/238U возраст, млн лет
206Pb/204Pb* 207Pb/204Pb" 208Pb/204Pb* 238U/204Pb 206Pb/238Ub
1 Вал апатита 20,696 (0,46) 15,775 (0,17) 39,523 (0,24) 59,480 (3,50) 0,01719 (6,70) 109,2 ± 6,8
2 |3N HCl, 20 °C, 1
1,5N HCl, 20 °C, 2 ч 1,5N HCl, 20 °C,1 ч Плагиоклаз
19,832 (0,22)
20,656 (0,36) 20,324 (0,36) 19,697 (0,54)
I серия; 90 мг 15,740 (0,13) | 39,141 (0,17) II серия; 143 мг
8,916 (4,12) 0,01779 (26,6) 108,7 ± 28
15,764 (0,32) 15,790 (0,20) 15,217 (0,02)
39,373 (0.33) 39.229 (0.24)
52,466 (1.44) 35.034 (2,70)
0,01874 (6,80) 0,01857 (9,25)
118,8 ± 6,8 117,3 ± 9,4
Примечания: а - изотопные отношения, скорректированные на холостой опыт и фракционирование; Ь - изотопные отношения, скорректированные на холостой опыт, фракционирование и обычный РЬ.
ч
Результаты. Результаты, полученные для апатита, отобранного для I и II серий экспериментов, представлены в табл. 2. Значимого различия в отношениях 207РЬ/204РЬ и 206РЬ/204РЬ в выщело-
ках отмечено не было, поэтому был построен график в координатах 238и/204РЬ -
206Pb/204Pb
вой
206
(рис.4). По четырем точкам (вал и три выщелока апатита, табл. 2) возраст оценивается как 114 ± 8 млн лет (СКВО = 1,9). Большая величина среднеквадратичного отклонения указывает на то, что вал апатита достаточно гетерогенен и может содержать унаследованные компоненты. Полученное при расчете возраста первичное отношение 206РЬ/204РЬ в апатите равно 19,680 ± 0,049.
Проанализирован выделенный из образца апатито-илы плагиоклаз, изотопное отношение РЬ/204РЬ в котором составило 19,697. Взятая на первичный состав свинца поправка позволила рас-
ЛА/' ЛЛ П
считать возраст апатита по отношению РЬ/ и, среднее значение по четырем точкам которого составило 114 млн лет (табл.2). Возраст, рассчитанный в координатах Тера - Вассербурга, составил 111 ± 12 млн лет (СКВО = 0,023).
Полученные результаты можно рассматривать как предварительные. Более приближенное к идеальному выделение монофракции апатита и использование предложенного подхода датирования с применением серии последовательных выщелачиваний могли бы существенно прояснить историю образования кварц-апатитовых жил. Тем не менее, предположение о мезозойском (201-120 млн лет), оторванном
20,9 20,7 20,5 20,3 20,1 19,9 19,7 19,5
Возраст 114 ± 8 млн лет Первичное 206Pb/204Pb = 19,680 ± 0,049 СКВО = 1,9
0
20
40
238U/204Pb
60
80
Рис.4. Результаты изотопно-геохимического исследования апатита (Р-1) в координатах 8и/204РЬ - 206РЬ/204РЬ. Эллипсы ошибок измерения
соответствуют 2о, включая погрешность константы распада
0,07
0,06
0,05
0,04
б
500
600
1000
206pi/238
во времени от становления гранитов массива 0 08 Логросан, возрасте образования гидротермальных фосфатных жил, высказанное по ряду косвенных признаков в работе [10], находит независимое подтверждение PbLS методом датирования.
Датирование циркона. Из кварц-апатитовой жилы Р-1 было выделено около 25 зерен и обломков зерен циркона, из них 15 - достаточно крупных для проведения датирования.
Аналитическая методика. Датирование циркона U-Pb методом проводилось в ЦИИ ВСЕГЕИ на ионном микрозонде SHRIMP-II по стандартным методикам [20]. Для выбора точек анализа использовались изображения зерен циркона в проходящем свете, в режиме катодо-люминесценции (CL) и обратно-отраженных электронов. Содержание REE и редких элементов в цирконе определялось в точках, которые ранее были продатированы U-Pb методом (16 точек), на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН по методикам, приведенным в работах [3, 11]. Размер исследуемого участка минерала не превышал в диаметре 15-20 мкм; относительная ошибка измерения для большинства элементов составляла 10-15 %; порог обнаружения элементов в среднем равнялся 10 ppb. При построении спектров распределения REE состав циркона нормировался на состав хонд-рита CI [15]. Оценка температуры кристаллизации циркона выполнена с помощью термометра Ti-в цирконе [19].
Результаты. Зерна циркона в основном короткостолбчатые, с размером по длинной оси не более 100 мкм. Характерна четко выраженная ростовая осцилляционная зональность в темно-серых тонах в CL, реже отмечается сек-ториальная зональность. Каких-либо явно выраженных кайм и оторочек, а также зон перекристаллизации циркона не обнаружено.
На диаграмме с конкордией Тера - Вассер-бурга фигуративные точки циркона, выделенного из образца кварц-апатитовой жилы Р-1, занимают по индивидуальным значениям 238U/206Pb возраста интервал от 550 до 915 млн лет (рис.5, а), одна точка циркона имеет возраст около 2016 млн лет. На диаграмме относительной распространенности отметкой около 610 млн лет (рис.5, б). По пяти точкам циркона, относящихся к этому пику, рассчитывается конкордантный возраст 606 ± 7 млн лет.
Ранее [21] при локальном датировании методом LA-ICP-MS циркона из гранитов массива Логросан для 40 % зерен был определен U-Pb возраст более древний, чем можно предполагать для гранитов Варисцид. Подавляющая часть ксеногенного, видимо захваченного из метаосадоч-ного комплекса, который прорывали граниты массива, циркона показала возраст в интервале
700 800 900 U возраст, млн лет
10000
1000
а ч к о X
!й
о «
л к
л
100
10
0,1
— Р-1-1,1 — Р-1-2,1 Р-1-3,1 Р-1-4,1 Р-1-5,1 Р-1-6,1 Р-1-6,2 Р-1-7,1 Р-1-8,1 Р-1-9,1
— Р-1-10,1 Р-1-11,1 Р-1-12,1 Р-1-13,1 Р-1 -141-*- Р-1-15,1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu
Рис.5. Результаты изотопно-геохимического исследования циркона (P-1): а - график с конкордией Тера - Вас-сербурга; б - вероятностный график для 206Pb/238U возраста; в - спектры распределения REE в цирконе
238U/206Pb возраста в цирконе отчетливо выделяется пик с
550-847 млн лет, по единичным зернам был получен палеопротерозойский возраст [21]. Сравнение спектров распределения возрастов для захваченного гранитами массива Логросан циркона и циркона из неопротерозойского метаосадочного сланцево-грауваккового комплекса (по многочисленным литературным источникам) показало их высокую степень соответствия. Примечательно, что в метаосадках явно преобладает циркон с возрастом около 600 млн лет (рис. 10 в работе [21]). Очевидно, что продатированный нами циркон из фосфатной жилы полностью является захваченным из вмещающих пород сланцево-грауваккового комплекса. Термальное событие с возрастом около 308 млн лет (внедрение гранитов) и последующие за ним гидротермальные процессы, фиксируемые PbLS методом, никак не отразились на U-Pb изотопной системе ксеногенно-го циркона неопротерозойского возраста, выделенного из кварц-апатитовой жилы.
Характер распределения REE в цирконе из фосфатной жилы соответствует его детритовой природе. Спектры распределения REE сильно дифференцированы с увеличением от легких к тяжелым REE при общем содержании REE в районе 1300 ppm, проявлены четко выраженные положительная Се-аномалия и отрицательная Eu-аномалия (рис.5, в). Содержание Hf в цирконе в среднем составляет около 9000 ppm, Y - 2000 ppm, P - 400 ppm, Li - 17 ppm. Температура кристаллизации циркона, рассчитанная по термометру Ti-в цирконе [19], составляет в среднем 740 °С. Такие особенности состава циркона по редким элементам однозначно указывают на его коровое происхождение из кислых магматических расплавов. Геохимические характеристики не имеют следов каких-либо гидротермальных процессов, с которыми связано образование фосфатных жил.
Заключение. Таким образом, результаты изотопно-геохимического исследования методом ступенчатого растворения PbLS касситерита из грейзенов, расположенных в массиве гранитов Логросан (Центрально-Иберийская зона), и апатита из гидротермальной кварц-апатитовой жилы в экзоконтакте массива гранитов свидетельствуют, что в обоих случаях в интервале 114126 млн лет фиксируется гидротермальное событие, сопровождавшееся привносом свинца. В пределах ошибки определения можно говорить об одном и том же возрасте около 120 млн лет, которому отвечает кристаллизация гидротермального апатита, образование примазок и микровключений в касситерите из грейзенов и проявление Au-As-Sb-Pb рудной минерализации, что требует дальнейшего подтверждения. Ксеногенный циркон из кварц-апатитовой жилы не реагирует на это сравнительно низкотемпературное гидротермальное событие ни появлением новых генераций (оторочек, участков перекриталлизации), ни переуравновешиванием U-Pb изотопной системы. Методом PbLS по поздним выщелокам касситерита подтвержден возраст образования грейзенов около 305 млн лет, определенный 40Ar/39Ar методом по мусковиту [16].
Благодарность. Авторы благодарят О.Л.Галанкину, Е.С.Богомолова (ИГГД РАН), С.Г.Симакина, Е.В.Потапова (ЯФ ФТИАН) и коллег из ЦИИВСЕГЕИза проведение аналитических работ. Исследование выполнено при финансовой поддержке Минобрнауки России в рамках базовой проектной части государственного задания в сфере научной деятельности № 5.9248.2017/ВУ на 2017-2019 гг.
ЛИТЕРАТУРА
1. Возможности и ограничения Pb-Pb датирования метаморфогенных минералов с применением метода ступенчатого растворения / О.А.Левченков, Н.Г.Ризванова, А.Ф.Макеев и др. // Геохимия. 2009. № 11. С. 1123-1137.
2. Изохронное Rb-Sr датирование процессов позднепалеозойского эпитермального рудогенеза на примере месторождения золота Кайрагач (Кураминский рудный район, Срединный Тянь-Шань) / И.В.Чернышев, В.А.Коваленкер, Ю.В.Гольцман и др. // Геохимия. 2011. № 2. С. 115-128.
3. Федотова А.А. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях / А.А.Федотова, Е.В.Бибикова, С.Г.Симакин // Геохимия. 2008. № 9. С. 980-997.
4. Черемазова Е.В. Минералого-геохимические особенности Au-Sb оруденения на участке Агихонкийо (Эстремадура, Испания) / Е.В.Черемазова, К.А.Новоселов, Ю.Л.Светлова // Региональная геология и металлогения. 2016. № 68. С. 100-107.
5. A precise U-Pb age on cassiterite from the Xianghualing tin-polymetallic deposit (Hunan, South China) / S.Yuan, J.Peng, R.Hu et al. // Mineralium Deposita. 2008. Vol. 43. P. 375-382.
6. Cassiterite LA-MC-ICP-MS U/Pb and muscovite 40Ar/39Ar dating of tin deposits in the Tengchong-Lianghe tin district, NW Yunnan, China / X.-C.Chen, R.-Z.Hu, X.-W.Bi et al. // Mineralium Deposita. 2014. Vol. 49. P. 843-860.
7. Frei R. Single mineral Pb-Pb dating / R.Frei, B.S.Kamber // Earth and Planetary Science Letters. 1995. Vol. 129. P. 261-268.
8. Geology and gravity modeling of the Logrosan Sn-(W) ore deposits (Central Iberian Zone, Spain) / E.Chicharro, T.Martin-Crespo, D.Gomez-Ortiz et al. // Ore Geology Reviews. 2015. Vol. 65. P. 294-307.
9. Gulson B.L. Cassiterite: Potential for direct dating of mineral deposits and a precise age for the Bushveld complex granites / B.L.Gulson, M.T.Jones // Geology. 1992. Vol. 20. P. 355-358.
10. Hidrothermal phosphate vein-type ores from the southern Central Iberian Zone, Spain: Evidence for their relationship to granites and Neoproterozoic metasedimentary rocks. E.Vindel, E.Chicharro, C.Villaseca et al. // Ore Geology Reviews. 2014. Vol. 62. P. 143-155.
11. Hinton R. W. The chemistry of zircon: variations within and between large crystals from syenite and alkali basalt xenoliths / R.W.Hinton, B.G.J.Upton // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1991. Vol. 55. P. 3287-3302.
12. Ludwig K.R. PbDat 1.21 for MS-dos: A computer program for IBM-PC Compatibles for processing raw PbU-Th isotope data. Version 1.07. U.S. Geological Survey, Open-File Report 88-542, 1991. 35 p.
13. Ludwig K.R. Isoplot/Ex 3. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center. Special publication N 4. 2003. 74 p.
14. Manhes G. Comparative uranium-thorium-lead and rubidium-strontium study of the Severin amphoterite: consequences for early Solar system chronology / G.Manhes, J.E.Minster, C.J.Allegre // Earth and Planetary Science Letters. 1978. Vol. 39. P. 14-24.
15. McDonough W.F. The composition of the Earth / W.F.McDonough, S.S.Sun // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 223-253.
16. Origin, ore forming fluid evolution and timing of the Logrosan Sn-(W) ore deposits (Central Iberian Zone, Spain) / E.Chicharro, M.-C.Boiron, J.A.Lopez-Garcia et al. // Ore Geology Reviews. 2016. Vol. 72. P. 896-913.
17. Primary Au prospecting results in the Logrosan area (Central Iberian Zone, Spain) / E.Cheremazova, S.Skublov, K.Novoselov et al. // Journal of Iberian Geology. 2015. Vol. 41. P. 223-232.
18. Single mineral dating by the Pb-Pb step-leaching method: Assessing the mechanisms / R.Frei, J.D.Kramers, W.J.Przybylowicz et al. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1997. Vol. 61. P. 393-414.
19. Watson E.B. Crystallization thermometers for zircon and rutile / E.B.Watson, D.A.Wark, J.B.Thomas // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2006. Vol. 151. P. 413-433.
20. Williams I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. Vol. 7. P. 1-35.
21. Zircon U-Pb and Hf isotopic constraints on the genesis of a post-kinematic S-type Variscan tin granite: the Logrosan cupola (Central Iberian Zone) / E.Chicharro, C.Villaseca, P.Valverde-Vaquero et al. // Journal of Iberian Geology. 2014. Vol. 40. P. 451-470.
Авторы: Н.Г.Ризванова, канд. геол.-минерал. наук, старший научный сотрудник, rizng@mail.ru (Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук, Санкт-Петербург, Россия), С.Г.Скублов, д-р геол.-минерал. наук, главный научный сотрудник, skublov@yandex.ru (Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук, Санкт-Петербург, Россия), Е.В.Черемазова, геолог, kate@kareliangold.com (Mineral Exploration Network Ltd., Кардифф, Великобритания).
Статья принята к публикации 14.02.2017.
