CC BY
22
УДК 552.11:621.039.86
возрастная и генетическая идентификация пород ХОРАшРшГО
массива: Sm-Nd 10-Т1М5 И ы-пь SHRIMP-ii ограинмення
Ю. Л. Ронкин, К. С. Иванов, О. П. Лепихина
Институт геологии и геохимии им. акад. А. Н. Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург
Рассматриваются Sm-Nd (породы платиноносной ассоциации) и «in situ» U-Pb (цирконы гранитоида) систематики Хорасюрского массива, являющегося северным окончанием меридионально ориентированной последовательности из четырнадцати ультраба-зит-базитовых комплексов, представляющих Платиноносный пояс Урала. Sm-Nd данные оливиновых габбро, габбро-норита и ам-фиболового габбро платиноносной ассоциации выявили изохронную зависимость (СКВО = 0.29), определяющую изотопный возраст 565 ± 50 млн лет (доверительный уровень 95 %) с вероятностью соответствия 0.75. Полученный нами возраст существенно древнее ранее предполагавшегося по результатам геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями в других районах. Вычисленные по девяти образцам высокие величины sNd(t), равные +8.8 4- +9.0, накладывают существенные ограничения на имеющиеся модельные построения, касающиеся формирования пород платиноносной ассоциации приполярного сектора Урала, и позволяют предполагать в качестве ее субстрата значительно истощенный источник. Полученные по цирконам из гранитоида верхнетагильского субкомплекса U-Pb данные на графике в координатах 206Pb/238U — 207Pb/235U демонстрируют наличие нескольких возрастных кластеров в диапазоне 257—2022 млн лет по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/206Pb соответственно. Мультимодальный характер возрастов цирконов свидетельствует о том, что рассматриваемые образования имели значительно более сложную геологическую историю, чем это предполагалось ранее.
Ключевые слова: Платиноносный пояс Урала, Хорасюрский массив, Sm-Nd и U-Pb изотопные системы.
THE AGE AND GENETIC iDENTiFiCATiON OF THE KHORASYUR MASSIF ROCKS: Sm-Nd iD-TiMS & U-Pb SHRiMP-ii CONSTRAiNS
Y. L. Ronkin, K. S. Ivanov, O. P. Lepikhina
Zavaritskii Institute Geology and Geochemistry of the Urals branch of the Russian Academy Sciences, Ekaterinburg
It has been studied Sm-Nd (platiniferous association rocks) and «in situ» U-Pb (zircon granitoid) systems of the Khorasjur massif, being the northern termination of meridionally focused sequence from 14 mafic-ultramafic complexes presenting the Urals Platinum-bearing belt. The Sm-Nd data for olivine gabbro, gabbro-norite and amphibole gabbro of the platiniferous association exposed isochron dependence (MWSD = 0.29) defining isotope age as 565 ± 50 Ma (95 % confidential level) with probability of fit 0.75. The age obtained is sufficiently older than the earlier supposed one according to the results of geological observations and correlation with analogical formations of other provinces of Late Ordovician — Late Silurian time. The calculated for 9 whole rocks samples high values of sNd = +8.8 4- +9.0 impose certain constrains to the available modelling constructions concerning the formation of the platiniferous association rocks of the Cispolar Urals sector assuming as a substratum a considerably depleted source. The obtained U-Pb data for the zircons of the Verkhnetagil subcomplex granitoids at the plot in coordinates 206Pb/238U — 207Pb/235U demonstrate the presence of a number of age clusters within the range of 257—2022 Ma as relate to 206Pb/238U and 207Pb/206Pb accordingly. The revealed multimodal character of zircon ages testifies to the fact that the formations considered had much more complicated geological history than it had been supposed earlier.
Keywords: the Platinum-bearing belt of the Urals, Khorasyur massif, Sm-Nd and U-Pb isotope systematic.
Формулировка проблемы. Хорасюрский массив (ХМ), выделенный в 1972 г. авторами работ [5, 8], является северным окончанием меридионально ориентированной последовательности из четырнадцати (рис. 1, А) ультрабазит-базито-вых комплексов, представляющих Платиноносный пояс Урала [2, 4 и др.]. В соответствии с опубликованными сведениями в ряде статей [12, 13 и др.] и результатами геологического доизучения масштаба 1:200000
(лист Р-41-1) в пределах ХМ выделяются субкомплексы (рис. 1, Б): ран-несреднеордовикские — салатим-ский дунит-гарцбургитовый и габ-бровый; позднеордовикско-позд-несилурийские — качканарский дунит-клинопироксенит-габбровый, тагилокытлымский габбро-норито-вый и верхнетагильский габбро-дио-рит-плагиогранитовый; среднепозд-недевонский ауэрбаховский габбро -диорит-гранодиоритовый; поздне-девонско-раннекаменноугольный
долеритовый. Однако в силу ряда причин вышеотмеченные магматические комплексы были изучены весьма поверхностно. Так, например, в работе В. Р. Шмелева [13] была сделана неубедительная, на наш взгляд, попытка выделить здесь четыре типа гранитоидов (плагиограни-ты коллизионного типа, низкостронциевые гранитоиды офиолитового комплекса и др.). Состав и взаимоотношения пород в этой статье практически не описаны, возраст пород не
Рис. 1. Локализация массивов Платиноносного пояса в структуре Урала и геологическая схема Хорасюрского массива. А — контуры массивов [2]: 1 — Ревдинского, 2 — Тагильского, 3 — Баранчинского, 4 — Арбатского, 5 — Качканарского, 6 — Павдинского, 7 — Кытлымского, 8 — Княспинского, 9 — Кумбинского, 10 — Денежкинского, 11 — Помурского, 12 — Чистопского, 13 — Ялпинг-Ньерского, 14 — Хорасюрского. Заштрихованными прямоугольниками отображены листы, по которым выполнена геологическая съемка; Б — схема [13] геологического строения зоны Главного Уральского разлома (Приполярного сегмента), вмещающей Хорасюрский массив: 1 — рифейско-нижнепалеозойские комплексы палеоконтинентального сектора; 2 — польин-ский терригенно-сланцевый рифтогенно-батиальный комплекс (03); 3 — мезо-кайнозойские платформенные отложения; 4 — вулканогенно-осадочные островодужные образования типа Тагильской мегазоны (81—03); 5 — девонский диорит-гранодиоритовый (ауэрбаховский) комплекс; 6 — позднесилурийские плагиогранитоиды (верхнетагильский комплекс); 7 — плаги-огранитоиды коллизионного типа; 8—10 — породы платиноносной ассоциации: 8 — габбро-нориты и оливиновые габбро-нориты (тагилокытлымский комплекс), 9 — кальциевые уль-трабазиты и оливиновые габброиды (качканарский комплекс), 10 — амфиболовое габбро; 11—13 — породы офиолитовой ассоциации: 11 — дунит-гарцбургитовый (салатимский) комплекс, 12 — габброидный комплекс, 13 — диабазовый дайковый комплекс; 14 — серпенти-нитовый меланж с блоками пород офиолитовой ассоциации и польинского комплекса; 15 — границы (а — линия ГУГР, б — между геологическими подразделениями, в — между типами пород); 16 — граница между блоками с деформированным (северная часть) и недеформиро-ванным субофитовым слабо деформированным (южная часть) строением; 17 — локализация
и номера изученных проб
установлен, а основанием для расчленения гранитоидов района были лишь единичные геохимические анализы. Поскольку цитируемая выше привязка к абсолютной шкале летоисчисления была осуществлена на основании геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями в других районах, актуальность датирования перечисленных выше образований методами изотопной геологии не вызывает сомнений.
Образцы (рис. 1, Б). Для изотопных исследований были использованы девять проб (номера в скобках), представляющих: платиноно-сную ассоциацию — оливиновые габбро (Х10, X17D), габбро-норит (Х17), амфиболовое габбро (Х19В), а также гранитоиды верхнетагильского (Х12, Х10-2, Х14) и ауэрба-ховского (Х15, Х16) субкомплексов. Образцы были предоставлены ОАО «Сосьвапромгеология» в рамках выполнения субподрядного договора, в котором предусмотрены равные права на опубликование результатов изотопно-геохронологических исследований по теме «Геологическое доизучение масштаба 1:200000 Семьинской площади». Изучалась Sm-Nd систематика образцов в целом, и проводилось локальное U-Pb датирование цирконов, выделенных из гранитоида верхнетагильского субкомплекса.
Аналитические процедуры. Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd осуществлялось масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID) путем анализа соответствующих смесей образцов и смешанного трассера 150Nd + 149Sm с помощью твердофазного мультиколлекторного анализатора (TIMS) Finnigan MAT-262 в статическом режиме. Для двух образцов (Х14, Х19В) было дополнительно выполнено «прямое» определение отношения 143Nd/144Nd. Погрешности для отношений 147Sm/144Nd и 143Nd/144Nd не превышали 0.2 и 0.003 % (± 2ст) соответственно. U-Pb локальное датирование цирконов было выполнено с помощью вторично-ионного микрозонда высокого разрешения SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) по методике, описанной в работе И. Вильямса [18].
Экспериментальные данные. Sm-Nd изотопные данные и их графическая интерпретация представлены в табл. 1 и на рис. 2. Аппроксимация Sm-Nd систематики для пород пла-тиноносной ассоциации, т. е. оливи-нового габбро (обр. Х10, X17D), габ-бро-норита (Х17) и амфиболового габбро (Х19В), выявила изохронную зависимость (СКВО = 0.29), определяющую изотопный возраст 565 ± 50
ВеапНии, февраль, 2012 г., № 2
Sm-Nd ID-ТIMS данные валовых проб из Хорасюрского массива Т а б л и ц а 1
Образец; порода Sm, ррт Ш, ррт 14^т/144Ш ±2а 143ш/144ш ±2а еш(0) Т ою млн лет
Ауэрбаховский массив
Х15, гранитоид Х16, монцодиорит 2.99 6.22 13.6 27.0 0.1335 0.1394 0.0007 0.0006 0.512883 0.512898 0.000015 0.000015 4.8 5.1 9.0 8.9 511 521
Верхнетагильский массив
Х12, гранитоид Х14, - « - Х10-2, плагиогранит 3.15 4.32 4.66 13.,5 18.0 18.0 0.1414 0.1456 0.1563 ООО 000 ООО ООО оо оо оо 0.512928 0.512919* 0.512936 0.000026 0.000026 0.000026 5.7 5.5 5.9 9.0 8.9 8.8 472 522 564
Платиноносная ассоциация
Х19В, габбро амиболовое 0.35 1.35 0.1550 0.0008 0.512935* 0.000015 5.8 8.9 574
Х17, габбро-норит 2.65 8.46 0.1892 0.0009 0.513068 0.000015 8.4 9.0 521
Х17Б, габбро оливиновое 1.08 3.43 0.1906 0.0009 0.513066 0.000015 8.4 8.8 567
Х10, - « - 0.58 1.59 0.2204 0.0011 0.513177 0.000015 10.6 8.9 575
* Получены без добавления трассера.
Примечания. Параметры ем(0), ем(1) рассчитаны: для гранитоидов на N(1 модельные значения, для платиноносной ассоциации — на изохронный возраст. Параметры резервуара БМ: 1478ш/144Ш = 0.2135; 143Ш/144Ш = 0.513151.
эш/ N<1
Рис. 2. Sm-Nd изохрона для пород платиноносной ассоциации ХМ. Размеры прямоугольников фигуративных точек соответствуют ±2а погрешностям по осям координат
млн лет (доверительный уровень 95 %) с вероятностью соответствия 0.75.
и-РЬ данные цирконов из образца Х10-2 гранитоида верхнетагильского комплекса представлены в табл. 2 и на рис. 3, 4. В выделенных путем дробления, применения концентрационного стола, изодинами-ческого сепаратора, тяжелых жидкостей и отбором с помощью биноку-
ляра цирконах можно различить несколько популяций (рис. 4). Одна из них характеризуется наличием индивидов, обладающих идиоморфным и субидиоморфным обликами с четко проявленной секториальной зональностью и наличием «ядер». Цирконы других популяций, напротив, имеют изометричные формы с коэффициентами удлинения до 1.1, а также
ядра, нередко сложно устроенные. В целом, отмечаются кристаллы, имеющие как гомогенное, так и неоднородное катодолюминесцентное (СЬ) свечение. Центральная часть некоторых индивидов характеризуется низкой интенсивностью катодолюми-несценции, тогда как во внешней части отдельных цирконов фиксируются высокие значения СЬ.
Отношения ТЪ/И определяются интервалом 0.26—0.66, причем явная дискордантность (от 54.4 до — 10.8 %) не коррелируется с содержаниями урана (Я2 = 0.0006) и тория (Г = 0.2516).
И-РЬ изотопная систематика характеризуется значительными вариациями вычисленных возрастов и дискордантности, за исключением фигуративной точки Х10-2.1.2.1, со значением конкордантого возраста 485 ± 20 млн лет (±2ст без учета погрешностей констант распада) при СКВО = 0.036 и вероятности соответствия конкордантности 0.85 (табл. 2). Экспериментально полученные данные цирконов на графике в координатах 206РЬ/238И—207РЬ/235И демонстрируют наличие нескольких возрастных кластеров (рис. 4) в диапазоне 257—2022 млн лет по отношениям 206РЬ/238И и 207РЬ/206РЬ соответственно. В результате изучения
Т а б л и ц а 2
U-Pb SHRIMP-II данные цирконов из образца плагиогранита Х10-2
Кристалл, кратер 206РЬс, % и, РРт ТЪ, РРт 232ТЪ/ 238и # 206рь ±% # 207рь*/ 235и ±% # 206рь*/ 238и ±% Rho # 206РЬ/ 238и, млн лет ± # 207РЬ/ 206рь, млн лет ± D, %
1.3, 1 0.08 500 331 0.68 0.0508 2.4 0.2848 3.2 0.0407 2.2 0.688 257 5.8 223 56 -10.8
1.1, 1 0.30 887 309 0.36 0.0506 2.0 0.3279 2.9 0.0470 2.1 0.724 296 6.4 492 44 -33.0
1.2, 1 0.12 450 180 0.41 0.0570 1.7 0.6140 2.8 0.0781 2.2 0.786 485 11 480 38 1.50
1.4, 1 — 169 67 0.41 0.0616 2.4 0.6350 3.3 0.0748 2.3 0.697 465 11 232 55 29.5
1.1, 2 0.045 965 250 0.27 0.1253 0.53 2.675 2.2 0.1548 2.1 0.955 928 21 2022 9 54.4
Примечания. Погрешности ±1а; РЬС и РЬ* — нерадиогенный и радиогенный свинец соответственно. Погрешности калибровки относительно стандартов 1.0 %. (#) — коррекция с использованием 204РЬ. Б — дискордантность. ЯЬо — коэффициент корреляции отношений 207РЬ*/235И—206РЬ*/238И.
/ф 70 Ик
Рис. 3. Катодолюминесцентные изображения цирконов из плагиогранита Х10-2 (верхнетагильский субкомплекс ХМ) с указанием мест локального U-Pb SHRIMP-II датирования
изотопного состава U-Pb центральной и периферийных частей кристалла Х10-1.1 была выявлена значительная возрастная гетерогенность: если внешняя часть кристалла имеет возраст 296.1 ± 6.2 млн лет (по отношению 206Pb/238U), то «ядерная» часть циркона значимо более древняя, 2022 ± 20 млн лет (по отношению 207Pb/206Pb).
Обсуждение результатов. При
исследовании пород платиноносной ассоциации Приполярного Урала был получен Sm-Nd изохронный
возраст 565 ± 50 млн лет, который оказался существенно древнее ранее предполагавшегося по результатам геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями позднеордовикско-позднеси-лурийского времени в других районах. Совпадающий в пределах аналитических погрешностей возрастной этап (561 ± 28 млн лет) был зафиксирован Бт-^ системой у 14 образцов дунитов, верлитов и других пород, развитых в Кытлымском массиве Платиноносного пояса Урала [9].
Рис. 4. График с конкордией для цирконов из образца плагиогранита Х10-2 (верхнетагильский субкомплекс ХМ). На трапецеидальной вставке внизу справа показано дискордантное положение фигуративной точки 1.2 (центральная часть одноименного кристалла в увеличенном масштабе). Размеры эллипсов соответствуют ±1а
погрешностям
С обсуждаемыми результатами сходиться Sm-Nd возраст 561 ± 28 млн лет, определенный по минералам и валовому составу оливин-анортито-вых габбро Кумбинского массива [6]. Этому не противоречит и формальная аппроксимация всего аналитического материала, представленного в табл. 1, линией согласования («reference line»), соответствующей аналогичному (в пределах наблюдаемых погрешностей) возрасту 518 ± 29 млн лет, eNd = +8.9, а также результаты U-Pb SHRIMP-II датирования циркона из плагиогранита (табл. 2, обр. Х10-2, фигуративная точка 1.2.1, возраст 485 ±10 млн лет по отношению 206Pb/238U). Фиксация U-Pb системой (дискордия по периферийной и ядерной частям циркона из плагиогранита: табл. 2, обр. Х10-2, фигуративные точки 1.1.1—1.1.2), вероятно, унаследованного возраста 2301±38 млн лет также отражает длительную эволюцию вещества изученных цирконов. Таким образом, полученные нами и опубликованные разными авторами «древние» датировки, по всей видимости, характерны для всех четырнадцати комплексов Платиноносного пояса Урала (рис. 1, А), демонстрируя, безусловно, сложную и во многом еще дискуссионную историю его формирования [1, 2, 4, 10, 14 и др.].
Следует отметить весьма большие величины eNd(t) (+8.8 + +9.0, табл. 2), значительно отличающиеся от sNd(t), рассчитанных по Sm-Nd данным [6, 9], ясно свидетельствующие о том, что исследованное нами вещество имеет более высокие отношения 143Nd/144Nd (t) по сравнению с базальтами СОХ, практически соответствуя величине eNd(565) = +10, соответствующей деплетированной мантии. Полученные нами значения eNd(t) накладывают определенные ограничения на модельные построения, касающиеся формирования пород платиноносной ассоциации Приполярного сектора Урала, и позволяют предполагать в качестве субстрата значительно истощенный источник. Выводы о еще более экстремальной истощенности субстрата были сделаны ранее авторами интернационального коллектива [16, 17] по четырем образцам гарцбургитов из Войкарского офиолитового комплекса, характеризующимся sNd(0) = +21 + +47. Такие значения стали рекордными для изученных тогда земных образцов. Совпадение значений Nd-модельных возрастов и eNd(t), рассчитанных для пород платино-носной ассоциации, а также грани-тоидов верхнетагильского и ауэрба-ховского (Х15, Х16) субкомплексов, позволяет предполагать (в случае отсутствия контаминации более «мо-
лодым» материалом [15 и др.]) наличие весьма деплетированного субстрата как для пород платиноносной ассоциации, так и для указанных гранитоидов.
Относительно обсуждаемых выше материалов по Хорасюрскому массиву (ХМ) и опубликованных к настоящему времени возрастных обобщений по остальным массивам Платиноносного пояса Урала [1, 3, 7, 11 и др.] следует отметить, что выявленный нами мультимодальный характер возрастов цирконов, по всей видимости, свидетельствует о значительно более сложной геологической истории рассматриваемых образований, чем это считалось ранее.
Выводы
1. Полученный нами Бт-Иё изохронный возраст габбро, габбро-норита и амфиболового габбро из платиноносной ассоциации ХМ (565 ± 50 млн лет) существенно древнее ранее предполагавшегося по результатам геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями в других районах.
2. 0тносительно высокие величины еш(1;) (+8.8 4 +9.0) указывают на наличие деплетированного субстрата как для пород платиноно-сной ассоциации, так и для гранито-идов ХМ.
3. Мультимодальный характер И-РЪ возрастов цирконов из грани-тоида Хорасюрского массива (в диапазоне 257—2022 млн лет) свидетельствует о более сложной геологической эволюции изученного нами вещества, чем это декларировалось ранее.
Авторы признательны А. М. Пыс-тину за редактирование и полезные замечания при рецензировании рукописи.
Литература
1. Волченко Ю. А., Иванов К. С., Коротеев В. А., Оже Т. Структурно-вещественная эволюция комплексов Платиноносного пояса Урала при формировании хромит-платиновых месторождений уральского типа // Литосфера, 2007. № 3. С. 3—31; № 4. С. 73—101.
2. Ефимов А. А. Итоги столетнего изучения Платиноносного пояса Урала // Литосфера, 2010. № 5. С. 134—153.
3. Иванов К. С. Основные черты геологической истории (1.6—0.2 млрд лет) и строения Урала. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1998. 252 с. 4. Иванов О. К. Концентрически-зональные пироксе-нит-дунитовые массивы Урала: минералогия, петрология, генезис. Екатеринбург: УрГУ, 1997. 488 с. 5. Костюк Б. Ф, Перевозчиков Б. В. К вопросу о меденос-ности габброидов Хорасюрского массива на Приполярном Урале // Тр. ЗапСиб НИГНИ. Тюмень. 1972. Вып. 52. С. 99— 102. 6. Маегов В. И., Петров Г. А., Ронкин Ю. Л., Лепихина О. П. Первые результаты Бт-Иё изотопного датирования оливин-анортитовых габбро Платиноносного пояса Урала // Офиолиты: геология, петрология, металлогения, геодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. С. 110—113. 7. Малич К. Н., Ефимов А. А., Ронкин Ю. Л. Архейский И-РЪ изотопный возраст циркона дунитов Нижнетагильского массива (Платиноносный пояс Урала) // Доклады РАН. 2009. Т. 427. № 1. С. 101—105. 8. Перевозчиков Б. В. Петрография и петрохимия Вольинского интрузивного комплекса (Приполярный Урал): Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Свердловск: УрО АН СССР, 1974. 27 с. 9. Попов В. С., Беляцкий Б. В. Бт-N(1 возраст дунит-клинопироксенит-тылаитовой ассоциации Кытлымского массива, Платиноносный пояс Урала // Доклады РАН, 2006. Т. 409. № 1. С. 104— 109. 10. Ронкин Ю. Л., Иванов К. С.,
Корепанов В. Б. и др. Новые данные по U-Pb (SHRIMP-II) и Sm-Nd (ID-TIMS) изотопной систематике комплексов Приполярного сегмента Урала (63°34.1'— 64°5.88' с. ш.; 59°54.85'—60°21.15' в. д.): Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопные системы и время геологических процессов». Т. 2. СПб., 2009. С. 116— 119. 11. Ферштатер Г. Б., Краснобаев А. А., Беа Ф. и др. Изотопно-геохимические особенности и возраст цирконов из дуни-тов уральских массивов платиноносно-го типа, петрогенетические следствия // Петрология, 2009. Т. 17. № 5. С. 539— 558. 12. Шмелев В. Р. Структура и петрология Хорасюрского габбро-гипербази-тового массива, Приполярный Урал // Петрология, 1994. Т. 2. № 5. С. 495—510. 13. Шмелев В. Р. Магматические комплексы зоны Главного Уральского разлома (Приполярный сектор) в свете новых геохимических данных // Литосфера, 2005. № 2. С. 41—59. 14. Шмелев В. Р. О возрастной идентификации пород Платино-носного пояса Урала — факты и артефакты: Материалы XI Всероссийского петрографического совещания. Т. II. Екатеринбург, 2010. С. 352—353. 15. Arndt N. T. and Goldstein S. L. Use and abuse of crust-formation ages // Geology, 1987. 15. Р. 893—895. 16. Sharma M., Wasserburg G. J., Papanastassiou D. A. et al. Extreme Sm-Nd fractionation due to melting in the oceanic upper mantle: evidence from Polar Urals Ophiolite // Lunar Planet. Sci. Conf. 1995, XXVI. P. 1273—1274. 17. Sharma M, Wasserburg G. J., Papanastassiou D. A. et al. High 143Nd/144Nd in extremely depleted mantle rocks // Earth Planet. Sci. Lett. 1995, 125. P. 101—114. 18. Williams I. S. Application in microanalytical techniques to understanding mineralizing processes // Reviews in Economic Geology. 1998. V. 7. P. 1—35.
Рецензент д. г.-м. н. А. М. Пыстин
Шабровское месторождение тальк-магнезитового камня. Средний Урал. Фото О. Удоратиной
