Diorites of the Dioritoviy massif (Polar Urals): geochronological and isotope-geochemical data

Full Text

Введение

На Полярном Урале в пределах Восточно-Уральской мегазоны (Малоуральская подзона), восточнее крупнейших Рай-Изского и Войкаро-Сыньинского офиолитовых массивов (рис. 1, а) на поверхность выведены многочисленные массивы среднепалеозойских гранитоидов. Интрузивные породы слагают Собский (Лагортинско-Кокпельский) батолит (рис. 1, б), который имеет субмеридиональное (ССВ-ЮЮЗ) простирание и прослеживается на 200 км при ширине 10–40 км. Батолит слагают породы трех плутонических комплексов: 1. (ранняя интрузивная фаза): габбро; (главная интрузивная фаза): кварцевые диориты, тоналиты, трондьемиты собского (qδD₁s); 2. кварцевые монцодиориты конгорского (qδD_1-2k); 3. гранодиориты и биотитовые граниты янаслорского (γδD₃jа).

 

Рисунок 1. Географическое положение (а), тектоническая схема (б) и фрагмент геологической карты листа Q-41-XVI с авторскими дополнениями и изменениями (в). б: Тектоническая схема центральной и южной частей Полярного Урала: 1 – Западно-Уральская мегазона (допалеозойские и палеозойские образования, нерасчлененные); 2 – мезозойско-кайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты; 3–8 – ранне-среднепалеозойские образования Войкарской зоны Восточно-Уральской мегазоны: 3 – метабазиты и гипербазиты Дзеляюско-Хордъюской подзоны, 4 – гипербазиты и габброиды Райизско-Войкарской подзоны, 5–8 – образования Малоуральской подзоны: 5 – плагиогранитоиды собского, 6 – гранитоиды янаслорского, 7 – монцонитоиды и габброиды конгорского плутонических комплексов, 8 – палеозойские осадочно-вулканогенные образования; 9 – разрывные нарушения. в: Фрагмент геологической карты листа Q-41-XVI: 1 – позднесилурийско-среднедевонские вулканиты малоуральской свиты; 2 – ранне-среднедевонские плагиогранитоиды собского комплекса; 3 – диориты конгорского комплекса (массив «Диоритовый»); 4, 5 – гранитоиды янаслорского комплекса (Янаслорский массив), первая (4) и вторая (5) фазы внедрения; 6 – место отбора пробы (U60-14) для U-Pb датирования цирконов; 7 – разрывные нарушения; 8 – геологические границы

Figure 1. Geographical location (a), tectonic sketch-map (б) and fragment of the geological map, sheet Q41-XVI, with the author’s additions and changes (в). б: Tectonic sketch-map of the central and southern parts of the Polar Urals. 1 – West-Ural megazone (pre-Paleozoic and Paleozoic formations, undivided); 2 – Mesozoic-Cenozoic sedimentary cover of the West-Siberian Plate; 3–8 – Early and Middle Paleozoic formations of the Voykar zone of the East-Ural megazone: 3 – metabasites and hyperbasites of the Dzelyayu-Khordyu subzone; 4 – hyperbasites and gabbroids of the Rayiz-Voykar subzone; 5–8 – formations of the Maloural subzone (5 – plagiogranitoids of the Sobsky, 6 – granitoids of the Yanaslorskiy, 7 – monzonitoids and gabbroids of the Kongorsky plutonic complexes; 8 – Paleozoic sedimentary-volcanogenic formations); 9 – discontinuous violations. в: Fragment of geological map, sheet Q-41-XVI. 1 – Late Silurian-Middle Devonian vulkanites of the Maloural formation; 2 – Early-Middle Devonian plagiogranitoids of the Sobsky complex; 3 – presumably Middle Devonian-Early Carboniс diorites of the Kongorskiy complex (Dioritoviy massif); 4–5 – granitoids of the Yanaslorskiy complex (Yanaslorskiy massif), the first (4) and second (5) phases of intrusion; 6 – sampling location (U60-14) for U-Pb dating of zircons; 7 – discontinuities; 8 – geological boundaries

 

По геологическим данным время формирования пород конгорского комплекса установлено как средне-позднедевонское [1], определение абсолютного возраста проводилось различными геохронологическими методами. Установленный возраст составил: 404±8 млн лет (Rb-Sr_wr) [2], 331±7, 331±5, 310±20, 342±3 млн лет (K-Ar_wr,Min) [3], 380–363 млн лет (Zrn, U-Pb (SIMS)) [4], 388–392 млн лет (Zrn, U-Pb (LA-ICP-MS)) [5]. Возраст габбро-диоритов (ранней фазы собского комплекса) 418±2 млн лет [6].

На сегодняшний день установлено, что формирование пород комплексов происходило последовательно [7], однако многие характеристики, особенно изотопно-геохимические, до конца не установлены. В 2014 г. нами были опробованы породы конгорского комплекса в средней части Собского батолита. Ниже приводятся результаты комплексных исследований.

Материалы и методы

На базе ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар) проведены: петрографические (Olympus BX51) и микрозондовые (сканирующий микроскоп Tescom Vega 3 LMN с энергодисперсным спектрометром X-Max) исследования; данные по содержанию петрогенных элементов получены классическим химическим методом. Данные по содержанию редких, рассеянных и редкоземельных элементов определены ICP MS в ЦЛ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). В Стэнфордском университете (США) проведены исследования единичных кристаллов циркона (U-Pb SIMS, SHRIMP RG); получены данные по содержанию в цирконе Ti, Y, Hf, REE, а также катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона. Монофракции циркона были интегрированы в эпоксидную шашку, в которую разместили также и стандарты, методика исследований описана в работе [8]. По содержанию в цирконе Ti рассчитаны температуры кристаллизации [9]. Изотопный состав Lu-Hf в продатированных кристаллах циркона определен в Институте геологии и минеральных ресурсов (г. Тяньцзинь, Китай) по методике, описанной в работе [10]. Для пересчета нормативного состава породы использована программа Magma, для расчета температуры кристаллизации породы (Px-Amf, Pl-Amf) – программа PetroExplorer.

Результаты и их обсуждение

Породы массива «Диоритовый» выведены на поверхность в вершинной части горы Северная Манюкую (верхнее течение р. Манюкую) на восточном склоне Полярного Урала (рис. 1, в). Массив имеет форму силла, мощность которого не превышает 75 м. Подошва силла субгоризонтальна, а кровля эродирована. Предшественниками породы массива отнесены к позднедевонско-раннекаменноугольному конгорскому комплексу [11]. Они контактируют с кристаллокластическими туфами и игнимбритами адезидацитового и дацитового составов силурийско-девонской малоуральской свиты. В экзоконтактовой зоне наблюдаются ороговикование, окварцование, а также сульфидная минерализация.

Породы массива представлены биотитсодержащими двупироксеновыми диоритами. Породы серые, темно-серые с зеленоватым оттенком, массивные, равномерно-зернистые. Под микроскопом наблюдаются порфировидная, гипидиоморфно-зернистая микроструктуры (рис. 2, а-г). Минеральный состав (об., %): плагиоклаз (40), ортопироксен+клинопироксен (5), амфибол (25), биотит (10), калиевый полевой шпат (5), кварц (5). Акцессорные минералы (1) представлены апатитом (F-2.6 вес. %), титанитом, цирконом. Рудные – Ti-магнетитом (5), вторичные минералы – хлоритом. Химические составы минералов и пересчет на формульные единицы и миналы приведены в табл. 1 (плагиоклаз и калиевый полевой шпат) и табл. 2 (пироксены, амфиболы, слюда, хлорит).

 

Рисунок 2. Микроструктура биотитсодержащих двупироксеновых диоритов

Figure 2. Microstructure of biotite-containing bipyroxene diorites

 

Таблица 1. Химический состав (мас., %) плагиоклазов и калиевых полевых шпатов

Table 1. Chemical composition (wt., %) of plagioclases and alkali feldspars

Компоненты Components	Pl-к	Pl-ц	Pl-к	Pl-ц	Pl-к	Pl-к	Pl-ц	Pl-к	Pl-ц	Pl-к	Pl-ц	Pl-к	Kfs	Kfs
SiO2	59.52	53.08	60.91	49.96	53.11	59.35	53.09	59.45	52.31	59.78	54.63	60.28	64.78	65.65
Al2O3	25.41	28.95	24.04	32.24	30.2	25.75	30.19	25.79	30.35	25.66	28.73	25.09	18.63	18.54
FeO	-	0.43	0.41	0.72	-	-	0.5	-	0.47	-	-	-	-	-
CaO	7.04	11.4	5.78	14.99	12.72	6.76	12.55	7.44	12.91	7.27	11.45	7.31	0.19	-
Na2O	6.85	4.55	7.63	2.96	4.33	6.97	4.22	6.67	3.93	6.97	4.61	6.93	0.45	0.87
K2O	0.48	0.28	0.37	0.22	0.36	0.56	0.25	0.41	0.26	0.34	0.31	0.65	16.53	15.52
Сумма Sum	99.3	98.69	99.14	101.09	100.72	99.39	100.8	99.76	100.23	100.02	99.73	100.26	100.58	100.58
Формульные коэффициенты / Formula coefficients
Si	2.68	2.44	2.74	2.26	2.39	2.67	2.39	2.67	2.37	2.68	2.48	2.69	2.97	3.01
Al	1.35	1.57	1.28	1.72	1.60	1.37	1.60	1.37	1.62	1.35	1.54	1.32	1.01	1.00
Fe	-	0.02	0.02	0.03	-	-	0.02	-	0.03	-	-	-	-	-
Ca	0.34	0.56	0.28	0.73	0.61	0.33	0.61	0.36	0.63	0.35	0.56	0.35	0.01	-
Na	0.60	0.41	0.67	0.26	0.38	0.61	0.37	0.58	0.35	0.61	0.41	0.60	0.04	0.08
K	0.03	0.02	0.02	0.01	0.02	0.03	0.01	0.024	0.02	0.02	0.02	0.04	0.97	0.91
Миналы / Minals
X(Ca)	0.35	0.57	0.29	0.73	0.61	0.34	0.61	0.37	0.64	0.36	0.57	0.354	0.01	-
X(Na)	0.62	0.41	0.69	0.26	0.37	0.63	0.37	0.60	0.35	0.62	0.41	0.608	0.04	0.08
X(K)	0.03	0.02	0.022	0.01	0.02	0.03	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.038	0.95	0.92

Примечание. Pl – плагиоклаз, Kfs – калиевый полевой шпат, к – кайма, ц – центр.

Note. Pl – plagioclase, Kfs – potassium feldspar, k – margin, ts – centre.

 

Таблица 2. Химический состав (мас., %) темноцветных минералов

Table 2. Chemical composition (wt., %) of mafic minerals

Минералы Мineral	Amp-к	Amp-ц	Amp-к	Amp	Amp-к	Px-ц	Px	Px-ц	Px-ц	Bt			Chl
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
SiO2	49.17	47.53	49.82	48.74	48.95	55.75	54.77	53.32	52.83	32.31	37.36	37	27.35	27.57
TiO2	0.73	0.92	0.48	0.62	0.61	-	-	-	-	3.14	4.95	3.56	-	-
Al2O3	5.5	6.25	4.95	5.4	5.66	1.29	1.08	0.42	0.52	14.45	13.22	14.01	19.27	19.62
FeO	15.61	16.99	14.87	15.21	15.95	13.07	12.84	11	24.96	23.63	19.91	20.98	24.52	23.6
MnO	0.49	-	-	0.39	0.48	0.6	0.48	0.55	0.96	-	-	-	0.51	0.48
MgO	13.54	12.67	14.2	13.8	13.42	16.91	16.63	13.21	20.09	12.24	11.94	12.43	16.23	16.82
CaO	11.58	10.86	10.4	11.19	11.31	11.59	11.16	22.12	1.11	-	-	-	-	-
Na2O	1.06	1.3	1.02	1.04	1.03	-	0.29	0.41	-	-	-	-	-	-
K2O	0.43	0.7	0.47	0.54	0.62	0.12	-	-	-	4.65	8.87	8.13	-	-
Сумма Sum	98.11	97.22	96.21	96.93	98.03	99.33	97.25	101.03	100.47	90.42	96.25	96.11	87.88	88.09
Формульные коэффициенты / Formula coefficients
Si	7.16	7.03	7.31	7.17	7.14	2.09	20.96	1.98	1.99	2.62	2.82	2.80	5.74	5.75
Ti	0.08	0.10	0.05	0.07	0.07	-	-	-	-	0.19	0.28	0.20	-	-
Al(IV)	0.84	0.97	0.69	0.84	0.86	-	-	0.02	0.01	1.38	1.18	1.20	2.25	2.24
Al(VI)	0.11	0.12	0.16	0.1	0.12	0.06	0.05	-	0.01	-	-	0.05	2.52	2.57
Fe3+	0.40	0.45	0.48	0.45	0.45	-	-	0.05	-	-	-	-	-	-
Fe2+	1.51	1.65	1.35	1.42	1.50	0.41	0.41	0.29	0.79	1.6	1.26	1.33	4.3	4.11
Mn	0.06	-	-	0.05	0.06	0.02	0.02	0.02	0.03	-	-	-	0.09	0.08
Mg	2.94	2.79	3.11	3.02	2.92	0.10	0.95	0.73	1.13	1.48	1.34	1.40	5.08	5.22
Ca	1.81	1.72	1.64	1.76	1.77	0.47	0.46	0.88	0.05	-	-	-	-	-
Na	0.30	0.37	0.29	0.30	0.29	-	0.022	0.03	-	-	-	-	-	-
K	0.08	0.13	0.09	0.10	0.12	0.006	-	-	-	0.48	0.86	0.76	-	-
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
Миналы / Minals
X(Mg)	0.47	0.45	0.51	0.48	0.47	0.69	0.69	0.70	0.58	0.48	0.52	0.51	0.53	0.55
X(Fe)	0.24	0.27	0.22	0.23	0.24	0.22	0.22	0.15	0.40	-	-	-	-	-
X(Mn)	0.01	-	-	0.018	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	-	-	-	-	-
X(Ca)	0.29	0.28	0.27	0.28	0.28	0.25	0.25	0.46	0.02	-	-	-	-	-
Минерал	Роговая обманка					Авгит			Энстатит	Mg биотит			Пикнохлорит

Примечание. Amp – амфибол, Px – пироксен, к – кайма, ц – центр, Bt – биотит, Chl – хлорит.

Note. Amp – amphibole, Px – pyroxene, к – margin, ц – centre, Bt – biotite, Chl – chlorite.

 

Порфировидные выделения представлены субидиоморфными табличками зонального плагиоклаза (рис. 3, а–в, рис. 4, а): в центральных частях – как правило, лабрадором (An_56-63), реже – битовнитом (An₇₂), в краевых частях – андезином (An_29-37). Пироксен слагает, наряду с другими минералами, основную массу и представлен удлиненно-призматическими кристаллами ортопироксена, представленного энстатитом (x_Mg=0.58), и клинопироксена, представленного авгитом (x_Mg=0.70) (рис. 3, а–в, рис. 4, б). Пироксены обрастают амфиболом (роговой обманкой (x_Mg=0.47-0.52)), формирующим каймы (рис. 3, а–в, рис. 4, в). Кроме того, наблюдаются агрегаты, сложенные роговой обманкой совместно с калиевым полевым шпатом. В матриксе также определяются плагиоклаз, амфиболизированные моноклинный и ромбический пироксены, отмечаются биотит (x_Mg=0.48-0.51), небольшое количество кварца и калиевого полевого шпата в межзерновых интерстициях. Слюда представлена биотитом (x_Mg=0.48-0.52) (рис. 3, а–в, рис. 4, г). Хлорит, развивающийся по биотиту, – пикнохлоритом (x_Mg=0.53-0.55) (рис. 3, а–в). Наблюдаемые вторичные изменения в породе представлены умеренной соссюритизацией и серицитизацией плагиоклаза, амфиболизацией пироксенов, пелитизацией щелочного полевого шпата, хлоритизацией биотита, а также в развитии эпидота.

 

Рисунок 3. Изображения в обратно-отраженных электронах: а – микроструктура диорита; б, в – деталь: вкрапленники зонального плагиоклаза, замещение хлоритом биотита, обрастание амфиболом (роговая обманка) пироксена (авгит), совместное развитие амфибола и калиевого полевого шпата, рудный титаномагнетит. Обозначения минералов: Pl – плагиоклаз, Px – пироксен, Amp – амфибол (роговая обманка), Bt – биотит, Qz – кварц, Kfs – калиевый полевой шпат, Chl – хлорит, Ti-Mgt – титаномагнетит

Figure 3. Back-scattered electron (BSE) images: а – microstructure of diorite, б, в – detail: phenocrysts of zoned plagioclase, replacement of biotite by chlorite, overgrowth of pyroxene (augite and enstatite) by amphibole (hornblende), joint development of amphibole and potassium feldspar, titanomagnetite. Mineral symbols: Pl – plagioclase, Px – pyroxene, Amp – amphibole (hornblende), Bt – biotite, Qz – quartz, Kfs – potassium feldspar, Chl – chlorite, Ti-Mgt – titano-magnetite

 

Рисунок 4. Классификационная диаграмма плагиоклазов и щелочных полевых шпатов (а), классификационная диаграмма Ca-Mg-Fe пироксенов (б), бинарная диаграмма ММА для классификации Ca амфиболов (в), классификационная диаграмма для слюд в координатах (Mg-Li) – (Fe+Mn+Ti-Al(VI)) (mgli-feal) (г)

Условные обозначения: 1 – центр, 2 – край.

Figure 4. Classification diagram for plagioclases and alkali feldspars (a), classification diagram for Ca-Mg-Fe pyroxenes (б), binary MMA diagram for classification of Ca amphibole (в), classification diagram for micas in coordinates (Mg-Li) – ( Fe+Mn+Ti-Al(VI)) (mgli-feal) (г)

Symbols: 1 – centre, 2 – rim.

 

Согласно рекомендациям Петрографического кодекса [12], на основании минералого-петрографических и петрохимических характеристик исследуемые породы отнесены к семейству диоритов, средним плутоническим породам <52£SiO₂£63>, подотряду нормально- и низкощелочных <1.5£(Na₂O+K₂O)£7>. Согласно нормативному пересчету CIPW–An (25.19), Ab (20.36), Qz (13.44), Di (12.43), Hy (8.16), Qr (8.93), Mt (8.86), IL (1.23), Hm (0.98), Ap (0.40).

Содержание кремнезема (здесь и далее мас. %) составляет 54.3 (табл. 3, рис. 5, а), характерен калиево-натриевый тип щелочности (Na₂O/K₂O – 0.63) (рис. 5, б), умеренные и умеренно высокие содержания TiO₂ (0.6), MgO (5.4), CaO (8.3), K₂O (1.5), Fe₂O_3общ (10.3), невысокие Al₂O₃ (14.4) и Na₂O (2.3).

 

Таблица 3. Химический состав (мас., %) и содержание редких, рассеянных и редкоземельных элементов (г/т) в диоритах

Table 3. Chemical composition (wt., %) and content of rare, trace and rare earth elements (ppm) in diorites

U60-14	SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3	FeO	MnO	MgO	CaO
	54.28	0.63	14.41	6.88	3.08	0.15	5.44	8.29
	Na2O	K2O	P2O5	п.п.п.	H2O-	CO2	Na2O+ K2O	Na2O/ K2O
	2.34	1.47	0.18	1.55	0.33	<0.10	3.81	1.59
	V	Cr	Co	Ni	Cu	Zn	Ga	Rb
	272.00	68.20	27.40	18.30	147.00	62.70	14.30	26.40
	Sr	Y	Zr	Nb	Mo	Sn	Cs	Ba
	424.00	19.90	125.00	1.70	2.38	2.12	0.40	300.00
	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb
	15.80	34.00	4.73	19.40	4.43	0.99	4.33	0.60
	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	Hf	Ta
	3.95	0.74	2.20	0.28	2.30	0.31	3.03	0.11
	W	Pb	Th	U	LaN/YbN	Eu/Eu*	–	–
	0.72	10.70	2.67	0.86	4.93	0.69	–	–

Примечание. Eu*=EuN/[(SmN)(GdN)]1/2.

Note. Eu*=EuN/[(SmN)(GdN)]1/2.

 

Рисунок 5. Диаграммы Na₂О+K₂O–SiO₂ (а) и K₂O–SiO₂ (б). Спектры распределения РЗЭ (в) и мультиэлементные спектры (г) (образец U60-14). Нормировано к примитивной мантии и хондриту CI по [13]

Условные обозначения: 1 – образец U60-14. Поля: 2 – точек составов пород собского комплекса, 3 – пород конгорского комплекса по [7].

Figure 5. Diagram of Na₂О+K₂O–SiO₂ (а) and K₂O–SiO₂ (б). REE distribution spectra (в) and multielement spectra (г) (sample U60-14). Normalized to the primitive mantle and CI chondrite according to [13]

Symbols: 1 – sample U60-14. Fields – 2 – fields of composition points for rocks of the Sobskiy complex, 3 – rocks of the Kongorskiy complex according to [7].

 

Суммарное содержание редкоземельных элементов (далее – РЗЭ) в диоритах невысокое – 130 г/т (табл. 3). Спектры распределения РЗЭ характеризуются обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых (La_N/Yb_N=5) и слабо выраженным дефицитом Eu (Eu/Eu*=0.7) (рис. 5, в). Для пород характерны незначительное обогащение крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных и хорошо проявленные Ta-Nb минимум и Pb максимум (рис. 5, г), что подчеркивает формирование пород в островодужных условиях.

Для уточнения времени формирования пород массива «Диоритовый», относимого к конгорскому комплексу, было выполнено определение возраста 10 кристаллов циркона (табл. 4, рис. 6, а, б), в этих же кристаллах определены элементы-примеси (табл. 5, рис. 7, а). Получен диапазон возрастов от 360 до 400 млн лет. Для когерентной группы из семи определений (1.1, 4.1, 5.1, 6.1, 7.1, 9.1, 10.1) был рассчитан конкордантный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст, который составил 387±4 млн лет (2s, СКВО=1.4, рис. 6, б).

 

Таблица 4. Результаты U-Pb локальных изотопных исследований цирконов из образца U60-14 и t°С, при 1.0/0.7

Table 4. U-Pb results of local isotope analyses of zircons from sample U60-14 and t°С at 1.0/0.7

Зерно	206Pbc, %	Содержания, мкг/г			232Th/238U	Возраст, млн. лет		D, %	Изотопные отношения ± %			RhO	t°
		206Pb*	U	Th		206Pb/238U	207Pb/206Pb		207Pb/206Pb	207Pb/235U	206Pb/238U
3.1ц	0.66	24.2	491	405	0.85	#359.9±2.4	431.8±49.7	+17	0.0555±2.2	0.44±2.3	0.058±0.7	0.3	786
8.1ц	1.54	9.9	192	103	0.55	#374.0±3.0	590.0±91.2	+37	0.0597±4.2	0.49±4.3	0.060±0.8	0.2	747
10.1ц	0.71	20.5	397	181	0.47	376.6±7.8	464.2±51.2	+19	0.0563±2.3	0.47±3.1	0.060±2.1	0.7	771
7.1к	0.16	21.1	404	291	0.74	380.8±3.4	393.2±39.1	+3	0.0546±1.7	0.46±2.0	0.061±0.9	0.5	765
1.1к	0.24	26.9	513	340	0.69	381.9±4.8	419.2±51.5	+9	0.0552±2.3	0.47±2.6	0.061±1.3	0.5	772
9.1к	0.22	32.9	624	598	0.99	383.3±5.2	409.4±50.7	+6	0.0550±2.3	0.46±2.6	0.061±1.4	0.5	788
5.1ц	1.62	16.6	315	197	0.65	384.4±6.6	470.8±95.2	+19	0.0565±4.3	0.48±4.7	0.062±1.8	0.4	747
6.1ц	0.14	33.8	629	481	0.79	391.7±3.8	428.2±26.7	+9	0.0554±1.2	0.48±1.6	0.063±1.0	0.6	782
4.1ц	0.04	27.4	500	349	0.72	399.6±5.3	391.3±23.6	-2	0.0545±1.5	0.48±2.0	0.064±1.3	0.7	768
2.1к	0.10	33.0	600	444	0.76	#400.2±5.5	432.9±25.0	+8	0.0555±1.1	0.49±1.8	0.064±1.4	0.8	771

Примечание. Ошибка в калибровке стандарта соответствовала 0.00 %. Погрешности даны на уровне 1σ. ²⁰⁶Pbc и ²⁰⁶Pb* показывают содержания обыкновенного и радиогенного свинца соответственно. ²⁰⁶Pbc исправлен на измеренный ²⁰⁴Pb. Буквы «к» и «ц» означают место локализации анализируемого пятна - краевую и центральную части зерна. D – дискордантность: D={[возраст (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)] / [возраст (²⁰⁶Pb/²³8U)] - 1}*100. Rho – коэффициент корреляции между ошибками определения отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U и ²⁰⁶Pb/²³⁸U. # – анализ не учитывался при расчете средневзвешенного возраста.

Note. The calibration error of the standard corresponded to 0.00 %. Errors are given at the 1σ level. ²⁰⁶Pbc and ²⁰⁶Pb* indicate the contents of ordinary and radiogenic lead, respectively. ²⁰⁶Pbc corrected to measured ²⁰⁴Pb. The letters “к” and “ц” indicate the location of the analyzed spot - the marginal and central parts of the grain. D - discordance: D={[age (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)] / [age (²⁰⁶Pb/²³⁸U)] - 1}*100. Rho is the correlation coefficient between errors in determining the ²⁰⁷Pb/²³⁵U and ²⁰⁶Pb/²³⁸U ratios. # - the analysis was not taken into account when calculating the weighted average age.

 

Рисунок 6. Катодолюминесцентные изображения цирконов (образец U60-14) с номерами датированных зерен, аналитическими кратерами, возрастом и данными по изотопному составу гафния и eHf(t) и значениями T_DM(2) млрд лет (а), U-Pb диаграмма с конкордией (б)

Figure 6. Cathodoluminescent images of zircons (sample U60-14) with numbers of dated grains, analytical craters, age and data on the isotopic composition of hafnium and eHf(t) and T_DM(2) values (bln years) (a), U-Pb diagram with Concordia (б)

 

Таблица 5. Содержания редкоземельных элементов, гафния, железа и титана (г/т) и температуры кристаллизации (°C) при 1.0/0.7 в исследованных цирконах

Table 5. Contents of rare earth elements, hafnium, iron and titanium (ppm) and crystallization temperature (°C) at 1.0/0.7 in the studied zircons

г/т	Y	La	Ce	Nd	Sm	Eu	Gd	Dy	Er	Yb	Hf	48Ti	49Ti	t	Fe
3.1ц	2674	5.113	47.1	7.14	10.6	2.72	77	265	490	953	10844	7.4	7.4	786	41.7
8.1ц	959	4.410	21.3	3.52	3.5	1.01	22	81	168	353	10425	5.0	5.1	747	436.8
10.1ц	1233	8.609	37.9	5.20	4.5	1.42	31	110	223	453	9307	6.4	6.6	771	114.8
7.1к	2358	2.592	36.0	4.80	8.9	2.63	66	227	417	805	10125	6.0	6.3	765	7.1
1.1к	2445	2.330	39.9	4.19	7.3	1.94	56	217	432	842	8533	6.5	6.4	772	8.8
9.1к	4432	0.664	59.9	5.48	14.0	4.34	120	445	786	1492	10717	7.6	7.4	788	13.9
5.1ц	1496	4.002	28.0	4.55	5.9	1.68	35	133	262	543	10160	5.0	4.9	747	55.2
6.1ц	3931	0.188	51.1	5.62	14.6	4.18	116	397	701	1318	10496	7.1	7.2	782	4.4
4.1ц	2936	0.078	35.0	4.05	9.8	2.74	79	281	528	995	10755	6.2	6.6	768	0.2
2.1к	3612	0.111	49.1	4.70	11.9	3.14	100	352	633	1224	10381	6.3	6.2	771	0.1

 

Рисунок 7. Спектры распределения РЗЭ в цирконах (образец U60-14), нормировано к хондриту CI по [13] (а); диаграмма Sm_N/La_N-La для разделения магматических и гидротермальных по генезису цирконов (б)

Figure 7. Spectra of REE distribution in zircons (sample U60-14), normalized to CI chondrite according to [13] (a), Sm_N/La_N-La diagram for separating igneous and hydrothermal zircons by genesis (б)

 

Спектры распределения РЗЭ в цирконах очень близки (рис. 7, а), однако видны аномалии по содержанию La, указывающие на возможные изменения. Расположение точек (рис. 7, б) в полях цирконов магматического генезиса и рядом с полем гидротермальных по генезису цирконов подтверждает наличие изменений. Значение Th/U варьирует от 0.47 до 0.99, что указывает на магматический генезис циркона.

При более детальном рассмотрении полученных U-Pb датировок и РЗЭ-спектров выделяются две группы цирконов: 1) кристаллы с более древними возрастами (400±5 (4/1), 400±6 (2.1), 392±4 (6.1) млн лет), более низкими содержаниями La (0.08–2.59 г/т) и более высокими суммарными концентрациями средних и тяжелых РЗЭ (∑_Sm–Yb – 1896.11–2549.35 г/т); 2) кристаллы с более молодыми возрастами (384±7, 383±5, 382±5, 381±3, 377±8, 374±3, 360±2 млн лет), более высокими содержаниями La (4.00–8.61 г/т) и преимущественно более низкими суммарными содержаниями средних и тяжелых РЗЭ (∑_Sm–Yb – 629.54–1797.78 г/т), за исключением одного зерна циркона (383±5 млн лет), в котором ∑_Sm–Yb – 2861 г/т. Положение на диаграмме Sm_N/La_N-La подтвержает это.

Согласно данным [14], в структуре циркона магматического генезиса концентрация La весьма незначительна, и именно он является наименее стабильным из всех РЗЭ элементов. Аномально высокое содержание La в цирконах второй группы можно интерпретировать как результат нарушения U-Pb изотопной системы, что подтверждается устойчивым омоложением U-Pb возрастов (384–360 млн лет) этих зерен. Породы, из которых извлекались цирконы, не были подвержены существенным высокотемпературным вторичным преобразованиям (уровень их метаморфизма не выше зеленосланцевой фации), поэтому трудно объяснить нарушение U-Pb изотопной системы воздействием наложенных термальных событий. Мы предполагаем, что нарушение U-Pb изотопной системы могло произойти при расшатывании кристаллической решетки циркона в результате радиоактивного распада – метамиктизации отдельных участков зерен циркона. Исходя из этого предположения, времени кристаллизации диоритов массива «Диоритовый» с большой степенью вероятности соответствует диапазон 400–392 млн лет (со средневзвешенным значением – 396±5 млн лет (2s, СКВО=1.16)). Указанный возраст коррелируется со временем формирования плагиогранитоидов собского комплекса [6, 15–17]. В этом случае возрасты второй группы цирконов (384–360 млн лет) могут быть интерпретированы как омоложение U-Pb изотопной системы в отдельных участках зерен циркона.

Модельная температура кристаллизации, оцененная по содержанию Ti в цирконе [9], варьирует в интервале 874–762 ºС (при a_SiO2=1 и a_TiO2=0.7). Рассчитанный по насыщению циркония параметр М=2.7 соответствует температуре 679.6 ºС. Температуры, рассчитанные по Amp-Pl геотермометру, составили Amp(ц)-Pl(ц)=777 ºС и Amp(к)-Pl(к)=668 ºС.

Для восьми из 10 продатированных кристаллов циркона была изучена Lu-Hf изотопная система (табл. 6, рис. 8), с учтенными данными по U-Pb возрастам количество составляет пять значений (1.1, 5.1, 6.1, 7.1, 9.1). Изотопный состав гафния (ɛHf) цирконов варьирует от +13.5 до +15.2, что указывает на мантийный (изотопно-незрелый) источник протолита.

 

Таблица 6. Изотопный состав Lu-Hf, eHf и расчетные значения T_DM2

Table 6. Isotopic composition of Lu-Hf, eHf and calculated T_DM2

Зерно	Возраст	176Yb/177Hf	2σ	176Lu/177Hf	2σ	176Hf/177Hf	2σ	TDM	f(Lu/Hf)	εHf(0)	εHf(t)	TDM2
1.1	382	0.146646	0.0015167	0.0054912	0.000070694	0.283001304	0.0000251	0.403	-0.834601	8.109141	15.09762	0.406
2.1	400	0.0809249	0.0007148	0.0032844	0.000033688	0.282976899	0.0000207	0.415	-0.901071	7.246093	15.14669	0.418
3.1	360	0.0913738	0.0018342	0.0037639	0.000074193	0.283002485	0.0000229	0.381	-0.88663	8.150931	15.14751	0.385
4.1	400	0.0815396	0.0009088	0.003365	0.000037058	0.283037036	0.0000209	0.325	-0.898643	9.372765	17.25207	0.309
5.1	384	0.0543851	0.0004817	0.0022411	0.000024078	0.282989821	0.0000219	0.384	-0.932498	7.70307	15.55217	0.384
6.1	392	0.0855801	0.0003849	0.0035006	0.000008462	0.282935618	0.0000217	0.480	-0.894559	5.786216	13.47284	0.497
7.1	381	0.0569961	0.0006726	0.0023224	0.000026905	0.282939668	0.0000195	0.459	-0.930047	5.929437	13.69674	0.477
8.1	374	0.0872955	0.0035632	0.0035373	0.0001434	0.2829589	0.0000224	0.445	-0.893455	6.60957	13.93418	0.459
9.1	383	0.0868239	0.0026640	0.0035133	0.0001066	0.282974605	0.0000227	0.421	-0.894177	7.164958	14.6719	0.428

 

Рисунок 8. Диаграмма εHf – возраст для образца U60-14

Figure 8. Diagram εHf – Age for sample U60-14

 

Вышеуказанные данные хорошо согласуются с положительными значениями eNd(t) и ɛHf(t), полученными ранее для гранитоидов собского (лагортинско-кокпельского) комплекса, имеющих схожий возраст [18]. Рассчитанный модельный возраст T_DM(2) составляет 0.50–0.38 млрд лет, т. е. протолитом для диоритов являлись палеозойские породы с мантийными изотопными характеристиками.

Таким образом, диориты массива «Диоритовый» формировались в ранне-среднедевонское (эмско-эйфельское) время в островодужной геодинамической обстановке из ювенильного мантийного (почти одновозрастного с ними) протолита, на что указывают положительные значения eHf(t) и модельный возраст T_DM(2).

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.

About the authors

Oksana V. Udoratina

Institute of Geology named after academician N. P. Yushkin, Komi Science Centre of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: udoratina@geo.komisc.ru
ORCID iD: 0000-0001-9956-6271
Scopus Author ID: 6507890574

Candidate of Sciences (Geology and Mineralogy), Leading Researcher

Russian Federation, Syktyvkar

Ivan D. Sobolev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences

Email: id_sobolev@igem.ru
ORCID iD: 0000-0003-1619-640X
Scopus Author ID: 55220568600

Candidate of Sciences (Geological and Mineralogy), Researcher

Russian Federation, Moscow

Aleksander S. Shuyskiy

Institute of Geology named after academician N. P. Yushkin, Komi Science Centre of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: self88@yandex.ru
ORCID iD: 0000-0002-6928-9354
Scopus Author ID: 5721240694

Junior Researcher

Russian Federation, Syktyvkar

References

Supplementary files