Геохимия, 2020, T. 65, № 2, стр. 185-194

ВВЕДЕНИЕ

Основной объем гранитоидного магматизма Байкальской складчатой области (БСО) приходится на палеозойские магматические события, где выделяются два этапа: раннепалеозойский постколлизионный и позднепалеозойский, природа которого еще дискуссионна (Litvinovsky et al., 2011; Ярмолюк и др., 1997; Donskaya et al., 2013).

Большая часть гранитоидов БСО представлена известково-щелочными олигоклаз-микроклиновыми гранитоидами (баргузинского и конкудеро-мамаканского комплексов), которые по петротипическим критериям были объединены в Ангаро-Витимский батолит (АВБ) площадью 150–170 тыс. км². Большая часть опубликованных значений возраста для известково-щелочных гранитоидов БСО указывают на позднепалеозойский этап магматизма 320–290 млн лет, а подчиненная часть ложится в раннепалеозойский постколлизионный этап 440–425 млн лет (Неймарк и др. 1993; Рыцк и др., 1998, 2008; Ненахов и др., 2007; Герасимов и др., 2009). Опубликованные в настоящее время данные по раннепалеозойским гранитоидам (Неймарк и др., 1993; Рыцк и др., 1998, 2011; Ненахов и др., 2007) носят фрагментарный характер и не позволяют надежно выделить общие петрогенетические и геохимические черты раннепалеозойских гранитоидов, отделяющие их из разнообразия известково-щелочных гранитов БСО, и определить четкие пространственные границы соответствующего им комплекса. Представляется, что раннепалеозойский этап гранитообразования в значительной степени затушеван позднепалеозойским проявлением гранитоидного магматизма. Очевидно, что требуется более детальное изучение гранитоидов с раннепалеозойскими значениями возраста.

Данные по редкоэлементному составу циркона, получаемые с помощью локальных методов, позволяют установить генезис и изменения в цирконах, реконструируя магматическую историю содержащих его пород. Цель данной работы заключается в изучении минералого-геохимических особенностей цирконов из раннепалеозойских гранитов и признаков влияния на них более поздних этапов магматической активизации, что имеет теоретическую и методическую значимость при исследовании известково-щелочных гранитоидов БСО. Получение критериев сохранности и измененности цирконов в дальнейшем позволит надежно выделить раннепалеозойские граниты и их петрогенетические особенности на территории АВБ.

ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ ЦИРКОНА

Объектом исследования являются цирконы из раннепалеозойских известково-щелочных гранитов БСО. Пробы были отобраны в районе Баргузинской впадины, в нижнем течении р. Гарга (5 проб), над местом, где по геофизическим данным располагается магмаподводящий канал (Герасимов и др., 2009), а также по одной пробе из мест близ р. Сахули и пос. Юбилейный, р. Чилир (рис. 1). Они относятся к наименее измененным разновидностям средне-крупнозернистых равномернозернистых и порфировидных олигоклаз-микроклиновых биотитовых гранитов, петротипически относимых к баргузинскому комплексу (Гребенщикова и др., 2009).

Рис. 1.

Геологическая схема расположения точек отбора проб раннепалеозойских известково-щелочных гранитов. Условные обозначения: 1 – изолинии мощности гранитного тела по данным геофизических исследований (Турутанов, 2007), 2 – четвертичные отложения, 3 – вмещающие породы раннего палеозоя, 4 – протерозойские вмещающие породы, 5 – субщелочные гранитоиды зазинского комплекса, 6 – известково-щелочные гранитоиды относимые к Анаро-Витимскому батолиту, 7 – раннепалеойские базиты атарханского комплекса, 8 – точки опробования.

Для данных гранитоидов в целом характерно повышенное содержание Sr, Ba и B при относительно низком содержании Fe, Sn, Be, Li и Cs. В них отмечается максимальное содержание легких REE (LREE), по сравнению с породами других комплексов (например, зазинского) (Гребенщикова и др., 2009). При этом содержание тяжелых REE (HREE) в них существенно меньше, отсутствует Eu-аномалия, что свидетельствует об отсутствии магматического фракционирования полевых шпатов.

По валовым составам вышеуказанных проб, из которых были удалены вкрапленники микроклина, Rb–Sr методом была получена изохрона 425 ± ± 22 млн лет (Гребенщикова и др., 2009). Оценка возраста выделенных вкрапленников микроклина показала их более молодой возраст приблизительно 332–300 млн лет, что свидетельствует об оторванной по времени метасоматической калишпатизации (Герасимов и др., 2009). Данное определение подтверждается значением возраста по монациту 425 ± 2 млн лет из гнейсогранитов по бортам р. Гарга выше устья р. Икат (Рыцк и др., 2008).

Изображения цирконов в BSE были получены в ИГХ СО РАН на микрозонде JEOL JXA-8200 ЦКП ИНЦ. Содержание REE и редких элементов в цирконе определено на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН) по стандартной методике (Федотова и др., 2008). Температура кристаллизации циркона рассчитана с помощью титанового термометра (Watson et al., 2006). При построении спектров распределения REE состав циркона нормирован к составу хондрита СI (McDonough, Sun, 1995). Были использованы дискриминационные диаграммы с выделенными полями “гидротермально-метасоматического” и магматического циркона, предложенные П. Хоскиным (Hoskin, 2005) и К. Киркландом (Kirkland et al., 2009), позволяющие выявить особенности состава, указывающие на генезис циркона.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Циркон из известково-щелочных гранитов представлен преимущественно хорошо ограненными зернами размером 80–200 мкм дипирамидально-призматического облика с неоднородным внутренним строением (рис. 2). В большинстве зерен отмечается наличие тонкополосчатой ростовой осцилляционной зональности характерной для циркона магматического генезиса, которая, как правило, наблюдается в кайме и краевой зоне цирконов, тогда как центральные участки зерен имеют однородное строение более темного цвета на изображении в обратно-рассеянных электронах (BSE). Циркон, характеризующийся однородным строением на BSE-изображении, имеет неоднородную окраску центральной и краевой зоны на катодолюминесцентном (CL) изображении. Кроме того, отмечаются зерна, имеющие следы изменений, для них характерны “изъеденные” границы с пятнистым внутренним строением, отчетливо выраженным на BSE-изображении.

Рис. 2.

Изображение в обратно-отраженных электронах проанализированного циркона из раннепалеозойских гранитов с указанием точек анализа. Диаметр кратера ионного зонда в цирконе составляет примерно 20 мкм.

Выделенные по особенностям внутреннего строения домены циркона резко отличаются и по распределению редких и редкоземельных элементов (табл. 1). Ядра (точки 8-1, 10-1, 40-1 на рис. 2) и центральные зоны циркона характеризуются дифференцированным характером распределения REE с увеличением содержания от легких к тяжелым REE, все спектры подобны и образуют довольно компактную полосу (рис. 3а). Суммарное содержание REE составляет от 300 до 1500 ppm, Lu_N/La_N варьирует от 500 до 4400 за счет переменного содержания легких REE, но в среднем составляет 1300. Отчетливо проявлена положительная Се-аномалия (Ce/Ce* = от 6 до 43, в среднем = 17) и выражена отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = от 0.2 до 0.5, в среднем = 0.4). По характеру распределения REE данный циркон отвечает циркону магматического генезиса (Hoskin, Schaltegger, 2003). Стоит отметить, что по характеру распределения REE каймы циркона (точки 8-2, 8-3, 10-2, 10-3, 40-2, 49-2 на рис. 2 и 3а) имеют подобный характер распределения. Ядра циркона выделяются умеренным содержанием Hf (7000–8000 ppm), тогда как в кайме оно составляет 9000–12000 ppm и характеризуются более высоким значением Th/U отношения (0.4–0.5) и меньшим содержанием U и Th. Это можно объяснить низким содержанием этих элементов в расплаве (среднее содержание U и Th в известково-щелочных гранитах БСО невелико и составляет 1.4 и 14 ppm, соответственно) по сравнению с каймой, в которой Th/U отношение составляет 0.05–0.3. Кроме того, наблюдается незначительное понижение содержания Ti и Ca в кайме циркона.

Рис. 3.

Спектры распределения REE в цирконе из раннепалеозойских гранитов: а – преимущественно для центральных участков и ядер циркона; б – для краевых зон и измененных зерен.

В целом в центральных областях и ядрах циркона наблюдается низкое содержание примесей: P – 30–230 ppm, Ca – 30–80, Nb – 20–160, Th – 20–430, U – 30–1500, Y – 300–2000 ppm (табл. 1). Содержание Ti в среднем составляет 8.6 ppm, что отвечает температуре кристаллизации циркона по “Ti-in-Zircon” термометру (Watson et al., 2006) около 730°C.

По характеру распределения REE резко отличаются краевые зоны циркона с осцилляционной зональностью (точки 22-2, 24-2, 50-2 на рис. 2, 3б) и измененные зерна (точки 55-1, 55-2 на рис. 2, 3б). Спектры REE в них отличаются горизонтальным распределением в области LREE (Lu_N/La_N – 14–300) с проявленной положительной Се-аномалией относительно небольшой величины (Ce/Ce* = = от 2 до 9, в среднем = 3), отрицательная Eu-аномалия отсутствует или слабо выражена и имеет невысокое значение (Eu/Eu* = от 0.3 до 0.8, в среднем = 0.5). В области HREE, как для центральных частей циркона, отмечается положительный наклон спектров REE с увеличением от Gd к Lu (Lu_N/Gd_N = 13–93). Суммарное содержание REE в таком цирконе составляет 200–1300 ppm, в измененных участках повышается до 2300 ppm. Содержание остальных примесей в целом соответствует их уровню в центральных неизмененных зонах, отмечается лишь большее содержание Th (100–900 ppm) и U (300–4000 ppm), при этом значение Th/U (0.1–0.6) остается таким же (табл. 1). В измененном цирконе наблюдается сравнительно повышенное содержание почти всех определяемых элементов-примесей, главным образом, REE (до 2300 ppm), U (до 4000 ppm), Ca (до 1000 ppm), Sr (до 70 ppm), Ba (до 40 ppm). Содержание Ti в краевых зонах циркона в среднем составляет 8 ppm, что отвечает температуре кристаллизации циркона около 725°C. Содержание Ti в измененных зернах увеличивается до 60–67 ppm, что делает некорректными расчеты температуры по “Ti-in-Zircon” термометру (Watson et al., 2006).

Распределение LREE и HREE в центральных зонах и ядрах циркона слабо коррелирует между собой (r = 0.48). В целом содержание HREE не превышает 1100 ppm, LREE – 100 ppm (рис. 4а). Краевые участки циркона и измененные зерна характеризуются более повышенным содержанием LREE (свыше 1000 ppm) при сопоставимом количестве HREE. Стоит отметить, что материнские хорошо раскристаллизованные, иногда порфировидные биотитовые граниты характеризуются относительно высокими содержаниями REE (среднее содержание 180 ppm).

Рис. 4.

Соотношение LREE–HREE (а), Ca–Ti (б), Th–U (в), La–Sm_N/La_N (г), Sm_N/La_N–Ce/Ce* (д), Ce/Ce*–Eu/Eu* (е) в цирконе. На диаграммах La–Sm_N/La_N (г), Sm_N/La_N–Ce/Ce* (д), Ce/Ce*–Eu/Eu* (е) нанесены поля составов магматического (1) и гидротермально-метасоматического (2) циркона по (Hoskin, 2005), а для диаграммы La–Sm_N/La_N дополнительно отмечены границы зон (пунктирные линии) по (Kirkland et al., 2009).

Неформульные для циркона элементы Ca и Ti не имеют корреляционной связи (r = 0.05). На бинарном графике фигуративные точки циркона представляют собой довольно компактную группу, растянутую вдоль оси Ti с содержанием Ti в пределах 2–20 ppm и Ca – 20–100 ppm (рис. 4б). В данный компактный кластер преимущественно входят фигуративные точки центральных зон изученного циркона. Краевые участки кристаллов циркона и в особенности измененный циркон характеризуется резко повышенным содержанием как Ca (до 7000 ppm), так и Ti (до 70 ppm).

Распределение Th и U в изученных кристаллах циркона положительно коррелируется (r = 0.78), с образованием четкого линейного тренда (рис. 4в). В нижней части тренда лежат точки центральных зон и ядер циркона цирконов с невысоким содержанием Th и U, отражающим содержание этих элементов в гранитном расплаве. В верхней части тренда находятся точки циркона, относящиеся к краевой зоне кристаллов и к измененным участкам. Содержание в них Th и U существенно выше, достигая значений 1000 и 4000 ppm соответственно.

На диаграмме La_N–Sm_N/La_N (рис. 4г) почти все точки циркона попадают в промежуточную область между магматическим и гидротермальным полями (Hoskin, 2005). При этом к полю гидротермального циркона приближены точки, соответствующие краевым и измененным зонам, тогда как вблизи поля магматического циркона лежат точки неизмененных центральных участков. По предложенныму другими авторами выделению фигуративных полей циркона практически все точки попадают в область гидротермального циркона (Kirkland et al., 2009).

На дискриминационной диаграмме Sm_N/La_N–Ce/Ce* (рис. 4д) прослеживается аналогичное, по сравнению с предыдущей диаграммой (La_N–Sm_N/La_N), положение фигуративных точек относительно обозначенных полей (Hoskin, 2005). Так, точки циркона показывают постепенный переход от поля магматического циркона к полю “гидротермально-метасоматического” циркона. Точки циркона, находящиеся в гидротермальном поле и в непосредственной близости к нему, относятся к обогащенным U, REE и другими примесями краевым и измененным областям циркона. Данные точки циркона характеризуются пологим спектром распределения REE с редуцированной Ce- или Eu-аномалиями. Оставшаяся часть точек циркона находится вблизи поля магматического циркона, а также частично в самом поле. Таким точкам свойственно невысокое содержание REE и других элементов-примесей. К такому циркону, как правило, относятся центральные неизмененные области зерна.

На диаграмме Ce/Ce*–Eu/Eu* (рис. 4е) большинство точек составов циркона располагаются вне области выделенных полей (Hoskin, 2005), что указывает на необходимость доработки данной дискриминационной диаграммы. Краевые зоны и измененные участки характеризуются невысокими показателями Ce/Ce* (менее 10), при этом значение Eu/Eu* остается примерно на одном и том же уровне в диапазоне от 0.2 до 0.6 (иногда до 0.8) и располагаются вблизи поля гидротермального циркона.

ВЫВОДЫ

Проведенный анализ состава по редким элементам циркона из раннепалеозойских известково-щелочных гранитов на территории АВБ позволил выделить две разновидности этого минерала – магматическую и преобразованную, возможно гидротермального генезиса. Несмотря на то, что обе выделенные разновидности циркона имеют геохимические характеристики состава, свойственные циркону магматического генезиса, однако, между ними наблюдаются устойчивые различия в распределении ряда редких и редкоземельных элементов. “Магматический” тип распределения REE в полной мере присущ центральным областям циркона, которые имеют однородное строение в BSE и умеренное содержание элементов-примесей. Краевые участки и измененные зоны циркона отличаются от них практически горизонтальными спектрами в области легких и средних REE за счет повышенного содержания этих элементов. Эта разновидность циркона, кроме того, отличается повышенным содержанием U, Th, Ca, Sr и Ba, положительно коррелирующих друг с другом. Такая особенность состава циркона может быть обусловлена привносом флюида, вызвавшего метасоматическое изменение гранитов в процессе их калишпатизации.

Повышенное содержание U в измененных зонах (до 4000 ppm), наряду с возросшим содержанием неформульных элементов (в первую очередь, кальция), должно приводить к росту метамиктности и, как следствие, появлению дискордатнтности и искажению значений U-Pb возраста циркона вплоть до невозможности их интерпретации (Geisler, Schleicher, 2000). Полученные результаты требуют корректного применения локальных методов датирования циркона, сопровождающегося минералого-геохимическим изучением отличающихся по составу разновидностей циркона. Наложенные изменения, обнаруженные авторами в цирконах раннепалеозойских известково-щелочных гранитов, необходимо учитывать при датировании всех известково-щелочных гранитоидов БСО. Возможно, это поможет надежно разделить петротипы ранне- и позднепалеозойских этапов магматизма на данной территории.

Авторы благодарят С.Г. Симакина и Е.В. Потапова (ЯФ ФТИАН) за проведенное исследование геохимии циркона, Л.Ф. Суворову (ИГХ СО РАН) за получение BSE-изображений.

Исследование проведено в рамках выполнения государственного задания ИГХ СО РАН по Проекту IX.130.3.1. (0350-2016-0032) и является вкладом в выполнение темы НИР ИГГД РАН (0153-2019-0002).