1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геохимия
  4. T. 65, № 6, 2020

Геохимия, 2020, T. 65, № 6, стр. 609-617

U-Pb возраст и геохимия детритового циркона из кварцитов далдынской серии (Анабарский щит)

Л. Ю. Сергеева a, *, Н. И. Гусев a, С. Г. Скублов b, c, **

a Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского
199106 Санкт-Петербург, Средний пр., 74, Россия

b Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
199106 Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2, Россия

c Санкт-Петербургский горный университет
199106 Санкт-Петербург, 21 линия, 2, Россия

* E-mail: sergeeva.luda02@yandex.ru
** E-mail: skublov@yandex.ru

Поступила в редакцию 11.03.2019
После доработки 09.09.2019
Принята к публикации 11.09.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

В работе представлены результаты датирования U-Pb методом (SHRIMP-II) и изотопно-геохимического исследования (SIMS и Sm-Nd метод) детритового циркона и вмещающих их осадочных пород далдынской серии Анабарского щита, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации. Наиболее древний эоархейский источник сноса с возрастом 3.7 млрд лет, установленный по единичным зернам циркона, подтверждается Nd-модельным возрастом протолита пород (TNd(DM)2 3.69–3.71 млрд лет). Преобладающий детритовый циркон с возрастом 3.5 млрд лет отражает доминирование в области питания палеоархейских магматических пород.

Ключевые слова: детритовый циркон, U-Pb метод, Sm-Nd метод, Анабарский щит, гранулиты

ВВЕДЕНИЕ

Древнейшие гранулито-гнейсовые комплексы являются важным источником информации о составе и эволюции ранней континентальной коры Земли (Ножкин, Туркина, 1993). В пределах древних щитов в ассоциации с высокометаморфизованными породами широко распространены метаосадочные породы (кварциты, кальцифиры). Именно датирование циркона из метаосадочных пород комплекса Джек Хиллс, Западная Австралия, позволило установить самый древний из известных на нашей планете возраст минерала и пролить свет на ранние этапы эволюции Земли (Wilde et al., 2001). Поэтому для реконструкции возраста и условий формирования древней континентальной коры Анабарского щита был изучен U-Pb возраст и редкоэлементный состав детритового циркона из кварцитов далдынской серии.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И СОСТАВ ПОРОД

На территории Анабарского щита древнейшими образованиями являются породы далдынской серии, распространенные в его центральной части. В составе далдынской серии выделяются бекелехская и килегирская толщи, сложенные в разных соотношениях мезо-меланократовыми двупироксеновыми кристаллическими сланцами и плагиогнейсами, в подчиненных количествах – кварцитами, магнетитсодержащими кристаллическими сланцами и гранатсодержащими двупироксеновыми гнейсами (Лутц, 1964; Гусев и др., 2016). Килегирская толща, по сравнению с бекелехской, более разнообразная по петрографическому составу, в ней распространены метаосадочные породы, в том числе кварциты (до 5%), образующие пласты, прослеживающиеся на несколько километров (Розен и др., 1986). Характерна ритмичность разных порядков, которая выражается в повторяемости в разрезе пластов и горизонтов графит- и силлиманитсодержащих кварцитов, кальцифиров и мраморов, однотипном чередовании по разрезу различных по петрографическому и химическому составу пород: мезократовый гнейс → лейкократовый гнейс → кварцит и (или) силлиманит-, кордиеритсодержащие гнейсы (Гусев и др., 2016). Авторами были изучены пласты кварцитов в килегирской толще, от ее границы с бекелехской толщей и на протяжении 3 км.

В составе далдынской серии наиболее часто встречаются мономинеральные кварциты, а полевошпатовые, гранат-, силлиманит- и магнетитсодержащие и другие разности отмечаются редко. Внешне кварциты представлены серыми, средне- и крупнозернистыми породами, часто с хорошо выраженной полосчатостью, обусловленной линейностью темноцветных минералов. Структура кварцитов гранобластовая, нематогранобластовая и мозаичная. Кварц (70–100%) образует изометричные или неправильной формы зерна размером 2–10 мм. Полевые шпаты представлены микроклином 10–12%, плагиоклазом (an15-20) 1–15%. Гранат образует округлые выделения размером 0.5–3 мм, гиперстен – короткотаблитчатые зерна размером 5–10 мм. Игольчатый силлиманит и мелкочешуйчатые биотит и графит составляют до 3–5% от объема породы. В магнетитсодержащих разностях встречается пирит, в сумме содержание рудных минералов обычно не превышает 2–3% (Гусев и др., 2016).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Содержание главных элементов в породах проанализировано XRF методом (ЦЛ ВСЕГЕИ) на спектрометре ARL 9800 (аналитик Б.А. Цимошенко) по стандартной методике.

Датирование циркона U-Pb методом проводилось в ЦИИ ВСЕГЕИ на ионном микрозонде SHRIMP-II по методике (Williams et al., 1998). Для выбора точек анализа использовались изображения зерен циркона в проходящем свете, в режиме катодолюминесценции (CL) и обратно-отраженных электронов (BSE). Результаты U-Pb датирования обработаны с помощью программы Isoplot (Ludwig, 1999).

При изучении изотопной Sm-Nd системы определение концентраций элементов выполнено методом изотопного разбавления, изотопный состав определялся на девятиколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме (аналитик Е.С. Богомолов).

Содержание REE и редких элементов в цирконе определялось в точках, которые ранее были продатированы U-Pb методом, на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН (аналитики С.Г. Симакин и Е.В. Потапов) по методикам, приведенным в (Hinton, Upton, 1991; Федотова и др., 2008). 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 хондрита СI (McDonough, Sun, 1995). Оценка температуры кристаллизации циркона выполнена с помощью “Ti–в цирконе” термометра (Watson et al., 2006).

Петрохимические модули, использованные при описании состава пород, заимствованы из монографии (Интерпретация …, 2001), содержащей полные ссылки на первоисточники.

ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

В изученных четырех образцах кварцитов (обр. 523 (68°42′ N, 110°29′ E), 820 (69°43′ N, 110°27′ E), 831-1 (69°43′ N, 110°31′ E), 847 (69°50′ N, 110° 42′ E) содержание SiO2 варьирует от 88.1 до 98.5 мас. %. Кварциты характеризуются низкими величинами алюмокремниевого модуля (АМ = = Al2O3/SiO2) (0.01–0.05), по величине натриевого модуля (НМ = Na2O/Al2O3) (0.01–0.20) они соответствуют терригенным отложениям (Скляров, 2001). Значения железистого модуля (ЖМ = FeO + Fe2O3 + + MnO)/Al2O3 + TiO2) (0.05–0.14) указывают на глиноземистый состав пелитов. Модуль нормированной щелочности (НКМ = Na2O + K2O/Al2O3) равен 0.11–0.69. Величина индекса химического выветривания (CIA = (Al2O3/Al2O3 + CaO + Na2O + + K2O) × 100) изменяется в широких пределах (43–90), что косвенно указывает на различные источники сноса.

Суммарное содержание REE в кварцитах варьирует в интервале 24–36 ppm (кроме обр. 831-1 – 9 ppm). Распределение REE имеет дифференцированный характер (отношение LaN/YbN = 9–39), спектры REE близки к PAAS (Nance, Taylor, 1976), но по сравнению с постархейскими глинистыми сланцами обнаруживают некоторое обеднение REE, что типично для богатых кварцем осадочных пород (Cullers et al., 1975; Nance, Taylor, 1976; Basu et al., 1982). В обр. 820 и 523 отсутствует или слабо проявлена положительная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.93–1.29), в то время как обр. 831-1 и 847 характеризуются наличием отрицательной Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.42–0.59). В породах установлены низкие содержания Th (0.76–3.95 ppm) и U (0.10–0.58 ppm), величина Th/U отношения составляет в среднем 7.18.

По результатам изучения Sm-Nd изотопной системы были выделены два образца (820 и 831-1), для которых был определен наиболее древний модельный возраст протолита (TNd DM2 3.69–3.71 млрд лет). Именно из этих образцов циркон был подвергнут последующему изотопно-геохимическому исследованию.

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ И ГЕОХИМИЯ ЦИРКОНА

Образец 820

Циркон из обр. 820 представлен темно-серыми до черных в CL призматическими и короткопризматическими кристаллами длиной 200–500 мкм с коэффициентом удлинения (Ky) 1.6–3.9, слабой окатанности, с реликтами в ядерных частях тонкой осцилляционной и секториальной зональности (рис. 1а). Строение большинства зерен по изображению в CL может рассматриваться как полигенное (рис. 1а). Часто зональность циркона затушевана или “размытая”. В некоторых зернах присутствуют тонкие темно-серые оболочки. Измерения возраста производилось, в основном, по ядерным частям зерен (табл. 1), где также был изучен редкоэлементный состав циркона (табл. 2).

Рис. 1.

CL-изображения с положением точек анализа и значением 207Pb/206Pb возраста (а, в) и диаграммы с конкордией (б, г) для циркона из кварцитов обр. 820 (а, б) и обр. 831-1 (в, г).

Таблица 1.  

Результаты U-Pb (SHRIMP-II) анализов циркона из кварцитов далдынской серии (Анабарский щит)

Точка анализа 206Pbc,% U, ppm Th, ppm $\frac{{^{{232}}{\text{Th}}}}{{^{{238}}{\text{U}}}}$ 206Pb*, ppm Возраст 206Pb/238U, млн лет Возраст 207Pb/206Pb, млн лет D, % (1) 238U/206Pb ±% (1) 207Pb*/206Pb* ±% (1) 207Pb*/235U ±% (1) 206Pb*/238U ±% Rho
Образец 820
1.1 0.03 126 74.5 0.61 78.8 3523 ± 29 3473 ± 7 –1 1.375 1.1 0.301 0.4 30.1 1.1 0.727 1.1 0.92
2.1 0.04 130 113 0.90 79.7 3470 ± 28 3433 ± 7 –1 1.402 1.1 0.293 0.5 28.8 1.1 0.713 1.1 0.92
3.1 0.02 255 95.4 0.39 169 3683 ± 31 3740 ± 4 +2 1.298 1.1 0.358 0.3 38.0 1.2 0.771 1.1 0.97
4.1 0.05 356 193 0.56 225 3553 ± 25 3621 ± 4 +2 1.36 0.9 0.331 0.3 33.5 1.0 0.735 0.9 0.96
5.1 0.05 229 18.1 0.08 140 3459 ± 26 3554 ± 5 +3 1.408 1.0 0.317 0.3 31.0 1.0 0.710 1.0 0.95
6.1 0.05 888 400 0.47 392 2674 ± 22 3204 ± 6 +20 1.945 1.0 0.253 0.4 17.9 1.1 0.514 1.0 0.93
7.1 0.07 412 301 0.76 256 3504 ± 25 3619 ± 5 +3 1.385 0.9 0.331 0.3 32.9 10 0.722 0.9 0.94
8.1 0.02 123 58.8 0.49 76.7 3512 ± 28 3511 ± 7 0 1.381 1.0 0.308 0.4 30.7 1.1 0.724 1.0 0.92
9.1 0.03 147 73.1 0.51 89.6 3451 ± 27 3447 ± 17 0 1.413 10 0.296 1.1 28.9 1.5 0.708 10 0.68
10.1 0.04 490 395 0.83 297 3442 ± 25 3452 ± 5 0 1.417 0.9 0.297 0.3 28.9 1.0 0.706 0.9 0.94
11.1 0.03 123 59.2 0.50 76.6 3521 ± 29 3498 ± 8 –1 1.376 1.1 0.305 0.6 30.6 1.2 0.727 1.1 0.89
12.1 0.23 96.0 78.7 0.85 59.7 3503 ± 28 3634 ± 8 +4 1.385 1.0 0.334 0.5 33.2 1.2 0.722 1.0 0.89
13.1 0.04 252 296 1.22 148 3368 ± 26 3536 ± 6 +5 1.457 1.0 0.313 0.4 29.6 1.0 0.686 1.0 0.94
14.1 0.08 73.4 67.1 0.94 44.5 3440 ± 31 3603 ± 9 +5 1.418 1.2 0.327 0.6 31.8 1.3 0.705 1.2 0.90
15.1 0.07 156 103 0.68 94.2 3437 ± 27 3600 ± 7 +5 1.420 1.0 0.326 0.5 31.7 1.1 0.704 1.0 0.91
10.2 0.01 746 37.4 0.05 347 2789 ± 21 2768 ± 11 –1 1.848 0.9 0.193 0.6 14.4 1.1 0.541 0.9 0.82
3.2 0.02 280 100 0.37 183 3637 ± 27 3733 ± 4 +3 1.319 1.0 0.356 0.3 37.2 1.0 0.758 1.0 0.96
Образец 831-1
1.1 0.03 107 47.7 0.46 64.1 3399 ± 28 3487 ± 8 +3 1.44 1.0 0.303 0.5 29.0 1.2 0.694 1.0 0.90
2.1 0.03 247 116 0.48 148 3414 ± 26 3464 ± 6 +1 1.43 1.0 0.299 0.4 28.8 1.1 0.698 1.0 0.93
3.1 0.03 209 103 0.51 129 3494 ± 27 3505 ± 11 0 1.39 10 0.307 0.7 30.4 1.2 0.719 10 0.82
4.1 0.03 180 82.4 0.47 113 3542 ± 27 3491 ± 6 –1 1.37 1.0 0.304 0.4 30.7 1.1 0.732 1.0 0.93
5.1 0.02 144 84.5 0.61 89.7 3517 ± 27 3472 ± 7 –1 1.38 1.0 0.300 0.4 30.1 1.1 0.726 1.0 0.92
6.1 0.05 151 95.6 0.65 93.1 3481 ± 27 3496 ± 7 0 1.40 1.0 0.305 0.4 30.1 1.1 0.716 1.0 0.92
7.1 0.02 88.2 46.1 0.54 55.0 3515 ± 29 3441 ± 8 –2 1.38 1.1 0.294 0.6 29.4 1.2 0.725 1.1 0.89
8.1 0.02 94.0 65.5 0.72 58.3 3500 ± 30 3554 ± 10 +2 1.39 1.1 0.317 0.6 31.5 1.3 0.721 1.1 0.87
9.1 0.02 167 73.1 0.45 108 3618 ± 28 3523 ± 11 –3 1.33 1.0 0.311 0.7 32.2 1.2 0.753 1.0 0.83
10.1 0.03 153 76.5 0.52 96.8 3549 ± 27 3501 ± 8 –1 1.36 1.0 0.306 0.5 31.0 1.1 0.734 1.0 0.90
11.1 0.02 119 64.2 0.56 73.6 3503 ± 29 3469 ± 7 –1 1.39 1.1 0.300 0.5 29.8 1.2 0.722 1.1 0.92
12.1 0.04 82.6 41.9 0.52 47.4 3297 ± 27 3479 ± 9 +6 1.50 1.1 0.302 0.6 27.8 1.2 0.668 1.1 0.89
12.2 0.11 132 2.74 0.02 61.5 2786 ± 24 2778 ± 16 0 1.85 1.0 0.194 1.0 14.5 1.4 0.541 1.0 0.74
13.1 0.02 163 73.9 0.47 94.3 3318 ± 26 3487 ± 11 +5 1.49 1.0 0.303 0.7 28.1 1.2 0.673 1.0 0.81
14.1 0.04 117 67.4 0.60 72.1 3482 ± 28 3483 ± 7 0 1.40 1.0 0.303 0.5 29.9 1.1 0.716 1.0 0.91
15.1 0.01 629 526 0.86 389 3497 ± 25 3587 ± 7 +3 1.39 0.9 0.324 0.5 32.1 1.0 0.720 0.9 0.89

Примечания. Pbc и Pb* − общий и радиогенный свинец. Погрешность калибровки стандарта 0.36%. (1) − коррекция по 204Pb. D − дискордантность. Rho − коэффициент корреляции. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1σ, погрешности вычисленных возрастов приводятся на уровне 2σ.

Таблица 2.  

Содержание редких и редкоземельных элементов (ppm) в цирконе из кварцитов далдынской серии (Анабарский щит)

Компо-нент Образец 820
3.1 3.2 4.1 7.1 12.1 14.1 15.1 5.1 8.1 13.1 1.1 2.1 9.1 10.1 11.1 6.1 10.2
La 0.24 0.09 2.12 14.0 217 0.11 4.66 3.19 0.37 1.33 0.18 1.67 0.08 1.90 0.06 8.72 0.77
Ce 9.82 8.99 45.6 110 465 26.8 49.4 18.2 13.8 41.7 11.6 22.2 12.2 38.9 11.5 59.0 10.8
Pr 0.22 0.11 1.17 6.70 81.6 0.21 2.96 1.68 0.81 0.98 0.20 1.22 0.12 1.96 0.09 2.19 0.48
Nd 2.17 1.74 6.92 26.7 383 2.68 14.4 6.01 6.99 7.29 3.63 9.17 1.65 18.7 1.23 8.09 2.14
Sm 4.76 4.09 8.52 10.3 21.4 4.73 7.76 0.97 7.65 8.34 7.12 10.1 3.35 24.5 2.76 4.10 1.83
Eu 1.25 0.93 0.91 3.37 4.52 1.39 2.73 1.25 0.77 2.48 0.53 0.77 0.22 0.89 0.22 0.86 0.57
Gd 32.3 26.6 42.4 33.7 73.6 21.6 32.8 4.51 29.7 31.8 36.8 41.1 16.9 122 17.9 22.5 6.97
Dy 135 124 184 124 132 69.4 114 18.3 113 111 134 132 73.7 415 72.7 117 49.1
Er 299 289 383 287 215 141 262 52.1 194 231 257 239 159 703 159 313 161
Yb 620 593 706 592 361 265 490 137 314 475 417 389 276 1033 274 718 467
Lu 105 102 106 100 57.5 43.1 77.8 24.4 53.2 79.0 65.2 61.0 43.5 154 43.8 120 78.5
Li 0.70 0.82 0.31 2.00 2.02 0.05 1.06 1.49 0.39 0.93 0.02 3.91 4.25 1.57 0.14 8.13 4.48
P 331 422 238 295 384 101 287 39.1 218 263 137 255 162 483 110 477 261
Ca 4.49 5.64 11.4 107 39.7 6.66 44.7 56.9 3.32 10.6 4.54 8.53 0.96 17.3 0.56 1272 1436
Ti 27.7 23.2 26.4 30.1 31.4 10.2 19.2 24.0 29.6 20.2 18.0 17.7 23.2 66.2 21.3 41.5 31.2
Sr 0.67 0.70 0.81 3.03 1.84 0.43 1.41 2.18 0.45 0.64 0.48 0.53 0.38 1.11 0.37 27.0 29.0
Y 1652 1598 2224 1544 1292 758 1387 263 1358 1288 1417 1361 884 4161 849 1671 761
Nb 43.0 23.5 71.2 37.9 23.5 25.1 20.6 23.9 72.2 38.0 44.7 33.8 59.1 54.4 34.6 28.2 28.3
Ba 0.86 1.57 1.92 3.77 4.05 1.71 2.05 2.68 1.16 1.37 1.66 1.04 1.28 1.62 1.31 10.7 8.16
Hf 12 240 11 651 10 795 10 925 8581 9922 11 027 11 860 10 041 10 761 10 038 9422 10 080 9995 9919 11 774 13 301
Th 111 115 211 355 158 76.2 132.8 18.7 75.9 189 81.2 72.1 62.4 647 64.1 644 49.7
U 453 435 525 655 168 120 282 300 208 271 196 164 182 897 182 1660 952
Th/U 0.24 0.26 0.40 0.54 0.94 0.63 0.47 0.06 0.37 0.70 0.41 0.44 0.34 0.72 0.35 0.39 0.05
Eu/Eu* 0.31 0.27 0.15 0.55 0.35 0.42 0.52 1.82 0.16 0.46 0.10 0.12 0.09 0.05 0.10 0.27 0.48
Ce/Ce* 10.4 21.2 7.00 2.75 0.85 42.5 3.22 1.91 6.11 8.82 14.8 3.76 30.7 4.86 38.3 3.27 4.29
ΣREE 1209 1150 1487 1308 2012 576 1058 268 734 990 934 907 586 2515 583 1374 779
ΣLREE 12.4 10.9 55.8 157 1146 29.8 71.4 29.1 22.0 51.3 15.6 34.2 14.1 61.4 12.8 78.0 14.2
ΣHREE 1190 1134 1422 1137 839 540 976 237 703 928 910 862 569 2428 568 1291 762
LuN/LaN 4295 10772 484 69.1 2.56 3739 161 73.8 1388 570 3586 352 5263 781 7596 133 982
LuN/GdN 26.3 31.1 20.3 24.0 6.32 16.2 19.2 43.7 14.5 20.1 14.3 12.0 20.8 10.3 19.8 43.4 91.1
SmN/LaN 32.3 71.7 6.43 1.18 0.16 68.1 2.67 0.49 33.2 10.0 65.0 9.7 67.4 20.6 79.5 0.75 3.81
T (Ti), °C 842 823 836 851 855 745 804 827 849 809 798 796 823 943 815 886 854
Компонент Образец 831-1
2.1 3.1 4.1 6.1 7.1 9.1 10.1 11.1 1.1 5.1 8.1 12.1 12.2 13.1 14.1 15.1
La 0.31 0.22 0.05 0.04 0.25 0.08 0.40 0.07 1.83 4.96 4.15 2.04 4.46 4.66 9.71 9.58
Ce 19.2 19.7 16.8 10.0 11.0 13.3 14.0 10.4 16.3 52.0 10.1 20.7 12.6 27.6 23.4 88.6
Pr 0.14 0.20 0.10 0.20 0.32 0.07 0.26 0.09 0.76 4.26 0.87 1.59 1.25 1.53 2.61 2.41
Nd 1.42 1.97 1.58 3.69 3.04 0.75 2.55 1.68 4.49 24.1 3.01 7.46 4.85 7.31 9.85 11.9
Sm 3.08 3.38 3.63 6.29 4.31 1.97 4.05 3.55 2.75 10.6 1.67 3.50 0.85 5.11 5.94 12.9
Eu 0.15 0.12 0.17 0.55 0.61 0.07 0.30 0.39 0.26 0.50 0.99 0.42 0.54 1.55 1.37 1.24
Gd 18.9 19.9 21.2 32.3 23.9 13.3 25.2 20.3 14.0 30.5 6.47 16.2 3.05 21.0 29.7 69.3
Dy 85.3 82.4 86.8 125 88.8 61.4 95.4 82.8 58.0 103 32.6 66.1 23.1 60.5 111 273
Er 189 188 190 231 187 142 194 174 123 218 75.9 142 87.3 142 227 518
Yb 340 318 324 370 311 251 321 293 220 389 190 248 277 272 385 786
Lu 55.8 51.2 51.1 60.6 49.6 40.8 51.8 47.8 36.2 60.3 40.7 40.8 56.8 42.4 60.6 119
Li 0.77 0.78 0.62 0.50 0.10 0.19 0.61 1.30 1.90 0.76 2.73 0.86 7.74 2.09 0.54 0.96
P 188 149 145 271 135 126 178 193 172 259 120 156 132 250 135 331
Ca 1.01 1.48 10.3 26.7 1.35 0.55 21.2 0.57 0.83 22.6 13.9 9.25 25.6 10.9 24.1 34.3
Ti 22.5 19.4 17.8 13.5 15.9 17.2 17.0 19.6 16.9 21.0 14.2 18.7 23.8 16.8 22.4 36.9
Sr 0.50 0.41 0.51 0.52 0.37 0.32 0.40 0.35 0.29 0.53 0.30 0.40 0.62 0.46 0.69 0.91
Y 1008 994 1016 1247 1005 733 1047 944 683 1133 480 758 446 748 1204 2968
Nb 32.1 29.7 21.8 17.4 19.1 13.5 16.4 20.2 22.8 14.5 16.6 13.8 9.58 23.0 8.78 32.5
Ba 1.22 1.19 0.85 1.28 0.60 1.04 1.11 0.74 0.82 2.06 1.31 0.63 2.50 1.46 2.00 2.57
Hf 12 014 11 673 11 023 9657 9762 12 319 10 211 10 033 10 036 10 851 10 158 10 777 17 098 10 899 10 661 9461
Th 129 108 102 81.1 61.1 68.6 82.9 68.8 48.4 128 88.6 64.9 13.2 84.6 82.7 415
U 375 322 305 191 155 242 220 191 145 297 173 164 283 235 240 837
Th/U 0.34 0.34 0.33 0.42 0.40 0.28 0.38 0.36 0.33 0.43 0.51 0.40 0.05 0.36 0.34 0.50
Eu/Eu* 0.06 0.04 0.06 0.12 0.18 0.04 0.09 0.14 0.13 0.08 0.92 0.17 1.03 0.46 0.31 0.13
Ce/Ce* 21.8 22.5 56.9 26.6 9.49 43.0 10.6 33.0 3.34 2.73 1.28 2.78 1.29 2.50 1.12 4.46
ΣREE 713 685 696 840 680 524 709 634 478 897 367 549 472 585 866 1892
ΣLREE 21.1 22.1 18.5 14.0 14.6 14.2 17.2 12.3 23.4 85.4 18.1 31.8 23.2 41.1 45.5 112
ΣHREE 689 659 674 819 660 508 687 618 452 801 346 514 447 537 813 1766
LuN/LaN 1714 2210 9511 13787 1918 4656 1246 7037 190 117 94.5 192 123 87.8 60.2 120
LuN/GdN 23.9 20.8 19.5 15.2 16.8 24.9 16.6 19.0 20.8 16.0 50.9 20.4 151 16.4 16.5 13.9
SmN/LaN 15.7 24.2 112 238 27.7 37.3 16.2 86.8 2.40 3.41 0.64 2.74 0.31 1.76 0.98 2.15
T (Ti), °C 820 805 797 770 786 793 792 806 791 813 775 801 826 791 820 873

В обр. 820 результаты измерения возраста ядер циркона располагаются на линии конкордии в интервале 3740–3450 млн лет c образованием двух возрастных кластеров в области 3740–3600 и 3510–3450 млн лет (рис. 1г). Наиболее древнее зерно (точки 3.1 и 3.2, табл. 1) с возрастом 3740–3733 млн лет (здесь и далее приводится значение 207Pb/206Pb-возраста), имеет спектр распределения REE аналогичный магматическому циркону и на диаграммах (рис. 2а) относится к неизменному магматическому типу. Популяция из 5 зерен с возрастом 3634–3600 млн лет является субконкордантной (дискордантность 2–5%) и “растягивается” вдоль линии конкордии, вероятно, в связи с потерей радиогенного свинца. Из них только зерно 14.1 с возрастом около 3603 млн лет имеет спектр REE как у магматического циркона, остальные зерна этой популяции обогащены LREE. В частности, зерно 12.1 с ритмичной зональностью наиболее обогащено редкоземельными элементами (суммарное содержание LREE достигает 1146 ppm).

Рис. 2.

Распределение REE в цирконе из кварцитов обр. 820 и 831-1 обр. 820 (а и б) и обр. 831-1 (в и г). Нормировано на хондрит CI (McDonough, Sun, 1995).

В промежутке между кластерами находятся два циркона со значениями возраста 3554 и 3535 млн лет (точки 5.1 и 13.1, табл. 1), причем зерно 5.1 имеет низкое Th/U отношение 0.06, что характерно для метаморфического циркона. Кроме того, в зернах этого возраста аномальное распределение REE со слабой отрицательной или положительной Eu‑аномалией (Eu/Eu* = 1.82 и 0.46).

Во второй значительной популяции с возрастом 3510–3452 млн лет три зерна циркона (точки 1.1, 9.1, 11.1) имеют распределение REE как у неизмененного магматического циркона, причем зерно 1.1 с ритмичной зональностью имеет низкое содержание Li 0.02 ppm (рис. 2б, табл. 1). Низкие концентрации Li (<0.04 ppm) характерны для мантийных цирконов и цирконов океанической коры, тогда как в цирконах континентальной коры содержания Li на несколько порядков выше (Ushikubo et al., 2008). Остальные 4 зерна в этом кластере обогащены LREE.

Образец 831-1

Циркон из обр. 831-1 представлен слегка окатанными, призматическими кристаллами длиной 200–300 мкм с коэффициентом удлинения (Ky) 1.6–3.6, темно-серыми в CL, с тонкими серыми оболочками (рис. 1в). В ядрах цирконов зональность, как правило, осциляционная, в некоторых зернах она затушевана или размыта. Для 12 точек (кроме 7.1, 8.1, 12.2, 15.1) циркона из этой пробы была получена дискордия с возрастом верхнего пересечения 3487 ± 11 млн лет (рис. 1г). Цирконы характеризуются величиной Th/U отношения около 0.53, характерным для циркона магматического генезиса (Hoskin, Schallteger, 2003), пониженным содержанием U (83–247 ppm) и Th (42–116 ppm).

Результаты определения возраста циркона из кварцитов обр. 831-1 попадают в компактную область значений. В этой же группе, обогащенной LREE, находится оболочка циркона (точка 12.2, табл. 2) с возрастом 2778 ± 16 млн лет и низким Th/U отношением 0.05, что дает основание считать циркон метаморфическим. В этом цирконе отсутствуют положительная Ce-аномалия и отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 1.03).

По распределению редких элементов циркон из обр. 831-1 можно разделить на два типа. К первому типу относится циркон с типичным для магматического происхождения характером распределения REE (отношение LuN/LaN варьирует от 1246 до 13787, точки 2.1, 3.1, 4.1, 6.1, 7.1, 9.1, 10.1, 11.1 в табл. 2) (рис. 2в). В цирконе этой группы наблюдается положительная Ce-аномалия (Ce/Ce* = 9.49–56.9) и отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* около 0.09), величина Th/U отношения в среднем составляет 0.36. Содержание Са варьирует в пределах от 0.55 до 26.7 ppm, Y – от 733 до 1247 ppm. Для второго типа циркона характерны слабо дифференцированные спектры распределения REE (отношение (Sm/La)N от 0 до 3) (рис. 2г) с редуцированной положительной Ce-аномалией (Ce/Ce* = 1.12–4.46) и отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* в пределах от 0.08 до 0.46), отсутствующей в точках 8.1 и 12.2. Циркон второго типа характеризуется обогащением LREE относительно HREE (LREE варьирует от 18 до 112 ppm). Средняя величина Th/U отношения составляет 0.41 (без учета точки 12.2, в которой также наблюдается аномально высокое содержание Hf 17 098 ppm). В остальных зернах циркона содержание Hf меняется в пределах от 9461 до 10899 ppm. Содержание Y варьирует в диапазоне от 446 до 1204 ppm, увеличиваясь в точке 15.1 до 2968 ppm.

Повышенное содержание LREE в цирконе второго типа не дает основание рассматривать как результат метамиктности циркона, полной или частичной. Все проанализированные зерна циркона из обеих проб, за исключением одной дискордантной точки 6.1 из обр. 820 (табл. 1), конкордантны либо субконкордантны (дискордантность не превышает 5–6%). Этот факт указывает на ненарушенность U-Pb системы в цирконе. Дополнительным независимым критерием нарушенности U-Pb системы является содержание неформульного для циркона элемента Са (Geisler, Schleicher, 2000). Содержание Са в изученном цирконе положительно коррелируется с содержанием U (коэффициент корреляции (r) = 0.78), но демонстрирует, наряду с U, отсутствие какой-либо связи с количеством LREE (r = –0.01 и –0.05 соответственно). Среднее (медианное) содержание Са сравнительно невысокое и составляет около 10 ppm (табл. 2), что наряду с приемлемыми значениями дискордантности для проанализированного циркона позволяет в целом рассматривать рассчитанные значения U-Pb возраста как отражающие реальные геологические события.

Магматическое происхождение циркона первого типа подчеркивается характерными спектрами распределения REE с отчетливыми Ce- и Eu- аномалиями и положением фигуративных точек на диаграмме (Sm/La)N–La (Hoskin, 2005) (рис. 3). В целом, состав циркона из кварцитов далдынской серии близок к составу циркона из кварцитов Джек Хиллс (Maas et al., 1992), отличаясь от них более дифференцированным характером распределения LREE (Sm/La)N на рис. 3).

Рис. 3.

Положение циркона на дискриминационной диаграмме La–(Sm/La)N. Показаны поля составов магматического (1) и гидротермально-метасоматического циркона (2) по (Hoskin, 2005).

Таким образом, в обр. 831-1 вероятным источником наиболее древнего циркона с возрастом около 3554 млн лет служили метаморфические породы. Преобладающий циркон с возрастом 3487 ± 11 млн лет имеет геохимические характеристики неизменного магматического циркона, наряду с которыми присутствуют зерна, обогащенные LREE, возможно при кристаллизации во флюидонасыщенных условиях.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Установлено, что кварциты из далдынской серии Анабарского щита содержат детритовые цирконы с возрастом в интервале от 3.7 до 2.7 млрд лет. Единичные зерна наиболее древнего детритового циркона с возрастом 3.7 млрд лет свидетельствуют о существовании эоархейских пород на территории Анабарского щита. Время начала формирования эоархейской коры подтверждается данными модельного возраста протолита (TNd(DM)2 3.69–3.71 млрд лет). В кварцитах отчетливо наблюдается преобладание детритового циркона с возрастом около 3.5 млрд лет. Среди циркона этого возраста присутствуют зерна неизмененного магматического типа, а также обогащенные LREE, что указывает на кристаллизацию циркона во флюидонасыщенных обстановках. Единичные зерна циркона метаморфического генезиса с возрастом около 3554 млн лет свидетельствуют о палеоархейских метаморфических событиях, предшествующих формированию материала осадочных пород, представленных в настоящее время кварцитами.

Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ (грант 18-35-00229/18 мол_а). Изучение геохимии циркона является вкладом в выполнение темы НИР ИГГД РАН (№ 0153-2019-0002).

Список литературы

  1. Гусев Н.И., Пушкин М.Г., Круглова А.А., Сергеева Л.Ю., Богомолов В.П., Строев Т.С., Молчанов А.В., Граханов С.А., Матюшков А.Д., Назаров Д.В., Морева Н.В., Николаева Л.С. (2016) Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист R-49 – Оленек. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 448 с.

  2. Интерпретация геохимических данных (2001) Скляров и др.; Под ред. Склярова Е.В. М.: Интермет Инжиниринг, 288 с.

  3. Лутц Б.Г. (1964) Петрология гранулитовой фации Анабарского массива. М.: Наука, 124 с.

  4. Ножкин А.Д., Туркина О.М. (1993) Геохимия гранулитов канского и жарыжалгайского комплексов комплексов. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 219 с.

  5. Розен О.М., Андреев В.П., Белов А.Н., Бибикова Е.В., Злобин В.Л., Ляпунов С.М., Милановский С.Ю., Ножкин А.Д., Рачков В.С., Сонюшкин В.Е., Суханов М.К., Шахотько Л.И. (1988) Архей Анабарского щита и проблемы эволюции Земли. М.: Наука, 253 с.

  6. Федотова А.А., Бибикова Е.В., Симакин С.Г. (2008) Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях. Геохимия (9), 980-997.

  7. Fedotova A.A., Bibikova E.V., Simakin S.G. (2008) Ion-microprobe zircon geochemistry as an indicator of mineral genesis during geochronological studies. Geochem. Int. 46 (9), 912.

  8. Basu A., Blanchard D., Brannon J. (1982) Rare earth elements in the sedimentary cycle: a pilot study of the first leg. Sedimentology 29 (5), 737-742.

  9. Geisler T., Schleicher H. (2000) Improved U-Th–total Pb-dating of zircons by electron microprobe using a simple new background modeling procedure and Ca as a chemical criterion of fluid-induced U–Th–Pb discordance in zircon. Chem. Geol. 163 (1–4), 269-285.

  10. Cullers R.L., Basu A., Suttner L. (1988) Geochemical signature of provenance in sand-size material and stream sediments near the Tobacco Root batholith, Montana, USA. Chem. Geol. 70 (4), 335-348.

  11. Hinton R.W., Upton B.G.J. (1991) The chemistry of zircon: Variations within and between large crystals from syenite and alkali basalt xenoliths. Geochim. Cosmochim. Acta 55 (11), 3287-3302.

  12. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. (2003) The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Rev. Miner. Geochem. 53 (1), 27-62.

  13. Ludwig K.R. (1999) Using Isoplot/Ex, Version 2.01: a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 1a. 47 p.

  14. Maas R., Kinny P.D., Williams I.S., Froude D.O., Compston W. (1992) The Earth’s oldest known crust: a geochronological and geochemical study of 3900–4200 Ma old detrital zircons from Mt. Narryer and Jack Hills, Western Australia. Geochim. Cosmochim. Acta 56 (3), 1281-1300.

  15. McDonough W.F., Sun S.-s. (1995) The composition of the Earth. Chem. Geol. 120 (3–4), 223-253.

  16. Nance W., Taylor S.R. (1976) Rare earth element patterns and crustal evolution I: Australian post-Archean sedimentary rocks. Geochim. Cosmochim. Acta 40 (12), 1539-1551.

  17. Ushikubo T., Kita N.T., Cavosie A.J., Wilde S. A., Rudnick R.L., Valley J.W. (2008) Lithium in Jack Hills zircons: Evidence for extensive weathering of Earth’s earliest crust. Earth. Planet. Sci. Lett. 272 (3–4), 666-676.

  18. Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B. (2006) Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contrib. Miner. Petrol. 151 (4), 413-433.

  19. Wilde S.A., Valley J.W., Peck W.H., Graham C.M. (2001) Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and ocean on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature 409 (6817), 175-178.

  20. Williams I.S. (1998) U–Th–Pb geochronology by ion microprobe. Eds. McKibben M.A., Shanks W.C. III, Ridley W.I. Rev. Econ. Geol. 7, 1-35.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геохимия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал