Записки Российского минералогического общества, 2020, T. 149, № 6, стр. 85-100

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ПРОБ, ВОЗРАСТ ЦИРКОНА

Печенгская структура, расположенная на северо-западе Кольского региона, является северо-западным фрагментом палеопротерозойского Печенгско-Варзугского пояса. Выполняющие ее метаморфизованные осадочно-вулканогенные породы залегают на эродированной поверхности расслоенной интрузии габброноритов г. Генеральской. Интрузия прорывает породы архейского фундамента, в составе которого преобладают породы тоналит-трондьемит-гранодиоритового комплекса (ТТК), эндербиты и высокоглиноземистые гнейсы кольской серии. Возраст габброноритов г. Генеральской колеблется в пределах 2505–2496 млн лет (Amelin et al., 1995; Баянова и др., 1999), возраст андезибазальтов маярвинской свиты, залегающих на базальных конгломератах, перекрывающих габбронориты, равен 2340 ± 3 млн лет. Контакт базальных конгломератов и подстилающих пород архейского фундамента обнажен на поверхности и пересечен Кольской сверхглубокой скважиной (СГ-3) на глубине 6842 м (Кольская сверхглубокая, 1998).

Проба П-21 отобрана в западной части Печенгской структуры из красноцветных гравелитов лучломпольской свиты, залегающих на маломощной коре выветривания субщелочных вулканитов наземной фации (2.21 млрд лет) и перекрытых доломитами, содержащими включения биогерм строматолитов (Смолькин и др., 1996).

Циркон из пробы П-21 представлен хорошо окатанными, прозрачными и полупрозрачными зернами со штриховкой, размером в пределах 50–140 мкм. Зерна имеют хорошо выраженные признаки осцилляционной магматической и, реже, секторальной зональности. Ранее циркон был изучен методом LA-ICP-MS (ЦИИ ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург) по методике (Williams, 1998). Для всей совокупности циркона (61 зерно) был определен конкордантный возраст (Смолькин и др., 2019). Основная их часть имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале 2.70–2.82 млрд лет, меньшая часть – в интервале 2.84–3.70 млрд лет. Наиболее четко на гистограмме распределения возраста выражены два максимума со значениями 2.72 и 2.78 млрд лет, менее выражены максимумы – 2.85 и 2.97 млрд лет. Наиболее древний возраст (3698 ± 8 млн лет) установлен для окатанного обломка крупного зерна с тонкой осцилляционной зональностью.

Проба S-3976 характеризует кварциты из восточной части Воломской синклинали, расположенной на северо-западе от Онежской мульды, в 150 км от места взятия пробы 5883. Кварциты входят в состав ятулийского надгоризонта, который залегает с угловым несогласием на андезибазальтовых вулканитах сумия (2.5–2.4 млрд лет) и полимиктовых конгломератах сариолия (2.4–2.3 млрд лет), перекрывающих породы архейского фундамента (Геология Карелии, 1987).

Циркон из пробы S-3976 представлен окатанными зернами размером 150–350 мкм с коэффициентом удлинения, равным 1.1–3.3. Большая часть зерен имеет осцилляционную зональность. Изотопный анализ циркона выполнен методом LA-ICP-MS в Лазерхрон центре (Аризонский университет, г. Тусон, США) по методике (Gehrels et al., 2008). По данным В.Н. Кожевникова с соавторами (2010а) основная часть циркона (42 зерна) имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст, заключенный в интервале 2.70–3.00 млрд лет; меньшая часть (8 зерен) – 3.00–3.40 млрд лет. Наиболее четко на гистограмме распределения возраста выражен максимум 2.82 млрд лет, менее выражены два других максимума – 2.97 и 3.13 млрд лет. Два зерна с возрастом 2.61 и 2.65 млрд лет имеют низкое содержание U, что обусловлено его выносом в результате метаморфических преобразований. Возраст наиболее древних зерен равен 3650 ± 22 млн лет (U = 123, Th/U = 0.67) и 3837 ± 42 млн лет (U = 116, Th/U = 0.48).

Проба циркона 5883 характеризует кварц-полевошпатовый цемент мелкогалечных кварцевых конгломератов верхнего горизонта туломозерской свиты, залегающего в западном борту Онежской мульды. По данным В.Н. Кожевникова с соавторами (2010а) основная часть циркона (19 зерен) имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст 2.70–3.05 млрд лет, меньшая часть (8 зерен) – 3.05–3.30 млрд лет. Наиболее четко выражен максимум 2.91 млрд лет, менее выражены три других максимума со значениями 2.75, 2.88 и 3.23 млрд лет. Наиболее древний возраст – 3872 ± 39 млн лет (U = 9, Th/U = 0.59), установлен для ядра зонального зерна; возраст его метаморфической оболочки равен 2715 ± 46 млн лет.

Циркон с возрастом 2.61–2.65 млн лет (проба 3976) и 2.70–2.75 млн лет (проба 5883) с учетом низкого содержания U и Th/U отношения, а также повышенной дискордантности, отнесен нами к метаморфическому типу.

Характерной особенностью циркона из рассматриваемых трех проб, отобранных на значительном удалении друг от друга, является отсутствие циркона с возрастом моложе 2.70 млрд лет, сближенность возрастных пиков – 2.82–2.88, 2.91–2.97, 3.13–3.23 млрд лет и наличие древнего циркона с возрастом в интервале 3.65–3.87 млрд лет.

МЕТОДИКА

Для решения поставленной цели – определения первичных источников сноса детритового циркона архейского возраста в ятулийских породах – авторами был выполнен анализ содержаний редкоземельных и редких элементов в цирконе из проб П-21 (20 точек), S-3976 (29 точек) и 5883 (12 точек). Определение содержания в цирконе элементов-примесей выполнено на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН, г. Ярославль) в тех же участках, что и локальный U-Pb изотопный анализ, по стандартной методике (Федотова и др., 2008). Размер кратера не превышал в диаметре 20 мкм; относительная ошибка измерений для большинства элементов составляла 10–15%; порог обнаружения элементов в среднем равен 10 ppb. Температура кристаллизации циркона рассчитана с помощью Ti-в-цирконе геотермометра (Watson et al., 2006). Нормирование спектров распределения REE в цирконе выполнялось относительно хондрита СI (McDonough, Sun, 1995).

РЕДКОЭЛЕМЕНТНЫЙ СОСТАВ ЦИРКОНА

Содержание редкоземельных и редких элементов в цирконе трех изученных проб приведены в табл. 1 и 2, нормированные спектры распределения REE в цирконе – на рис. 1.

Рис. 1.

Спектры распределения REE, нормированные к хондриту CI, в детритовом цирконе из гравелитов Печенги (проба П-21), ятулийских кварцитов (проба S-3976) и цемента конгломератов (проба 5883) Карелии. а – циркон с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом моложе 3 млрд лет, б – древнее 3 млрд лет. Черным цветом показаны спектры для циркона пробы П-21, темно-серым цветом – для циркона из проб S-3976 и 5883. Поле серого цвета – мезоархейские тоналитовые гнейсы основания разреза СГ-3 по (Ветрин и др., 2016). Fig. 1. REE distribution spectra normalized to CI chondrite in detrital zircon from Pechenga gravelites (sample P-21), Jatulian quartzites (sample S-3976) and cement conglomerates (sample 5883) from Karelian. a – zircon with a ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb age younger than 3 Ga, б – older than 3 Ga. Black color shows the spectra for the P-21 zircon sample, dark gray color – for samples S-3976 and 5883. Grey field – Mesoarchean tonalite gneiss of the base of the SG-3 after (Vetrin et al., 2016).

Спектры распределения REE в цирконе из пробы П-21 с возрастом моложе 3.0 млрд лет (табл. 1, 2683–2971 млн лет) можно разделить на две примерно равные по количеству подгруппы. Для первой из них установлены дифференцированные спектры распределения с ростом от легких к тяжелым REE (Lu_N/La_N отношение в среднем составляет 1909) и четко выраженными Се-положительной и Eu-отрицательной аномалиями (рис. 1, а). Такие спектры являются характерными для циркона магматического генезиса (Балашов, Скублов, 2011). Циркон из второй подгруппы характеризуется повышенным содержанием легких REE и редуцированными Се- и Eu-аномалиями. Для отдельных зерен циркона из этой подгруппы установлено пологое распределение тяжелых REE (Lu_N/Gd_N отношение уменьшается с 19.4 до 3.4, табл. 1). Отмеченные особенности, включая пониженную для ряда точек величину Th/U отношения, свойственны для циркона, образованного в результате воздействия флюидов (Hoskin, 2005), и в случае с пологим распределением тяжелых REE – для циркона метаморфического генезиса (Балашов, Скублов, 2011). Значительная часть циркона из ятулийских терригенных пород Карелии отличается повышенным содержанием REE и выположенным характером спектров их распределения (табл. 2, рис. 1, а).

Циркон из пробы П-21 с возрастом древнее 3.0 млрд лет характеризуется, за небольшим исключением, близостью спектров распределения REE (рис. 1, б), отличающихся высокой степенью дифференцированности (Lu_N/La_N отношение в среднем составляет 2910, табл. 1). Циркон из ятулийских терригенных пород Карелии аналогичного диапазона возраста систематически отличается от циркона из пробы П-21 как повышенным уровнем всех REE, так и “плоским” спектром их распределения с исчезновением отрицательной Eu-аномалии и даже инверсией знака Eu-аномалии на положительный.

Анализ распределения REE в выделенных по значению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста двух группах циркона из пробы П-21 свидетельствует о том, что более древний циркон отличается от циркона моложе 3 млрд лет пониженным содержанием примесных элементов: Li (37 и 62 ppm соответственно), Са (31 и 132 ppm), Ti (39 и 15 ppm), Sr и Ba, а также значительно меньшим содержанием Th (в среднем 68 и 340 ppm соответственно), U (121 и 288 ppm) и Y (513 и 921 ppm) (табл. 1). Температура кристаллизации циркона, определенная по Ti-в-цирконе геотермометру (Watson et al., 2006), незначительно отличается для сравниваемых групп из пробы П-21 и составляет в среднем около 810 и 760 °С соответственно для циркона моложе и древнее 3 млрд лет (табл. 1). Эти значения температуры могут отвечать температуре кристаллизации как магматических пород (например, гранитоидов), так и высокоградиентному метаморфизму. Такие же значения были получены для циркона из пробы 5883 (в среднем около 810 и 775 °С соответственно, табл. 2). Рассчитанные температуры для циркона из пробы S-3976 заметно выше – в среднем около 970 °С, однако их нельзя расценивать как отражающие термальный режим кристаллизации циркона, поскольку повышенное содержание ряда несовместимых элементов (например, Са – в среднем около 1400 ppm) указывает на интенсивное флюидное воздействие, привносящее в циркон в том числе и титан.

Несмотря на определенные различия в составе, в том числе и по REE, на дискриминационной диаграмме La – Sm_N/La_N, отражающей соотношение легких REE (рис. 2), подавляющая часть фигуративных точек циркона из обеих возрастных групп пробы П-21 попадает в поле неизмененного магматического циркона. Меньшее количество точек относится к области составов “пористого” циркона, испытавшего флюидное воздействие. Циркон из ятулийских терригенных пород Карелии характеризуется широкой вариацией состава – часть точек относится к полю неизмененного магматического циркона, другая часть, преимущественно с возрастом менее 3.0 млрд лет, попадает в поле “пористого” циркона и даже в область “гидротермального” циркона. Одним из критериев флюидного воздействия является повышенное содержание Са, которое установлено для небольшой части циркона из обоих регионов с возрастом моложе 3 млрд лет.

Рис. 2.

Соотношение La – Sm_N/La_N в цирконе. 1 и 2 – циркон из пробы П-21 моложе 3.0 (1) и древнее 3.0 (2) млрд лет; 3 и 4 – циркон из проб S-3976 и 5883 моложе 3.0 (3) и древнее 3.0 (4) млрд лет. Поля составов циркона различного типа показаны по (Hoskin, 2005; Bouvier et al., 2009; Grimes et al., 2009). Fig. 2. La – Sm_N/La_N ratio in zircon. 1 and 2 – zircon from samples P-21 younger than 3.0 (1) and older than 3.0 (2) Ga; 3 and 4 – zircon from samples S-3976 and 5883 younger than 3.0 (3) and older than 3.0 (4) Ga. Fields of various types of zircon compositions are shown after (Hoskin, 2005; Bouvier et al., 2009; Grimes et al., 2009).

На дискриминационной диаграмме Y – U/Yb (рис. 3) фигуративные точки циркона из гравелитов Печенги (проба П-21) располагаются в континентальном поле и, более того, в области континентальных гранитоидов. Точки для циркона с возрастом древнее 3.0 млрд лет, по сравнению с цирконом моложе 3.0 млрд лет, смещены в левую нижнюю часть этого поля за счет более умеренного содержания Y и U (табл. 1). Положение на данной диаграмме точек циркона из гравелитов Печенги приближено к составам циркона из ТТГ провинции Сьюпериор архейского возраста и детритового циркона гадейского возраста из кварцитов Джек Хиллз (Австралия). Наблюдается определенное сходство по составу с цирконом архейского возраста из санукитоидов провинции Сьюпериор (рис. 3), однако для последних установлено пониженное содержание тяжелых REE, и как следствие – повышенное U/Yb отношение (Bouvier, 2012).

Рис. 3.

Y – U/Yb отношение в цирконе. 1 и 2 – циркон из пробы П-21 моложе 3.0 (1) и древнее 3.0 (2) млрд лет; 3 – циркон из кварцитов Джек Хиллз, Австралия (древнее 3.9 млрд лет); 4–5 – комплекс ТТГ (4) и санукитоиды (5) провинции Сьюпериор, Канада. Поля составов циркона по (Mutanen, Huhma, 2003; Grimes et al., 2015). Fig. 3. Y – U/Yb ratio in zircon. 1 and 2 – zircon from the P-21 sample younger than 3.0 (1) and older than 3.0 (2) Ga; 3 – zircon from the Jack Hills quartzite, Australia (older than 3.9 Ga); 4–5 – the TTG complex (4) and sanukitoids (5) of the Superior Province, Canada. Fields of zircon compositions after (Mutanen, Huhma, 2003; Grimes et al., 2015).

На дискриминационных диаграммах Y–U, Y–Yb/Sm и Hf–Y (Ветрин и др., 2016) точки состава циркона двух групп образуют либо единое поле (на диаграммах Y–U, Hf–Y), либо частично перекрываются (на диаграмме Y–Yb/Sm). На этих же диаграммах циркон из пробы П-21 попадает в поля гранодиоритов, тоналитов и базитов, а также наблюдается значительное перекрытие полей циркона как обеих групп, так и тоналитовых гнейсов из нижней части разреза СГ-3 (на диаграммах Y–U, Hf–Y).

РЕКОНСТРУКЦИЯ ИСТОЧНИКОВ ЦИРКОНА

Для реконструкции источников изученного циркона применен график соотношения возраста и Th/U отношения отдельно для циркона из красноцветных гравелитов и гнейсов кольской серии и для циркона из различных областей Фенноскандии. Состав циркона из красноцветных гравелитов и гнейсов кольской серии в значительной степени перекрывается как по возрасту, так и по вариации Th/U отношения (рис. 4). Наибольшие вариации наблюдаются для интервала возраста 2.70–2.80 млрд лет, что отражает как несколько источников циркона, так и процесс их метаморфического преобразования.

Рис. 4.

Сравнение состава и возраста циркона из гнейсов кольской серии без метаморфических оболочек (1) и красноцветных гравелитов Печенги (2). 1 – по данным (Мыскова и др., 2005, 2010; Мыскова, Милькевич, 2016; Bayanova et al., 2020). Fig. 4. Comparison of the composition and age of zircon from gneiss of the Kola series without metamorphic rims (1) and red-colored gravelites of Pechenga (2). 1 – according to (Myskova et al., 2005, 2010; Myskova, Milkevich, 2016; Bayanova et al., 2020).

По данным Т.А. Мысковой с соавторами (2016), протолит гнейсов кольской серии отвечает комплексу магматитов кислого состава с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом циркона около 2.91 млрд лет. Возраст гранулитового и амфиболитового метаморфизма колеблется в пределах от 2707 до 2636 млн лет. Три зерна циркона с возрастом около 3461 млн лет были отнесены к ксеногенным. Ранее сообщалось о находке ксеногенного циркона с возрастом 3548 ± 12 и 3592 ± 15 млн лет (Мыскова и др., 2005). В кольских гнейсах (вблизи г. Мурманск) был обнаружен более древний ксеногенный циркон с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом 3695 ± 5 млн лет (Bayanova et al., 2020).

С учетом того, что циркон в красноцветных гравелитах с возрастом до 3.0 млрд лет представлен преимущественно магматическим типом, гнейсы кольской серии с возрастом 2.71–2.64 млрд лет не могли быть основным источником циркона. Это же относится к ксеногенным цирконам в связи с их незначительным количеством в гнейсах. Необходимо также иметь в виду, что гнейсы кольской серии залегают в северном обрамлении Печенги, и в случае их размыва размывались бы также более молодые граниты типа Нейден Северной Норвегии с возрастом 2.48 млрд лет. Однако в красноцветных гранулитах, в отличие от базальных конгломератов телевинской свиты, циркон моложе 2.70 млрд лет полностью отсутствует. Из этого следует, что область сноса терригенного материала во время образования лучломпольской свиты не могла быть на севере, а, более вероятно, располагалась на юге относительно Печенгского бассейна.

Пронализируем более обширные данные по циркону из пород Северной Финляндии (Сиуруа, Тойоттаманселька, Исокумпу), северо-западного обрамления Печенги и вскрытых СГ-3, а также Карельского мегаблока (Онежская мульда, Волоцкая синклиналь, Маткалахтинский зеленокаменный пояс, Водлозерский блок), из Мурманского и Терского мегаблоков (рис. 5).

Рис. 5.

Состав циркона из пород различных комплексов Фенноскандинавского щита. 1 – трондьемитовые гнейсы Сиуруа (Mutanen, Huhma, 2003); 2 – тоналитовые гнейсы Тойоттаманселька (Kröner, Compston, 1990); 3 – кварциты Маткалахтинского зеленокаменного пояса Карелии (Кожевников, Скублов, 2010б); 4 – конгломераты Онежской мульды (Кожевников и др., 2010а); 5 – кислые гранулиты Исокумпу (Mutanen, Huhma, 2003); 6 – ТТГ северо-западного архейского обрамления Печенги (Levchenkov et al., 1995), 7 – тоналитовые гнейсы СГ-3 (Ветрин и др., 2016); 8 – тоналитовые гнейсы и 9 – амфиболиты Водлозерского блока (Сергеев и др., 2007); 10 – красноцветные гравелиты Печенги (настоящая работа); 11 – неоархейские тоналиты Терского и Мурманского мегаблоков (Daly et al., 2001; Ветрин и др., 2013). Fig. 5. The composition of zircon from rocks of various complexes of the Fennoscandian Shield. 1 – trondhjemite gneiss of Siurua (Mutanen, Huhma, 2003); 2 – tonalite gneiss of Tojottamanselka (Kröner, Compston, 1990); 3 – quartzite of Matkalahta Greenstone Belt of Karelian (Kozhevnikov, Skublov, 2010b); 4 – conglomerates of Onega mould (Kozhevnikov et al., 2010a); 5 – acidic granulite of Isokumpu (Mutanen, Huhma, 2003); 6 – TTG of northwest of the Archean framing of Pechenga (Levchenkov et al., 1995), 7 –tonalite gneiss of SG-3 (Vetrin, et al., 2016); 8 – tonalite gneiss and 9 – amphibolite of the Vodlozero block (Sergeev et al., 2007); 10 – red-colored gravelites of Pechenga (this study); 11 – Neoarchean tonalites of Tersk and Murmansk megablocks (Daly et al., 2001; Vetrin et al., 2013).

Анализ приведенных данных позволяет сделать вывод о множестве источников циркона для терригенных пород ятулийского возраста. Источником циркона с возрастом 2.8–2.9 млрд лет могли выступать кислые гранулиты Исокумпу, тоналитовые гнейсы 8-й и 10-й толщ, вскрытых Кольской сверхглубокой скважиной СГ-3; с возрастом 3.0–3.1 млрд лет – тоналитовые гнейсы Тойоттаманселька; с возрастом 3.1–3.2 млрд лет – амфиболиты и, частично, гнейсы Водлозерского блока; с возрастом 3.3–3.7 млрд лет – трондьемитовые гнейсы Сиуруа.

Обратимся к данным палеореконструкции палеодинамической обстановки кратона Лавроскандия (Минц, 2016), в пределах которого отлагались ятулийские терригенные породы. В период 2.2–2.1 млрд лет на его территории существовал Свекофеннский – Пре-Лабрадорский палеоокеан (рис. 6). Можно предположить, что циркон поступал в изученные нами ятулийские терригенные отложения из источников архейского возраста (Исокумпу, Тойоттаманселька, Водлозеро и Сиуруа), которые залегали в северо-восточном обрамлении этого палеоокеана.

Рис. 6.

Модель палеопротерозойской эволюции Лавро-Русского внутриконтинентального коллизионного орогена в период существования Свекофеннского – Пре-Лабрадорского океана, 2.2–2.1 млрд лет по (Минц, 2018, с упрощениями). 1 – океан; 2 и 3 – палеопротерозойские осадочно-вулканогенные (2) и гранулитовые пояса (3); 4 и 5 – архейские гранулито-гнейсы (4) и гранит-зеленокаменные ассоциации (5); 6 – предполагаемые границы влияния суперплюма; 7 – ориентировка растяжения; 8 – главные тектонические границы; 9 – направление раскрытия океана; 10 – местоположение проб (а): 1 – П-21, 2 – S-3976, 3 – 5883, районов (б): W – Водлозерский блок, S – Сиуруа, T – Тойоттаманселька. Fig. 6. Model of Paleoproterozoic evolution of the Lavro-Russian intracontinental collision orogen during the existence of the Svecofennian–Pre-Labrador ocean, 2.2–2.1 Ga (after (Mints, 2018) with simplifications). 1 – ocean; 2 and 3 – Paleoproterozoic sedimentary-volcanogenic (2) and granulite belts (3); 4 and 5 – Archean granulite-gneiss (4) and granite-greenstone associations (5); 6 – assumed boundaries of superplume influence; 7 – orientation of extension; 8 – main tectonic boundaries; 9 – direction of ocean opening, 10 – location of samples (a): 1 – P-21, 2 – S-3976, 3 – 5883, districts (б): W – Vodlozersky block, S – Siurua, T – Tojottamanselka.

ВЫВОДЫ

Для установления первичных источников древнего архейского вещества в ятулийских терригенных породах восточной части Фенноскандинавского щита был выполнен анализ редкоэлементного состава детритового циркона, возраст которого колеблется от 2.70 до 3.87 млрд лет. Выделяются следующие возрастные интервалы: 2.82–2.88, 2.91–2.97, 3.13–3.23 млрд лет; наиболее древние зерна имеют возраст 3.65–3.87 млрд лет.

Преобладающая часть зерен детритового циркона представлена магматическим типом. Часть зерен и внешние оболочки зональных зерен с возрастом 2.70–2.72 млрд лет отнесены к метаморфическому типу, что согласуется с возрастом амфиболитового и гранулитового метаморфизма в породах фундамента (Мыскова и др., 2016). Присутствует также “пористый” циркон, испытавший флюидное воздействие. Основными источниками для циркона магматического типа были тоналитовые и трондьемитовые гнейсы, кислые гранулиты, залегающие в обрамлении и фундаменте изученных структур, а также гнейсы и амфиболиты Водлозерского блока.

Циркон был изучен из достаточно удаленных друг от друга районов, которые располагались, судя по геодинамическим реконструкциям, в пределах северо-восточного обрамления Свекофенского – Пре-Лабрадорского палеоокеана, разделяющего в период 2.2-2.1 млрд лет кратоны Сьюпириор и Карельский. Наиболее вероятным источником детритового циркона с возрастом 3.65–3.87 млрд лет могли быть трондьемитовые гнейсы Сиуруа, залегающие в Северной Финляндии. Это предположение не исключает, что в будущем, возможно, будут обнаружены более близкорасположенные первичные источники сноса.