2014

Редкие элементы как идентификаторы генезиса циркона

при эволюции щелочно-карбонатитовой магматической системы

(Ильмено-Вишневогорский комплекс, Урал, Россия)

Недосекова И.Л.¹, Белоусова Е.А.², Беляцкий Б.В.³

¹Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург, Россия; vladi49@yandex.ru

²GEMOS ARC National Key Centre, Macquarie University, Sydney, Australia

³ВСЕГЕИ им. А.П.Карпинского, г. Санкт-Петербург, Россия

Исследование геохимии цирконов из различных типов магматических и метаморфических пород показали возможность использования редких элементов при интерпретации генезиса цирконов. Магматические цирконы из пород, кристаллизация которых происходит в равновесных условиях (породы гранитоидного состава, диориты, габброиды) характеризуются незначительными вариациями PЗЭ, образуя типичные «фракционированные» спектры распределения c плавным ростом нормированных концентраций PЗЭ с увеличением атомного номера и наличием максимума Ce и Eu минимума. Кристаллическая структура таких цирконов препятствует вхождению элементов-примесей в количествах, превышающих возможности изоморфного замещения, что определяет сходство геохимических особенностей магматических цирконов из различных типов пород [4 и др].

Для цирконов щелочных пород, кристаллизующихся из высокотемпературных флюидоносыщенных расплавов, установлена возможность вхождения редких элементов в структуру с отклонением от кристаллохимических закономерностей. Для них характерен более значительный разброс содержаний PЗЭ и других редких элементов, редуцированная Ce-аномалия, слабая и часто отсутствующая Eu-аномалия, иногда менее дифференцированный спектр распределения PЗЭ, а также снижение отношения (Y/Gd)_n, повышенное Th/U отношение и др. [1, 2]. Примеры подобного распределения PЗЭ и редких элементов демонстрируют также цирконы из различных типов пород, объединенные понятием «гидротермальные цирконы» [3], подразумевающие как низкотемпературные собственно гидротермальные цирконы, так и высокотемпературные «позднемагматические» цирконы, кристаллизующиеся из остаточного флюидонасыщенного расплава.

С целью изучения закономерностей распределения редких элементов в цирконах, которые кристаллизовались на различных стадиях функционирования щелочно-карбонатитовой магматической системы, мы исследовали цирконы из карбонатитов и щелочных пород Ильмено-Вишневогорского комплекса (ИВК) (Урал, Россия). Исследования были проведены методом лазерной абляции с масс-спектрометрией в индуктивно-связанной плазме (LA-ICP MS) в Национальном Центре CCFS GEMOC (Университет Макуори, г. Сидней, Австралия). Были определены локальные содержания редких элементов в комбинации c U-Pb-возрастом в цирконах различных стадий кристаллизации из различных типов пород ИВК – миаскитов, миаскит-пегматитов, а также карбонатитов – севитов I и cевитов II.

Цирконы ИВК представлены ранними (циркон I) и поздними (циркон II) генерациями, которые кристаллизуются на различных стадиях функционирования щелочно-карбонатитовой магматической системы. Циркон I, кристаллизующийся на начальных стадиях в миаскитах и карбонатитах, образует призматические кристаллы и ксеноморфные зерна бурого цвета, со слабым или полным отсутствием свечения в CL, иногда с осцилляторной зональностью. Циркон II образует светло-коричневые дипирамидальные кристаллы и зерна неправильной формы, имеет светло-серый оттенок в CL, отмечается осцилляторная зональность. В кристаллах циркона II наблюдаются реликты циркона I-ой генерации, иногда со следами растворения и эмульсионного распада. Циркон II встречается в карбонатитах и миаскит-пегматитах, и его образование, вероятно, связано с заключительным этапом кристаллизации щелочно-карбонатитового расплава.

Кроме того, во всех породах комплекса устанавливается «метаморфогенный» циркон, который образует  бесцветные прозрачные зерна округлой формы (циркон III), а также формирует обрастания на ранних генерациях циркона (циркон IV). Кристаллы циркона III-IV имеют светлые тона в СL.

Ранние генерации циркона I, II образуют единый конкордантный возрастной кластер (индивидуальный U-Pb-возраст зерен находится в интервале 410–428 млн лет). Конкордантный возраст циркона карбонатитов 417.3 ± 2.8 млн лет при СКВО = 0.21 и n = 20. Для периферических зон раннего циркона характерна повышенная дискордантность (5%<D<20%), а значительная часть зерен цирконов ИВК имеет нарушенные изотопные системы (15%<D<35%) и «омоложенные возраста» (T = 400–350 млн лет), что определяется различной степенью преобразования ранних генераций цирконов. Дискордия, рассчитанная по результатам анализа этого циркона определяет возраст верхнего пересечения с конкордией в 420.9 + 8.3 млн лет. Поздний циркон III, IV датируется возрастом 250–360 млн лет и характеризуется высокой степенью дискордантности (D), иногда имеет полностью нарушенную U-Pb изотопную систему (D>50–90 %).

Содержания микропримесных элементов в цирконах ИВК соответствуют составам цирконов щелочных пород и карбонатитов различных регионов мира [2]. Цирконы ИВК ранних генераций I, II имеют широкий диапазон содержаний РЗЭ и конфигурации спектра распределения PЗЭ с хорошо выраженной цериевой аномалией и степенью фракционирования РЗЭ (Yb/Gd_n = 8–40), близкой магматическим цирконам  [3, 4]. Специфической особенностью цирконов ИВК является слабо выраженный европиевый минимум (*Eu/Eu = 0.8–0.98) и варьирующее повышенное U/Th (0.4–3.6), что характерно для цирконов карбонатитов [2] и сиенитов [1]. Циркон III имеет более низкие содержания РЗЭ, сохраняя конфигурацию спектра РЗЭ, характерную для поздних магматических цирконов ИВК. Состав циркона IV (с нарушенными изотопными системами, D>35–90%) отличается плоскими спектрами РЗЭ без Сe-аномалии, характерными для «гидротермальных» цирконов [3].

Состав микрокомпонентов циркона ИВК характеризуется наличием парных линейных ковариаций (рис. 1) многих элементов (U–Y, Y–Hf, Y–Th, Nb–Ta, Zr–Hf, U–Nb, U–Th), которые были ранее установлены для магматического циркона [2] и определяются, в основном, магматической эволюцией родительских расплавов. При этом необходимо отметить, что составы циркона с нарушенными изотопными системами (с дискордантностью D > 5%) демонстрируют максимальное отклонение от линейных трендов.

Линейные тренды на бинарных диаграммах состава цирконов свидетельствуют о преобладании кристаллизационного фактора в распределении микропримесей в цирконе ИВК и отражают последовательность образования циркона (рис. 1), который на заключительных стадиях формирования комплекса при пегматито- и карбонатитообразовании кристаллизуется совместно с редкометальными минералами (U-пирохлором и Ti-пирохлором). С образованием этих минералов связано сопутствующее обеднение редкими элементами (U, Th, Nb, Ta и др.) остаточного расплава и кристаллизующихся из него поздних цирконов. Аналогичные тренды, вероятно, также связанные с совместной кристаллизацией U-пирохлора и циркона, известны для цирконов карбонатитов Ковдора (Россия) и нефелин-сиенитовых пегматитов Осло (Норвегия) [2] (рис. 1).

Работа выполнена при финансовой поддержке совместных проектов УрО, СО и ДВО РАН № 12-С-5-103 и программы Президиума РАН № 12-П-5-2015.

Литература

1. Федотова А.А., Бибикова Е.В., Симакин С.Г., 2008. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях. Геохимия. № 9, с. 980-997.

2. Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S.Y. et al., 2002. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contrib. Mineral. Petrol. v.143, p. 602-622.

3. Hoskin P.W.O., 2005.Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from Jack Hills, Australia. Geochim. et Cosmochim. Acta. v. 69. № 3, p. 637-648.

4. Hoskin P.W.O., Ireland  R., 2000. Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator. Geology. v. 28. № 7, p. 627-630.