2014

Датирование бадделеита и циркона из габбро-норитов раннепротерозойского расслоенного базит-ультрабазитового Мончегорского комплекса, Кольский полуостров: свидетельство синхронного магматизма

Родионов Н.В.¹, Антонов А.В.¹, Беляцкий Б.В.¹, Смолькин В.Ф.², Сергеев С.А.¹

¹IЦИИ, ВСЕГЕИ, С.Петербург, Россия; ²Геологический Музей им.В.И.Вернадского РАН, Москва, Россия

*е-mail: Nickolay_Rodionov@vsegei.ru

Восточная часть Балтийского щита представляет собой самый крупный на Земле регион проявления раннепалеопротерозойских расслоенных базит-ультрабазитовых интрузий [Sharkov, 2006], которые, как предполагается, связаны с ранними стадиями континентального рифтинга. Балтийская крупная раннепалеопротерозойская изверженная провинция кремнистых высокомагнезиальных серий развивалась в течение относительно короткого промежутка времени от 2.55 до 2.35 млрд лет назад. Существенный объем позднеархейского – раннепротерозойского базит-ультрабазитового магматизма, включая рои габброноритовых даек, вулканические покровы в сопряженных рифтовых структурах, и многочисленные расслоенные массивы, распространен в восточной части Балтийского щита. Сходные породы того же возраста трассируются в кристаллическом фундаменте Русской платформы, Шотландии и Гренландии, на Канадском щите и в кратоне Вайоминг [Heaman, 1997; Sharkov, 2006]. Таким образом, первоначальная область распространения этой изверженной провинции существенно превосходит хорошо известные мезозойские провинции плато-базальтов и она представляет собой древнейшую и самую крупную изверженную провинцию Земли. Подавляющее большинство расслоенных массивов имеют близкий возраст около ~ 2440 млн лет, но некоторые из них в пределах Кольского полуострова имеют и более древний возраст ~ 2500 млн лет.

Раннепалеопротерозойский Мончегорский комплекс занимает площадь более 550 км² и состоит из двух расслоенных базит-ультрабазитовых интрузий: Мончеплутона, сложенного основными и ультраосновными породами, и массива Главного Хребта, представленного преимущественно габброидами (также часто называемого, как массивы Монче-Чуна–Волчьих Тундр), которые разделены разломом. Оба массива образованы производными сходных высокомагнезиальных силикатных расплавов, но резко различаются по составу их преимущественных кумулатов: в разрезе Мончеплутона преобладают ультрамафиты, тогда как Мончетундровский массив состоит в основном из габброидов (габброноритов) [Sharkov, 2006]. Комплекс расположен в южной части трансформной зоны, соединяющей сегменты Имандры и Печенги рифтовой системы Печенга-Имандра-Варзуга. Породы интрузивов прорывают архейские гнейсы Кольской и Беломорской серий и перекрываются среднепротерозойскими вулканогенно-осадочными породами Имандра-Варзугской серии. Комплекс пространственно ограничен зоной среднепалеопротерозойского регионального Центральнокольского разлома, представляющего в настоящее время тектонический коллаж, породы которого в различной степени изменены наложенным метаморфизмом в процессе деформаций [Sharkov et al., 2006]. Эти процессы наиболее значительно проявлены в породах по периферии южной части Мончеплутона. Здесь породы были полностью преобразованы в условиях зеленосланцевой фации, но часто при этом их первичная текстура и структура сохраняются. Геологическая позиция и структура отдельных блоков из Мончетундровской складчатой зоны не всегда хорошо понятна, поскольку взаимоотношения блоков между собой чрезвычайно сложные, и трудно определить степень их последующей тектонической переработки. Так, например, до сих пор нет единого понимания происхождения тектонизированных блоков ритмически расслоенных пород из зоны сочленения массивов Мончетундры и Мончеплутона [Smolkin et al., 2004]. Мончегорский комплекс сопровождается ПГМ–Cu–Ni рудной минерализацией, Pt–Pd малосульфидной минерализацией, а также хромитовой минерализацией. При этом согласно [Sharkov & Chistyakov, 2012], ПГМ–Cu–Ni рудная минерализация Мончегорского комплекса, главным образом, генетически связана с двумя различными событиями, разделенными во времени.

На сегодняшний день предполагается, что Мончегорский расслоенный комплекс образовался в течение относительно длительного интервала времени 2450-2510 млн лет назад, однако кристаллизация отдельных массивов могла быть и значительно более краткой. При этом геологическое положение и возрастные соотношения между Мончеплутоном и Мончетундровской интрузией часто интерпретируются с противоположных позиций. Так, первые исследователи комплекса на основании того, что породы массивов Главного Хребта сильно метаморфизованы, тогда как большая часть пород Мончеплутона сохранила относительную свежесть, полагали, что интрузия Главного Хребта более ранняя. Изотопное датирование позднее показало, что оба массива имеют раннепротерозойский возраст 2501 ± 3 и 2453 ± 4 млн лет, соответственно [Smolkin et al., 2004]. Наименее измененные породы из верхней зоны Мончетундровской интрузии недавно были продатированы «классическим» U-Pb методом изотопного разбавления по циркону и бадделеиту с использованием миллиграммовых мономинеральных навесок акцессориев, состоящих из многих зерен, и показали возраст: 2471 ± 9 млн лет (среднезернистый лейкогаббронорит, южный склон г.Мончетундра), 2476 ± 17 млн лет (крупнозернистый габбронорит-анортозит), и 2456 ± 5 млн лет (крупнозернистый слабо-амфиболизированный габбро-анортозит) [Bayanova et al., 2010]. На основании полученных датировок, было сделано заключение, что существуют близкие по времени внедрения, но независимые интрузивные фазы в пределах Мончетундровского массива: габбронориты, внедрившиеся 2476-2471 млн лет назад, и габбро-анортозиты с возрастом кристаллизации 2456-2453 млн лет, тогда как наиболее молодые анортозитовые инъекции внедрялись еще позже, 2420 млн лет назад [Bayanova et al., 2010]. Однако, возраст циркона из габброноритов г.Мончетундра ранее был определен как 2505-2501 млн лет [Smolkin et al., 2004], а U-Pb возраст циркона из массива Мончеплутон (интрузия Нюд-Поаз) соответствовал 2493 ± 7 млн лет [Balashov et al., 1993].

Мы попытались разрешить это противоречие, используя локальный метод датирования базит-ультрабазитовых пород. Для этого с помощью вторично-ионной масс-спектрометрии (SHRIMP-II метод) мы изучили U-Pb систематику акцессорных циркона и бадделеита, предварительно выделенных из 3 проб габброидов (до 1-2 кг каждая) расслоенного Мончегорского комплекса – два образца из Мончеплутона: (1) меланократовый крупнозернистый норит-габбронорит из “критического горизонта" г.Нюд (M-64) и (2) оливин-габбронорит (M-61) из региональной дайки синхронной с интрузией Мончеплутона и опробованной в Оленегорском карьере, и одна проба габбро-анортозита (MT-1, преимущественно плагиоклазовый кумулат) из middle zone of Monchetundra intrusion рядом с устьем структурной скважины M-1 (3). Из одного из образцов габброидов (M-61) нам удалось выделить более 20 зерен бадделеита, тогда как два других содержали только незначительное количество акцессорного циркона (2 зерна в пробе M-64 и около 30 зерен в пробе MT-1, Рис.1).

Аналитическая методика:

Масс-спектрометрические измерения производились в течение одной непрерывной сессии, чтобы избежать проблем взаимной корреляции результатов аналитических сессий и стандартов, что в случае измерения бадделеита нетривиальная задача. Зерна бадделеита, ориентированные случайным образом относительно поверхности аналитической шайбы (для минимизации возможного эффекта «матричной негомогенности»), монтировались в единый препарат совместно со стандартом 91500 циркона и стандартом «Phalaborwa» бадделеита с возрастом 2060 млн лет. Ошибка анализа, вычисленная на основании измерений стандартов, из подготовленной таким образом монтировочной шайбы, соответствовала - 1.2% (2s), что, в целом, сопоставимо с получаемыми ошибками при измерениях циркона [Williams, 1998].

Рис.2. Результаты U-Pb датирования циркона (зеленые эллипсы, M-64) и бадделеита (красные эллипсы, M-61) из габброидов интрузии Мончеплутон (a) и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст по 20 анализам бадделеита, соответствующий 2491±4 млн лет (b).

Результаты и Выводы:

Двадцать шесть U-Th-Pb SHRIMP-II анализов по 20 зернам бадделеита из оливинового габбро (M-61) массива Мончеплутон было выполнено, но только 20 или 18 полученных измерений были использованы для вычисления корректированного по изотопу 208Pb возраста: 2491.4 ± 3.9 (средний ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст) или 2490.5 ± 8.9 млн лет (конкордантная оценка) (Рис.2). Остальные 8 анализов оказались отягощены избыточной долей обычного Pb и некоторым дефицитом урана, что, вероятно, связано с влиянием позднего циркона, обрастающего зерна бадделеита (Рис.1). Три анализа для двух зерен, безусловно, магматического циркона (Th/U=1.5, [U]: 200-300 и [Pb_rad]: 50-130 ppm – характеристики типичные для циркона из базитовых расплавов) из габбронорита г.Нюд дают тот же в пределах ошибки конкордантный возраст 2500 ± 11 млн лет (Рис.2).

В то же время, 21 SHRIMP-II анализ 19 зерен циркона из габбро-анортозита массива Мончетундра образуют два возрастных кластера: около 2500 и 1800-1900 млн лет (Рис.3). При этом особых различий между зернами циркона этих групп не наблюдается, хотя некоторые вариации в содержании элементов все-таки есть. Концентрация U слегка выше в «молодых» цирконах: 130-1800 ppm против 230-1150 ppm для «древних», и величина Th/U отношения для молодого кластера ниже – 0.1-0.6, тогда как для «древних» зерен – 0.7-2.5. Но морфологически и древние, и молодые цирконы чрезвычайно сходны. Вычисленный конкордантный возраст по 11 анализам соответствует 2494.6 ± 7.3 млн лет, а для «молодого» циркона средняя оценка возраста по отношению изотопов ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb по 7 анализам равна 1841 ± 25 млн лет (Рис.3).

Полученные нами возрастные SHRIMP-данные для изученных габброидов Мончегорского комплекса сопоставимы с ранее известными датировками около 2500 млн лет [Smolkin et al., 2004; Balashov et al., 1993], но существенно отличаются от возрастных оценок в интервале 2420-2470 млн лет [Bayanova et al., 2010]. Такое отличие опубликованных данных может объясняться значительным количеством зерен акцессориев, использованных при уран-свинцовом анализе, часть из которых могла подвергнуться метаморфическому воздействию во время наложенных деформаций Мончегорского комплекса в пределах Центральнокольского разлома 2.0–1.9 млрд лет назад и структурной переработке в условиях зеленосланцевой фации [Sharkov et al., 2006]. Результатом такого воздействия может быть не только образование новой генерации циркона (Рис.3, 1900 млн лет), но и цирконовой оторочки на зернах бадделеита (Рис.1) изученных габброидов. Подобные взаимоотношения изучаемых акцессориев, как правило, приводят к образованию линий смешения на диаграмме с конкордией и существенному занижению оценок времени кристаллизации [Bayanova et al., 2010].

Рис.3. U-Pb датирование циркона из габбро-анортозита MT-1 массива Мончетундра. На диаграмме хорошо различимы два кластера аналитических точек, соответствующих формированию циркона (рекристаллизация) 2495±7 и 1900-1800 млн лет назад. Все изученные зерна циркона характеризуются повышенным содержанием U до 2000 ppm и морфологически не различаются между собой.

Полученный возраст совпадает в пределах погрешности для двух изученных интрузий: Мончеплутона и Мончетундровского, и это может означать, что реально они могут представлять либо один единый магматический интрузив (возможно различные в пространстве магматические камеры, которые тектонически были выведены на поверхность) или, что был очень краткий период магматической базит-ультрабазитовой активности, который предполагается для плюмовых интрузий (1-2 млн лет). Другим объяснением может быть - существование временного интервала между внедрением и кристаллизацией Мончеплутона 2500 млн лет назад и Мончетундровского массива, сопровождаемого внедрением региональной дайки оливиновых габбро-норитов 2490 млн лет назад. В этом случае Мончегорский комплекс представляет собой долгоживущий магматический центр, который эволюционировал в течение ~10 млн лет, но не 50, как предполагалось ранее [Sharkov & Chistyakov, 2012; Bayanova et al., 2010], от 2.5 до 2.49 млрд лет назад.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований, грант 13-05-01116a.

Литература

Balashov, Yu.A., Bayanova, T.B., Mitrofanov, F.P., 1993. Isotope data on the age and genesis of the layered basic-ultrabasic intrusions in the Kola Peninsula and northern Karelia, north eastern Baltic Shield. Precambrian Research, 64, 197–205.

Bayanova, T.B., Nerovich, L.I., Mitrofanov, F.P., Zhavkov, V.A., Serov, P.A., 2010. The Monchetundra Basic Massif of the Kola Region: new geological and isotope geochronological data. Doklady Earth Sciences, 431, 288-293.

Heaman, L.M., 1997. Global mafic magmatism at 2.45 Ga: remnants of an ancient large igneous province? Geology, 25, 299-302.

Ludwig, K.R., 2008. SQUID 2.00, A User's Manual. Berkeley Geochronology Center Special Publication, No.2, 2455 Ridge Road, Berkeley, CA 94709, USA.

Ludwig, K.R., 2011. User’s manual for Isoplot/Ex, Version 2.3, A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication, No.1a, 2455 Ridge Road, Berkeley CA 94709, USA.

Sharkov, E.V., 2006. Formation of layered intrusions and related mineralization. Moscow, Sci. World. 364 p. (in Russian).

Sharkov, E.V., Chistyakov, A.V., 2012. The Early Paleoproterozoic Monchegorsk layered mafite-ultramafite massif in the Kola Peninsula: geology, petrology and ore potential. Petrology, 20, 607-639.

Sharkov, E.V., Smolkin, V.F., Belyatsky, B.V., Chistyakov, A.V., Fedotov, Zh.A., 2006. Age of the Moncha Tundra Fault, Kola Peninsula: evidence from the Sm-Nd and Rb-Sr isotopic systematics of metamorphic assemblages. Geochemistry International, 44, 317-326.

Smolkin, V.F., Mitrofanov, F.P., et al., 2004. Layered intrusions of the Monchegorsk ore district: petrology, mineralization, isotope geochemistry, and deep structure. Apatity, Kola Sci. Center RAS, 177 p. (in Russian).

Williams, I.S., 1998. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe. In: Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Eds McKibben M.A., Shanks III W.C. and Ridley W.I.: Reviews in Economic Geology, 7, 1–35.

Wingate, M.T.D., Compston, W., 2000. Crystal orientation effects during ion microprobe U–Pb analysis of baddeleyite. Chemical Geology, 168, 75–97.