Возрастная и генетическая идентификация пород Хорасюрского массива: Sm-Nd ID-TIMS и U-Pb Shrimp-II ограничения

Формулировка проблемы. Хорасюрский массив (ХМ), выделенный в 1972 г. авторами работ [5, 8], является северным окончанием меридионально ориентированной последовательности из четырнадцати (рис. 1, А) ультрабазит-базито-вых комплексов, представляющих Платиноносный пояс Урала [2, 4 и др.]. В соответствии с опубликованными сведениями в ряде статей [12, 13 и др.] и результатами геологического доизучения масштаба 1:200000 6

(лист Р-41-I) в пределах ХМ выделяются субкомплексы (рис. 1, Б): раннесреднеордовикские — салатим-ский дунит-гарцбургитовый и габ-бровый; позднеордовикско-позд-несилурийские — качканарский дунит-клинопироксенит-габбровый, тагилокытлымский габбро-норито-вый и верхнетагильский габбро-дио-рит-плагиогранитовый; среднепозднедевонский ауэрбаховский габбро-диорит-гранодиоритовый; поздне-девонско-раннекаменноугольный

долеритовый. Однако в силу ряда причин вышеотмеченные магматические комплексы были изучены весьма поверхностно. Так, например, в работе В. Р. Шмелева [13] была сделана неубедительная, на наш взгляд, попытка выделить здесь четыре типа гранитоидов (плагиограни-ты коллизионного типа, низкострон-циевые гранитоиды офиолитового комплекса и др.) . Состав и взаимоотношения пород в этой статье практически не описаны, возраст пород не

Рис. 1. Локализация массивов Платиноносного пояса в структуре Урала и геологическая схема Хорасюрского массива.

А — контуры массивов [2]: 1 — Ревдинского, 2 — Тагильского, 3 — Баранчинского, 4 — Арбатского, 5 — Качканарского, 6 — Павдинского, 7 — Кытлымского, 8 — Княспинского, 9 — Кумбинского, 10 — Денежкинского, 11 — Помурского, 12 — Чистопского, 13 — Ялпинг-Ньерского, 14 — Хорасюрского. Заштрихованными прямоугольниками отображены листы, по которым выполнена геологическая съемка; Б — схема [13] геологического строения зоны Главного Уральского разлома (Приполярного сегмента), вмещающей Хорасюрский массив: 1 — рифейско-нижнепалеозойские комплексы палеоконтинентального сектора; 2 — польин-ский терригенно-сланцевый рифтогенно-батиальный комплекс (О ₃ ); 3 — мезо-кайнозойские платформенные отложения; 4 — вулканогенно-осадочные островодужные образования типа Тагильской мегазоны (S 1 —D 3 ); 5 — девонский диорит-гранодиоритовый (ауэрбаховский) комплекс; 6 — позднесилурийские плагиогранитоиды (верхнетагильский комплекс); 7 — плаги-огранитоиды коллизионного типа; 8—10 — породы платиноносной ассоциации: 8 — габбро-нориты и оливиновые габбро-нориты (тагилокытлымский комплекс), 9 — кальциевые ультрабазиты и оливиновые габброиды (качканарский комплекс), 10 — амфиболовое габбро; 11—13 — породы офиолитовой ассоциации: 11 — дунит-гарцбургитовый (салатимский) комплекс, 12 — габброидный комплекс, 13 — диабазовый дайковый комплекс; 14 — серпентинитовый меланж с блоками пород офиолитовой ассоциации и польинского комплекса; 15 — границы (а — линия ГУГР, б — между геологическими подразделениями, в — между типами пород); 16 — граница между блоками с деформированным (северная часть) и недеформиро-ванным субофитовым слабо деформированным (южная часть) строением; 17 — локализация и номера изученных проб

установлен, а основанием для расчленения гранитоидов района были лишь единичные геохимические анализы. Поскольку цитируемая выше привязка к абсолютной шкале летоисчисления была осуществлена на основании геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями в других районах, актуальность датирования перечисленных выше образований методами изотопной геологии не вызывает сомнений.

Образцы (рис. 1, Б). Для изотопных исследований были использованы девять проб (номера в скобках), представляющих: платиноносную ассоциацию — оливиновые габбро (Х10, X17D), габбро-норит (Х17), амфиболовое габбро (Х19В), а также гранитоиды верхнетагильского (Х12, Х10-2, Х14) и ауэрба-ховского (Х15, Х16) субкомплексов. Образцы были предоставлены ОАО «Сосьвапромгеология» в рамках выполнения субподрядного договора, в котором предусмотрены равные права на опубликование результатов изотопно-геохронологических исследований по теме «Геологическое доизучение масштаба 1:200000 Семьинской площади». Изучалась Sm-Nd систематика образцов в целом, и проводилось локальное U-Pb датирование цирконов, выделенных из гранитоида верхнетагильского субкомплекса.

Аналитические процедуры. Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd осуществлялось масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID) путем анализа соответствующих смесей образцов и смешанного трассера ¹⁵⁰Nd + ¹⁴⁹Sm с помощью твердофазного мультиколлекторного анализатора (TIMS) Finnigan MAT-262 в статическом режиме. Для двух образцов (Х14, Х19В) было дополнительно выполнено «прямое» определение отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Погрешности для отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd не превышали 0.2 и 0.003 % (± 2 п ) соответственно. U-Pb локальное датирование цирконов было выполнено с помощью вторично-ионного микрозонда высокого разрешения SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) по методике, описанной в работе И. Вильямса [18].

Экспериментальные данные. Sm-Nd изотопные данные и их графическая интерпретация представлены в табл. 1 и на рис. 2. Аппроксимация Sm-Nd систематики для пород платиноносной ассоциации, т. е. оливи-нового габбро (обр. Х10, X17D), габбро-норита (Х17) и амфиболового габбро (Х19В), выявила изохронную зависимость (СКВО = 0.29), определяющую изотопный возраст 565 ± 50

Т а б л и ц а 1

Sm-Nd ID-TIMS данные валовых проб из Хорасюрского массива

Образец; порода	Sm, ppm	Nd, ppm	147Sm/144Nd	±2σ	143Nd/144Nd	±2σ	ε Nd (0)	εNd(t)	т г DM , млн лет
Ауэрбаховский массив
X15, ãранитоид	2.99	13.6	0.1335	0.0007	0.512883	0.000015	4.8	9.0	511
X16, монцодиорит	6.22	27.0	0.1394	0.0006	0.512898	0.000015	5.1	8.9	521
Верхнетагильский массив
X12, ãранитоид	3.15	13.,5	0.1414	0.0008	0.512928	0.000026	5.7	9.0	472
X14, - « -	4.32	18.0	0.1456	0.0008	0.512919*	0.000026	5.5	8.9	522
X10-2, плаãиоãранит	4.66	18.0	0.1563	0.0008	0.512936	0.000026	5.9	8.8	564
Платиноносная ассоциация
X19B, ãаббро амиболовое	0.35	1.35	0.1550	0.0008	0.512935*	0.000015	5.8	8.9	574
X17, ãаббро-норит	2.65	8.46	0.1892	0.0009	0.513068	0.000015	8.4	9.0	521
X17D, ãаббро оливиновое	1.08	3.43	0.1906	0.0009	0.513066	0.000015	8.4	8.8	567
X10, - « -	0.58	1.59	0.2204	0.0011	0.513177	0.000015	10.6	8.9	575

* Получены без добавления трассера.

Примечания . Параметры e_Nd(0), e_Nd(t) рассчитаны: для гранитоидов на Nd модельные значения, для платиноносной ассоциации — на изохронный возраст. Параметры резервуара DM: ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2135; ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151.

Рис. 2. Sm-Nd изохрона для пород платиноносной ассоциации ХМ. Размеры прямоугольников фигуративных точек соответствуют ±2а погрешностям по осям координат

млн лет (доверительный уровень 95 %) с вероятностью соответствия 0.75.

U-Pb данные цирконов из образца Х10-2 гранитоида верхнетагильского комплекса представлены в табл. 2 и на рис. 3, 4. В выделенных путем дробления, применения концентрационного стола, изодинами-ческого сепаратора, тяжелых жидкостей и отбором с помощью биноку ляра цирконах можно различить несколько популяций (рис. 4). Одна из них характеризуется наличием индивидов, обладающих идиоморфным и субидиоморфным обликами с четко проявленной секториальной зональностью и наличием «ядер». Цирконы других популяций, напротив, имеют изометричные формы с коэффициентами удлинения до 1.1, а также ядра, нередко сложно устроенные. В целом, отмечаются кристаллы, имеющие как гомогенное, так и неоднородное катодолюминесцентное (CL) свечение. Центральная часть некоторых индивидов характеризуется низкой интенсивностью катодолюминесценции, тогда как во внешней части отдельных цирконов фиксируются высокие значения CL.

Отношения Th/U определяются интервалом 0.26—0.66, причем явная дискордантность (от 54.4 до — 10.8 %) не коррелируется с содержаниями урана (R2 = 0.0006) и тория (R2 = 0.2516).

U-Pb изотопная систематика характеризуется значительными вариациями вычисленных возрастов и дискордантности, за исключением фигуративной точки Х10-2.1.2.1, со значением конкордантого возраста 485 ± 20 млн лет (±2 с без учета погрешностей констант распада) при СКВО = 0.036 и вероятности соответствия конкордантности 0.85 (табл. 2). Экспериментально полученные данные цирконов на графике в координатах 206 pb/ 238 U— 20 ⁷pb/ 23 ⁵U демонстрируют наличие нескольких возрастных кластеров (рис. 4) в диапазоне 257—2022 млн лет по отношениям 206 pb/ 238 U и 207 pb/ 20 ⁶pb соответственно. В результате изучения

U-Pb SHRIMP-II данные цирконов из образца плагиогранита Х10-2

Т а б л и ц а 2

Êристалл, êратер	206Pbc, %	U, ppm	Th, ppm	232 Th/ 238 U	# 207 Pb * / 206 Pb	±%	# 207 Pb * / 235 U	±%	# 206 Pb * / 238 U	±%	Rho	# 206 Pb/ 238 U, млн лет	±	# 207 Pb/ 206Pb, млн лет	±	D, %
1.3, 1	0.08	500	331	0.68	0.0508	2.4	0.2848	3.2	0.0407	2.2	0.688	257	5.8	223	56	–10.8
1.1, 1	0.30	887	309	0.36	0.0506	2.0	0.3279	2.9	0.0470	2.1	0.724	296	6.4	492	44	–33.0
1.2, 1	0.12	450	180	0.41	0.0570	1.7	0.6140	2.8	0.0781	2.2	0.786	485	11	480	38	1.50
1.4, 1	—	169	67	0.41	0.0616	2.4	0.6350	3.3	0.0748	2.3	0.697	465	11	232	55	29.5
1.1, 2	0.045	965	250	0.27	0.1253	0.53	2.675	2.2	0.1548	2.1	0.955	928	21	2022	9	54.4

Примечания. Погрешности ±1а; pb_c и pb* — нерадиогенный и радиогенный свинец соответственно. Погрешности калибровки относительно стандартов 1.0 %. (#) — коррекция с использованием ²⁰⁴pb. D — дискордантность. Rho — коэффициент корреляции отношений ²⁰⁷pb*/ 2 ³⁵U—²⁰⁶pb*/²³⁸U.

Рис. 3. Катодолюминесцентные изображения цирконов из плагиогранита Х10-2 (верхнетагильский субкомплекс ХМ) с указанием мест локального U-Pb SHRIMP-II датирования

изотопного состава U-Pb центральной и периферийных частей кристалла Х10-1.1 была выявлена значительная возрастная гетерогенность: если внешняя часть кристалла имеет возраст 296.1 ± 6.2 млн лет (по отношению 206Pb/238U), то «ядерная» часть циркона значимо более древняя, 2022 ± 20 млн лет (по отношению 207Pb/206Pb).

Обсуждение результатов. При исследовании пород платиноносной ассоциации Приполярного Урала был получен Sm-Nd изохронный

Рис. 4. График с конкордией для цирконов из образца плагиогранита Х10-2 (верхнетагильский субкомплекс ХМ). На трапецеидальной вставке внизу справа показано дискордантное положение фигуративной точки 1.2 (центральная часть одноименного кристалла в увеличенном масштабе). Размеры эллипсов соответствуют ±1а погрешностям

возраст 565 ± 50 млн лет, который оказался существенно древнее ранее предполагавшегося по результатам геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями позднеордовикско-позднеси-лурийского времени в других районах. Совпадающий в пределах аналитических погрешностей возрастной этап (561 ± 28 млн лет) был зафиксирован Sm-Nd системой у 14 образцов дунитов, верлитов и других пород, развитых в Кытлымском массиве Платиноносного пояса Урала [9].

С обсуждаемыми результатами сходиться Sm-Nd возраст 561 ± 28 млн лет, определенный по минералам и валовому составу оливин-анортито-вых габбро Кумбинского массива [6]. Этому не противоречит и формальная аппроксимация всего аналитического материала, представленного в табл. 1, линией согласования («reference line»), соответствующей аналогичному (в пределах наблюдаемых погрешностей) возрасту 518 ± 29 млн лет, e _Nd= +8.9, а также результаты U-Pb SHRIMP-II датирования циркона из плагиогранита (табл. 2, обр. Х10-2, фигуративная точка 1.2.1, возраст 485 ±10 млн лет по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U). Фиксация U-Pb системой (дискордия по периферийной и ядерной частям циркона из плагиогранита: табл. 2, обр. Х10-2, фигуративные точки 1.1.1—1.1.2), вероятно, унаследованного возраста 2301±38 млн лет также отражает длительную эволюцию вещества изученных цирконов. Таким образом, полученные нами и опубликованные разными авторами «древние» датировки, по всей видимости, характерны для всех четырнадцати комплексов Платиноносного пояса Урала (рис. 1, А), демонстрируя, безусловно, сложную и во многом еще дискуссионную историю его формирования [1, 2, 4, 10, 14 и др.].

Следует отметить весьма большие величины e _Nd(t) (+8.8 + +9.0, табл. 2), значительно отличающиеся от e _Nd(t), рассчитанных по Sm-Nd данным [6, 9], ясно свидетельствующие о том, что исследованное нами вещество имеет более высокие отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (t) по сравнению с базальтами СОХ, практически соответствуя величине e _Nd(565) = +10, соответствующей дебетированной мантии. Полученные нами значения e _Nd(t) накладывают определенные ограничения на модельные построения, касающиеся формирования пород платиноносной ассоциации Приполярного сектора Урала, и позволяют предполагать в качестве субстрата значительно истощенный источник. Выводы о еще более экстремальной истощенности субстрата были сделаны ранее авторами интернационального коллектива [16, 17] по четырем образцам гарцбургитов из Войкарского офиолитового комплекса, характеризующимся e _Nd(0) = +21 + +47. Такие значения стали рекордными для изученных тогда земных образцов. Совпадение значений Nd-модельных возрастов и e _Nd(t), рассчитанных для пород платиноносной ассоциации, а также грани-тоидов верхнетагильского и ауэрба-ховского (Х15, Х16) субкомплексов, позволяет предполагать (в случае отсутствия контаминации более «мо- 9

лодым» материалом [15 и др.]) наличие весьма дебетированного субстрата как для пород платиноносной ассоциации, так и для указанных гранитоидов.

Относительно обсуждаемых выше материалов по Хорасюрскому массиву (ХМ) и опубликованных к настоящему времени возрастных обобщений по остальным массивам Платиноносного пояса Урала [1, 3, 7, 11 и др.] следует отметить, что выявленный нами мультимодальный характер возрастов цирконов, по всей видимости, свидетельствует о значительно более сложной геологической истории рассматриваемых образований, чем это считалось ранее.

Выводы

• 1.    Полученный нами Sm-Nd изохронный возраст габбро, габбро-норита и амфиболового габбро из платиноносной ассоциации ХМ (565 ± 50 млн лет) существенно древнее ранее предполагавшегося по результатам геологических наблюдений и корреляции с аналогичными образованиями в других районах.

• 2.    Относительно высокие величины e _Nd(t) (+8.8 + +9.0) указывают на наличие деплетированного субстрата как для пород платиноносной ассоциации, так и для гранито-идов ХМ.

• 3.    Мультимодальный характер U-Pb возрастов цирконов из грани-тоида Хорасюрского массива (в диапазоне 257—2022 млн лет) свидетельствует о более сложной геологической эволюции изученного нами вещества, чем это декларировалось ранее.

Авторы признательны А. М. Пыс-тину за редактирование и полезные замечания при рецензировании рукописи.