CC BY
15
УДК 550.93 (470.5) DOI: 10.19110/2221-1381-2019-8-25-32
УЛЬТРАМАФИТЫ ИЛЬМЕНО-ВИШНЕВОГОРСКОГО КОМПЛЕКСА (ЮЖНЫЙ УРАЛ): ГЕОТЕРМОМЕТРИЯ ПО TI В ЦИРКОНЕ
П. М. Вализер1, А. А. Краснобаев2, Н. М. Глебова1
1Ильменский государственный заповедник, Миасс; [email protected] 2Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург; [email protected]
В статье изложены результаты определения температуры кристаллизации цирконов (78 кристаллов) из ультрама-фитов ильмено-вишневогорского комплекса и Карабашского массива по геотермометру Ti в цирконе. Содержание редких и редкоземельных элементов в цирконе определено методом вторичной ионной масс-спектроскопии на ионном зонде CAMEKA IMS-4F. Сообщество гетерогенно-полихронных цирконов ультрамафитов включает разновидности с присущими каждой специфическими минералого-геохимическими и возрастными характеристиками. Магматические цирконы возраста PR1 (1770—1740 млн лет) характеризуются концентрацией титана от 16.7 до 29.9 ppm, низкими содержаниями EREE = 482 ppm, LREE^ = 25.4 ppm и элементов-примесей Саср = 33 ppm, Васр = 1.4 ppm и Sr < 0.5 ppm. Максимум Ce и минимум Eu отчетливо проявлены. Т1уиср = 0.65. Магматические цирконы V—61 (580—520 млн лет) содержат 7.9—12.9 ppm титана, более высокие концентрации EREE = 623 ppm, LREE^ = 30 ppm и элементов-примесей Саср = 17 ppm, Th/U = 0.86. Магматические цирконы O3—S (450—420 млн лет) характеризуются концентрацией титана от 7.4 до 19.6 ppm, высокими EREE = 1142 ppm, низкими LREE/HREE = 0.03 и Т1уиср = 0.42. Цирконы переходного и гидротермального типов (274—1793 млн лет) имеют широкие вариации концентраций титана — от 2.5 до 1160 ppm, которые в основном обусловлены повышенными содержаниями в цирконе LREE, Ca, Ba и Sr. Для реалистичной оценки температуры кристаллизации циркона, а следовательно и ультрамафита, могут быть использованы цирконы магматического типа. Температура кристаллизации циркона, т. е. образования-преобразования ультрамафитов, определена как PR1 — (822.5 ± 37)°C; V—G1 — (742 ± 17)°C и O3—S — (768 ± 27)°C.
Ключевые слова: ильмено-вишневогорский комплекс, ультрамафит, циркон, геотермометрия, титан.
ULTRAMAFITES OF ILMENY-VISHNEVOGORSKY COMPLEX (SOUTH URALS): TI-IN-ZIRCON GEOTHERMOMETRY
P. M. Valizer1, A. A. Krasnobaev2, N. M. Glebova1
1 Ilmeny State Reserve, Miass 2Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry of the UB RAS, Yekaterinburg
The article presents data on determining the crystallization temperature of zircons (78 crystals) from ultramafites of the Ilmeny-Vishnevogorsky complex and the Karabash massif by Ti-in-zircon geothermometer. The content of RE and REE in zircon is determined by Secondary-Ion Mass Spectrometry using the ion microprobe CAMEKA IMS-4F. A variety of heterogeneous polychronous zircons from ultramafic rocks include varieties with certain specific mineralogical-geochemical and age characteristics. The Early Proterozoic magmatic zircons PR1 (1770—1740 Ma) are characterized by the concentration of titanium from 16.7 to 29.9 ppm, low contents ZREEcp = 482 ppm, LREEcp = 25.4 ppm and impurity elements Caav = 33 ppm, Baav = 1.4 ppm and Sr < 0.5 ppm. High Ce and minimum Eu are distinctly manifested. Th/Ucp = 0.65. The Cambrian magmatic zircons V—S1 (580—520 Ma) contain 7.9—12.9 ppm titanium, higher concentrations ZREEav = 623 ppm, LREEav = 30 ppm and impurity elements Caav = 17 ppm, Th/Uav = 0.86. The Early Silurian magmatic zircons O3—S (450—420 Ma) are characterized by titanium concentration from 7.4 to 19.6 ppm, high 2REEav = 1142 ppm, low LREE/HREE = 0.03 and Th/Uav = 0.42. Transition and hydrothermal type of zircons (274—1793 Ma) have wide variations of titanium concentrations from 2.5 to 1160 ppm, that are mainly characterized by high concentrations in zircon LREE, Ca, Ba and Sr. For a real assessment of the crystallization temperature of zircon, and, therefore ultramafites zircons of magmatic type can be used. The crystallization temperature of magmatic zircon types (the formation-transformation of ultramafites) amount to Early Proterozoic PR1 — (822.5 ± 37)°C; Cambrian V—— (742 ± 17)°C and Early Silurian O3—S — (768 ± 27)°C.
Keywords: Ilmeny-Vishnevogorsky complex, ultramafites, zircon, Ti-in-zircon geothermometry.
Введение
Ультрамафиты в структуре ильмено-вишневогорско-го комплекса (ИВК) незакономерно рассредоточены в виде цепочек в зонах сочленения тектонических пластин (рис. 1). Они слагают как крупные серпентинитовые массивы (Булдымский, Няшевский и др.), обладающие индивидуальными особенностями строения и минерально-
го состава, так и многочисленные мелкие будинообраз-ные и линзовидные тела. Ультрамафиты представлены в основном серпентинитами, которые содержат реликты первичных минералов оливина, хромшпинелида, пироксена и амфибола [2—6, 10—11]. Дискуссионность представления об образовании- преобразовании ультрамафи-
liiL
М
и
Рис. 1. Схематическая геологическая карта ильмено-вишнево-горского комплекса [10]: 1 — селянкинская серия амфиболит-гнейсово-плагиомигматитовая (AR-PRj); 2 — массивы миас-китов (O3); 3 — милониты гранитоидного и сиенитового состава (P2-T1(?); 4 — милониты Кыштымского сдвига-надвига;
5 — еланчиковская толща, тектониты гранитоидного состава;
6 — саитовская серия, метатерригенная (S); 7 — зеленосланце-вые осадочно-вулканогенные комплексы Западно-Магнитогорской и Арамильско-Сухтелинской зон; 8 — Увильдинский мон-цонит-гранитный комплекс (Pz3); 9 — гнейсовидные граниты Кисегачского массива; 10 — ультрамафиты. Цифры в кружках — ультрамафитовые массивы: 1 — Булдымский, 2 — Иш-кульский, 3 — Няшевский, 4 — Савелькульский, 5 — Ураз-
баевский, 6 — Карабашский
Fig. 1. Schematic geological maps of the Ilmeny-Vishnevogorsky complex by [10]: 1 — Selyankino Group: Archean to Early Proterozoic amphibolite-gneiss-plagiomigmatite rocks; 2 — Middle Ordovician miaskite massifs; 3 — Middle Permian-Lower Triassic (?) granitic and syenitic blastomylonites; 4 — mylonites of Kyshtym shear-thrust;
5 — Elanchik Sequence: plagioshales and injection migmatites;
6 — Saitovo Sequence: metaterrigenous roks; 7 — greenschist volca-nosedimentary complexes of West Magnitogorsk and Aramil-Sukhteli zones; 8 — Upper Precambrian Uvildy monzogranitic complex; 9 — gneissic granites Kisegach complex; 10 — ultramafic rocks. Notes. In the diagram the numbers in circles — ultramafic massifs: 1 — Buldym, 2 — Ishcul, 3 — Nyashevo, 4 — Savelkul, 5 — Urazbaevo,
6 — Karabash
тов ИВК обусловлена очень низкой сохранностью в его породных ассоциациях исходных парагенезисов, возникших на ранних этапах их формирования. Особенности состава реликтовых и редких минералов, определенных в ультрамафитах, позволяют предполагать, что преобразования ультрамафитов характеризовались P-T-трендом от мантийных ультравысокопараметрических до коровых условий [3]. Процессы преобразования ультрамафитов протекали в длительном возрастном интервале от палео-протерозоя до перми (рис. 2) и были дискретными [7—9].
100 300 500 700 900 1100 1300 1500 1700 1900 206pb/238y B03pacl- млн лет
Рис. 2. Гистограмма распределения возрастных параметров по (206Pb/238U) для цирконов ультрамафитов ильмено-вишне-
вогорского комплекса Fig. 2. The distribution histogram of age parameters by (206Pb/238U) for zircons from ultramafites of the Ilmeny-Vishnevogorsky complex
Целью исследований было определение температуры образования-преобразования ультрамафитов ИВК по температуре кристаллизации циркона на основе эмпирической закономерности, связывающей концентрации титана в цирконе с температурой его кристаллизации [20].
Объект и методика исследований
Объектом исследований являлись цирконы из ультрамафитов Булдымского, Ишкульского, Няшевского, Савелькульского, Уразбаевского и Карабашского массивов. Характеристика ультрамафитов и выделенных из них цирконов дана в работах [3, 7—9]. Содержание редких и редкоземельных элементов в цирконах определялось методом вторично-ионной масс-спектроскопии на приборе CAMECA IMS-4F в Институте микроэлектроники и информатики РАН (г. Ярославль). Область сбора вторичных электронов — 25 мкм в диаметре. Измерения проводились в виде пяти циклов накопления сигнала и изменялись в зависимости от его интенсивности. Калибровочные кривые строились с использованием известных стандартов [12]. Измерения редких и редкоземельных элементов в кристаллах проводились в тех же точках, что и при U-Pb-датировании.
Геотермометрия и особенности состава
циркона
Временная эволюция ультрамафитов ИВК по изотопно-геохронологическим данным (U-Pb-метод по циркону) постулируется четырьмя интервалами датировок: 1) > 2.0 млрд лет — минимальный возраст мантийного субстрата; 2) 0.52—0.58 и 1.7—1.8 млрд лет — время преобразования верхнемантийных ультрамафитовых реститов; 3) 0.42—0.45 млрд лет — время внедрения ультрамафита во вмещающие породы силурийского возраста; 4) 0.26—
0.36 млрд лет — преобразования ультрамафита, обусловленные поздними сдвиговыми процессами (рис. 2) [1, 7—9].
Для конкретной оценки природы цирконов использована взаимосвязь параметров концентраций La, Се и Sm [15], позволяющая решать вопросы о принадлежности цирконов к магматическому (М), переходному (М1) и гидротермальному (Н) типам. Все сообщество цирконов уль-трамафитов ИВК по данным параметрам соответствует в рамках возрастного интервала 420 > 2000 млн лет М- и М1-типам и только отдельные кристаллы — Н-типам, а во временном диапазоне 260—420 млн лет — М1- и Н-ти-пам (рис. 3) [4, 7—9].
Цирконы ранней генерации датируются временным интервалом 1742—1772 млн лет и отвечают М- и М1-ти-пам. Магматические цирконы характеризуются содержаниями титана от 16.7 до 29.9 ррт, что соответствует температуре кристаллизации циркона 822.5 °С (788—847 °С). Они имеют следующие показатели состава: ZREEср = = 482 ррт (407—642 ррт), LREEср = 25.4 ррт (15.8— 37.5 ррт), LREE/HREE = 0.04—0.06, Yb = 180—290 ррт, У = 610—1030 ррт и отношения (Yb/Gd)N = 14—15; (Yb/Sm)N = 44—47 (табл.). На спектрах распределения РЗЭ хорошо выражены положительная цериевая (Се/Се* = = 21—45) и отрицательная европиевая (Еи/Еи* = 0.06— 0.14) аномалии (рис. 4). По отношению Т^и = 0.65 (0.52— 0.78) минералы соответствуют цирконам магматического происхождения. Концентрации Ва варьируют от 0.5 до 6 ррт, Sr — от 0.2 до 0.6 ррт. Цирконы М1 имеют концентрации титана 7.6—19.6 ррт, что позволяет оценить температуру кристаллизации циркона — 760 °С (717—804 °С). Для их состава отмечаются более высокие концентрации: ^ЕЕср = 774 ррт (434—1256) ррт, LREEср = 36.9 ррт (19.4—54.3 ррт), LREE/HREEср = 0.05 (0.04—0.06), УЬ = 163—483 ррт, У = 557—2272 ррт — и значительные колебания отношений: (Yb/Gd)N = 13(8—22),
100
Се Се*
10
0.4
■ I ▲ A« 9* ДА M / 1 r
* • н : J*' A • • * Mi 0 ■ •<8 • <f
■
0.1 1 • 1 О 2
10
,3 Д 4
100
(Sm/La).
(УЪ^т^ = 19—80 (табл.). Отчетливо проявлена положительная цериевая (Се/Се* = 5—67) и отрицательная евро-пиевая (Еи/Еи* = 0.04—0.25) аномалии (рис. 4). Т^и-от-ношение 0.83 (0.52—1.06) в среднем более высокое. Повышенные содержания (42—62 ррт) Ва в цирконе М1 наблюдается для серпентинитов Ишкульского массива.
Цирконы с возрастом 1100—1600 млн лет отвечают М1- и Н-типам. Они характеризуются широкими вариациями концентраций Т — от 6.6 до 27.3 ррт и, соответственно, температуры — 785 °С (706—837 °С). От магматических цирконов их отличают более высокие
Рис. 3. Генетическая классификация цирконов разных возрастных групп ультрамафитов ильмено-вишневогорского комплекса по [15]: 1 — > 1700 млн лет; 2 — 1100—1695 млн лет; 3 — 480— 570 млн лет; 4 — 420—460 млн лет; 5 — 310—360 млн лет; 6 — < 300 млн лет. М и H — поля магматических и гидротермальных типов цирконов, состав хондрита по [16]
Fig. 3. Genetic classification of zircons of different age groups ofultrama-fites of the Ilmeny-Vishnevogorsky complex by [15]: 1 — more than 1700 Ma; 2 — 1100—1695 Ma; 3 — 480—570 Ma; 4 — 420—460 Ma; 5 — 310—360 Ma; 6 — less than 300 Ma. M and H — fields of magmatic and hydrothermal types of zircons, chondrite composition [16]
Рис. 4. Распределение редкоземельных элементов в цирконе разных возрастных групп из ультрамафитов ильмено-вишне-вогорского комплекса. Тип циркона по [15]: а — магматический, b — переходный, с — гидротермальный. Условные обозначения см. на рис. 3
Fig. 4. REE distribution of different age groups from ultramafites of the Ilmeny-Vishnevogorsky complex in zircon. Zircon type [15]: a — magmatic, b — transitional, c — hydrothermal. See legend to Fig. 3
Показательные характеристики цирконов из ультрамафитов: возраст, концентрации РЭ и РЗЭ, отношения содержаний и рассчитанные значения температуры кристаллизации Indicative characteristics of zircons from ultramafic rocks: the age, the concentration of RE and REE, relationships of contents and calculated values of the crystallization temperature
Массив Massif № пробы Sample No. Кристалл Crystal Возраст (млн лет) Age (My) Th (PPm) U (ppm) Th/U Ba (PPm) Sr (PPm) Y (ppm) Yb (PPm) ЕРЗЭ (PPm) LREE/ HREE Eu/Eu* Ce/Ce* (Yb/Gd)N (Yb/Sm)N T (PPm) T (°C)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 В 14 15 16 17 18 19
1 2116 1 1352±14 62.31 49.90 1.25 1.27 0.42 1418 346 867 0.02 0.17 5.16 7.9 23 19.53 803.5
5.1 426±2.7 59.68 125.62 0.48 5.51 2.75 601 304 366 0.03 0.44 8.8 41 135 10.32 740
5.2 436.2±4.6 54.81 292.19 0.19 2.89 1.06 406 229 405 0.04 0.44 15.2 48 149 13.82 770
6.1 428.3±4 65.40 122.11 0.54 2.04 0.44 877 343 687 0.03 0.39 19.6 19 55 13.94 775
1.2 426.1±2.6 36.90 156.58 0.24 3.77 0.39 403 190 346 0.04 0.38 11.9 36 92 11.79 756
1.1 431.4±3.9 344.88 524.9 0.66 1.98 12.83 1944 812 1682 0.10 0.33 2.67 20 53 31.07 851
6.2 274.5±2 40.48 1677.56 0.02 3.92 0.91 303 155 313 0.11 0.33 2.25 15 19 30.39 849
2049 2.1 1104±25 11.08 195.78 0.57 2.45 8.16 2042 570 935 0.03 0.04 4.6 13 46 17.57 793
5.1 393±12 64.27 204.18 0.32 1.92 0.82 1500 556 807 0.01 0.18 1.78 28 135 8.96 731
5.2 389.5±9.8 51.53 294.84 0.18 1.79 1.43 799 346 486 0.02 0.18 4.55 45 187 7.51 716
3.2 302± 53.12 1.57 33.8 0.63 252 179 241 0.06 0.24 7.9 131 610 4.64 678
2 2117 9.1 1744±34 149.5 164.5 0.91 42.53 8.40 2272 452 1125 0.05 0.15 7.1 9 24 19.63 804
9.2 1793±33 155.3 299.1 0.52 5.92 0.22 1031 287 642 0.06 0.12 21 16 44 29.90 847
2.1 1773±29 66.1 128.0 0.52 2.00 0.50 557 163 347 0.06 0.06 29 22 71 12.39 760
6.1 426.4±10 40.4 99.6 0.40 3.69 3.31 632 285 519 0.04 0.48 3.3 40 136 14.06 772
6.2 444.6±7.9 172.4 304.9 0.57 3.42 1.34 1687 692 1277 0.03 0.39 33 40 195 15.13 779
5.1 440.6±9.3 66.4 181.4 0.37 1.87 0.87 1179 469 832 0.02 0.48 30 46 165 13.74 770
5.2 421±13 10.6 53.6 0.20 3.19 0.63 194 92 170 0.04 0.37 40 37 146 7.37 715
1872 3 1747±28 78.57 104.14 0.75 62.06 18.8 625 195 444 0.06 0.16 14.1 14 46 7.60 717
4.1 1518±23 424.9 375.23 1.13 1.20 0.63 892 289 640 0.06 0.07 20.4 15 49 6.60 706
6.1 443.2±8.8 58.55 308 0.19 4.33 1.25 600 332 575 0.04 0.49 7.7 64 167 49.29 904
5.2 390±6.6 21.70 54.21 0.40 5.57 5.82 38 24 48 0.14 1.19 1.6 46 51 16.12 785
4.2 285.6±5.5 89.82 541.32 0.17 1.58 0.44 188 109 200 0.11 0.19 79 66 264 2.80 640
3 1885 3 1397±13 47 0.16 0.26 11.6 22 4
5 441 ±7 42 0.21 0.10 7.6 26 3
6 309±4 58 0.15 0.07 9 36 4
2 289±7 480 0.05 0.39 59 82 59
4 284±7 52 0.19 - 12 28 3
4 1854 2.2 1605±25 47.23 118.33 0.40 1.51 0.38 717 217 475 0.02 0.06 14.6 15 55 27.3 837
2.1 1605±19 74.79 200.11 0.37 0.76 0.48 669 208 448 0.03 0.04 30.8 19 80 16.48 787
5.1 1519±18 183.5 460.1 0.40 2.18 0.44 438 180 363 0.07 0.12 31.2 27 89 11.22 751
4.1 424±6 878.2 327.6 2.68 2.34 1.03 3252 1283 2624 0.12 0.37 55.7 37 113 19.56 804
4.2 445±23 17.98 24.0 0.75 1.65 0.17 131 62 119 0.18 0.54 35.7 77 79 3.33 653
1.2 369±5 271.44 527.2 0.47 2.46 4.97 732 293 670 0.20 0.26 2.8 20 47 9.05 732
1.1 346±5 134.96 329.1 0.41 1.56 0.65 1288 483 953 0.04 0.25 60.4 26 107 4.28 671
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 и 12 13 14 15 16 17 18 19
5 2077 4.1 534.Ш.9 177.95 212.84 0.84 1.49 0.55 760 306 589 0.09 0.47 33.7 36 80 11.17 751
4.2 533.7±8.1 174.5 217.98 0.80 3.67 1.56 441 180 403 0.21 0.65 5.6 26 30 14.23 773
7.1 531.7±8.6 168.74 194.46 0.87 1.68 0.63 1038 332 699 0.06 0.33 38.6 20 66 12.89 764
2.1 530±4.3 401.01 2139.22 0.19 14.64 7.08 668 278 1161 0.76 0.56 2.5 66 6 35.66 866
2.2 491.2±8.6 91.32 259.39 0.35 2.13 0.74 375 179 338 0.09 0.32 23.5 47 155 8.41 726
6 2143 1.3 1710±21 49 77 0.64 1.71 0.45 610 183 407 0.04 0.14 22 14 47 26.6 835
2 1670±11 98.4 821 0.12 1.4 0.81 1173 302 681 0.01 0.15 3.6 15 71 22.5 817.6
4 1705±11 87 133 0.65 0.9 0.38 628 183 417 0.06 0.06 45 14 45 16.7 788
1.2 176Ш5 92 162 0.57 1.82 0.33 667 192 434 0.06 0.04 33 14 45 13.0 764.6
1.1 1737±14 236 246 0.96 0.9 0.59 1974 483 1225 0.04 0.06 7.7 8 21 8.1 722.7
6 52Ш5 7.5 25 0.3 1.52 0.53 1144 414 804 0.01 0.13 22 35 224 9.0 731.8
5.2 478±9 9.4 209 0.04 4.21 0.88 142 66 159 0.22 0.48 1.5 10 8 11.9 764.6
2144 5 1937±29 163 154 1.06 0.22 0.24 898 269 587 0.05 0.25 67 19 80 10.2 743
4.2 1759±30 90 116 0.78 0.46 0.65 703 197 460 0.05 0.09 31 12 42 23.1 820.4
4.1 1706±25 216 205 1.05 0.93 0.80 2074 483 1256 0.04 0.09 4.9 8 19 19.6 804
1.2 577±10 213 249 0.86 1.1 0.73 1733 703 1323 0.02 0.15 49 39 196 7.9 721
1.3 567±12 17 235 0.07 0.7 0.79 261 261 401 0.01 0.30 5.1 167 343 4.1 668
3.1 456.2±9 34 129 0.26 4.9 1.23 807 295 591 0.05 0.58 3.4 26 57 21.7 814
3.2 436±12 116 283 0.41 0.54 0.99 2020 722 1263 0.01 0.21 29 33 195 12.7 762
3.3 430.7±9.6 38 97 0.39 1.92 0.86 400 127 269 0.09 0.84 1.4 25 58 15.5 781
Примечание: массивы: 1 — Булдымский, 2 — Ишкульский, 4 — Савелькульский, 5 — Уразбаевский, 6 — Карабашский. Note: ultramafic massifs: 1 — Buldym, 2 — Ishcul, 4 — Savelkul, 5 — Urazbaevo, 6 — Karabash.
ЕКЕЕ^ = 801 (560-1041), LREEcp = 28 (18-44), LREE/ HREE = 0.02-0.05, УЬ = 339 (170-570), У = 1258 (518— 2042) и значения отношений (YЪ/Gd)N = 16 (8—27) и (УЪ^т)к = 59 (23—89), менее выраженные цериевая (Се/Се* = 4-31) и европиевая (Еи/Еи* = 0.07-0.17) аномалии (табл., рис. 4) и значительные вариации отношения Т^и = 0.60 (0.12-1.25).
Цирконы с датировками в возрастном интервале 520— 580 млн лет отвечают всем трем (М, М1, Н) типам и имеют значительные вариации концентраций титана от 4.1 до 42.1 ррт. Цирконы М-типа (Л = 7.9-12.9 ррт, Т = 721— 764 °С) отличает от ранних магматических цирконов более высокое содержание ZREEсp = 623 (159—1328) ррт, УЪ = 317 (66-703) ррт и У = 810 (142-1733) ррт (табл.). Для них характерны более значительные вариации отношения LREE/HREE = 0.10 (0.02-0.22), (УЪ^Ь = 26 (20-39), (УЪ^т^ = 123 (6-343). М1- и Н-типы циркона имеют широкие вариации как концентраций титана (от 4.1 до 42.1 ррт) и Т = 668—885 °С, так и параметрических особенностей состава: ^ЕЕ > 1100, УЪ = 268 (180-350), LREEсp = 300 (69-480), LREE/HREE = 0.2-0.8, а также повышенные содержания Са = 210—250, Ва — до 14.7 ррт, Sr — до 7.1 ррт (табл., рис. 5).
Цирконы с возрастными датировками 420-450 млн лет имеют широкие вариации по концентрации титана (от 3.3 до 49.3 ррт), встречены отдельные кристаллы с аномальными концентрациями Т (до 145 ррт) и, соответственно, температурами кристаллизации (650—900 °С). Представлены по своей природе М-, М1- и Н-типами (рис. 3). Цирконы М-типа (Т = 7.4—19.6 ррт, Т = 715— 804 °С) имеют следующие параметры состава: ZREEсp = 1142 (170-2624) ррт; УЪ = 600 (92-1283) ррт; У = 1535 (194-3252) ррт; (УЪ^Ь = 35 (19-46); (УЬ^т^ = 145 (55—195). На спектрах распределения ZREE хорошо выражена положительная цериевая (Се/Се* = 20—56) и слабее по интенсивности европиевая (Еи/Еи* = 0.21—0.48) аномалии (табл., рис. 4). Отношения LREE/HREE = = 0.03 (0.01-0.04) и та/и = 0.42 (0.20-0.57) низкие. Концентрации Ва — 2.23 (0.54—3.42) ррт — повышенные,
а Sr — 0.88 (0.44—1.34) ррт — низкие. От магматических цирконов ранних генераций их отличает более высокое содержание ZREE и высокие значения отношений (УЪ/ Gd)N, (УЪ^т)№ более выраженные цериевая и менее — европиевая аномалии, а также более низкие та/и-отно-шения. Для М1- и Н-цирконов отмечаются более широкие колебания содержаний титана (от 3.3 до 49.3 ррт) и температуры - 782 (653-904) °С. Для их состава характерны более низкие концентрации ZREE = 399 ррт при повышенных содержаниях легких элементов LREE (LREE/HREE = 0.07). Цериевая аномалия менее отчетлива. Отношение та/и = 0.36 (0.04—0.75) имеет низкие значения. Концентрации Ва = 3.4 (1.9—5.5) ррт и Sr = 2.65 (0.17—12.8) ррт значительно выше.
Поздние (270—360 млн лет) генерации цирконов представлены М1- и Н-типами, имеют очень широкие колебания по содержанию титана (от 2 до 273 ррт) и температуры (от 640 до 1150 °С). Они характеризуются очень пестрым составом: ZREE = 52—953 ртт, при повышенных концентрациях легких элементов (LREE/HREE = 0.04-0.20) и (УЪ^Ь = 15-131, (УЬ^т^ = 3-610. Содержания та низкие, при различных концентрациях и (та/и = 0.2—84). Концентрации Ва и Sr колеблются в очень широких пределах (табл., рис. 5).
Обсуждение
Оценка температуры кристаллизации циркона по содержанию в нем титана является на сегодня наиболее применяемым методом. Закономерности распределения элементов- примесей в цирконах изучены для пород различного генезиса и состава. Выявлено, что концентрация титана в цирконе определяется целым рядом факторов — температурой, давлением, флюидным режимом и кристаллической структурой циркона [12, 14, 15, 17]. Предыдущие исследования показали, что элементы- примеси, такие как LREE, Са, А1, Ва и Sr, могут входить в структуру циркона после его кристаллизации, на стадии его преобразования [18—19]. Отличительной чертой изученных цирконов из ультрамафитов ИВК является значительная ва-
Рис. 5. Вариации элементов-примесей Ti: Ba, Sr, Ca, LREE — в цирконах ультрамафитов ИВК. Условные обозначения см. на рис. 3. Цирконы М-типа — черный цвет, M1 и H — красный
Fig. 5. The variations of impurity elements Ti: Ba, Sr, Ca, LREE — in zircons of ultramafites from Ilmeny-Vishnevogorsky complex. Zircons M-type marked — black, Ml and H — red
риация (от 2.5 до 1160 ррт) концентрации Т в цирконах, которая, вероятно, отражает широкое проявление вторичных процессов и их влияние на первичный состав циркона. Для цирконов из ультрамафитов ИВК каждого типа отмечаются следующие колебания элементов-примесей: для М-типа цирконов — Т^.р = 15.4 ррт (5—30 ррт), LREE/ HREEср = 0.05 (0.01—0.15), Саср =17.8 ррт (0.3—42 ррт), Васр = 2.4 ррт (0.4—6 ррт), Srср = 0.63 (0.4—1.3 ррт); для М1-типа цирконов — Т^р = 16.2 ррт (4—70 ррт), LREE/ HREEср = 0.05 (0.01—0.18), Саср = 19 ррт (0.4—71 ррт), Васр = 7.5 ррт (0.7—62 ррт), Srср = 2.4 (0.1 — 19 ррт); для Н-типа цирконов — Т^.р = 137.5 ррт (2.5—1160 ррт), LREE/HREEср = 0.23 (0.02—0.82), Саср = 62.2 ррт (26— 125 ррт), Васр = 8.4 ррт (2—31 ррт), Srср = 7.7. (0.5— 53 ррт). В цирконах М1- и Н-типов концентрации данных элементов в отдельных кристаллах превышает указанные средние значения на несколько порядков (рис. 5). В цирконах М1- и Н-типов концентрация Т коррелиру-ется с содержанием LREE, Са, Ва и Sr (рис. 5). Например, в ядре кристалла циркона М-типа регистрируется концентрация Т = 13.9 ррт при содержании LREE = 20.9 ррт, Са = 18.9 ррт, Ва = 20.04 ррт, а в перекристаллизованной оболочке, отвечающей Н-типу, — 30.4, 29.5, 34.5 и 3.92 ррт соответственно. Аналогичная закономерность в распределении Т и LREE, Са, Ва и Sr наблюдается в зональном кристалле циркона М-М1-Н-типов (табл., кристалл 3, проба 2144) и др. Наличие этой корреляции значительно ограничивает использование ZrnTi-геотермометра. Полученное изучение распределения Т и других редких и редкоземельных элементов в цирконах из ультрамафитов ИВК показало, что для реалистичной оценки температуры кристаллизации циркона, а следовательно и ультрама-фита, могут быть использованы цирконы М-типа.
Выводы
Температура кристаллизации циркона и, вероятно, образования- преобразования ультрамафита соответствовала на раннепротерозойском (1740—1770 млн лет) этапе (822.5 ± 37)°С. Значения температуры кристаллизации ранней генерации М-циркона согласуются с температурой образования хромшпинели — шпинели #Сг = 0.05— 0.46, #Mg = 0.59—0.75 (850—900 °С) [13] и ассоциации ом-фацит Jd 14, #Mg = 0.60 — энстатит № > 0.01 к.ф., #Mg = 0.92 (800—820 °С), отмеченными в ультрамафитах ИВК [3]. Венд-раннекембрийский (580—520 млн лет) этап проявлен не очень отчетливо и не во всех массивах установлен. Характеризуется наиболее низкой (742 ± 17 °С) температурой. Процесс внедрения ультрамафитов в по-зднеордовикско-силурийское время (450—420 млн лет) во вмещающие породы происходил при температуре (768 ± 27) °С. Близкие значения (620—700 °С) температуры определены по пироп- альмандиновому и альмандиновому гранатам, чермакиту и эдениту и ассоциации омфацит — глаукофан — фенгит [2—3].
Оценка температуры кристаллизации циркона по концентрации титана в его составе позволяет получать информацию об условиях образования-преобразования ультрамафитов, испытавших полихронные процессы, которые не оставили первичных минеральных ассоциаций в своем составе. Для корректной оценки температуры перспективны цирконы магматического типа.
Работа выполнена по госбюджетной теме № АААА— А19—119070890019—7 и частично поддержана проектом УрО РАН № 18—5—5—48.
Литература
1. Анфилогов В. Н, Краснобаев А. А, Вализер П. М. Возраст гипербазитов Главного Уральского разлома // ДАН. 2018. Т. 482. № 4. С. 418-420.
2. Вализер П. М., Русин А. И., Краснобаев А. А., Бане-ва Н. Н. Включения омфацита, глаукофана и фенгита в рутиле ультрамафитов Булдымского массива (Южный Урал) // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2014. № 2. С. 7-10.
3. Вализер П. М., Краснобаев А. А. Редкие минералы в метаультрамафитах ильмено-вишневогорского комплекса (Южный Урал) // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2018. № 9. С. 10-16.
4. Вализер П. М., Краснобаев А. А., Русин А. И., Мурда-сова Н. М. Петрология, U-Pb-изотопный возраст и метаморфизм Няшевского полигенного мафит-ультрамафито-вого массива (Южный Урал) // Литосфера. 2017. Т. 17. № 5. С. 85-102.
5. Варлаков А. С. Рифтогенные офиолиты, метаморфизм гипербазитов и строение вишневогорско-ильмено-горского комплекса. Миасс: ИМин УрО РАН, 1995. 67 с.
6. Варлаков А. С., Кузнецов Г. П., Кораблев Г. Г., Мур-кин В. П. Гипербазиты вишневогорско-ильменогорского комплекса (Южный Урал). Миасс: ИМин УрО РАН, 1998. 195 с.
7. Краснобаев А. А., Вализер П. М, Русин А. И., Буша-рина С. В., Медведева Е. В. Цирконология гипербазитов Булдымского массива (ильмено-вишневогорский комплекс, Южный Урал) // ДАН. 2015. Т. 461. № 1. С. 63-69.
8. Краснобаев А. А., Вализер П. М., Анфилогов В. Н., Медведева Е. В., Бушарина С. В. Мурдасова Н. М. Цирконология серпентинитов Няшевского массива (Южный Урал) // ДАН. 2016. Т. 470. № 6. С. 703-707.
9. Краснобаев А. А., Вализер П. М., Анфилогов В. Н., Сергеев С. А., Русин А. И., Бушарина С. В., Медведева Е. В. Цирконология гипербазитов Карабашского массива (Южный Урал) // ДАН. 2016. Т. 469. № 1. С. 65-71.
10. Левин В. Я. Щелочная провинция Ильменских-Вишневых гор на Урале. М.: Наука, 1974. 223 с.
11. Мурдасова, Н. М., Вализер П. М. Минералы ультрамафитов Карабашского массива (Южный Урал) // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2015. № 3. С. 3-8.
12. Федорова А. А., Бибикова Е. В., Симакин С. Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях // Геохимия. 2008. № 9. С. 980-997.
13. Fabries J. Spinel-olivine Geothermometry in peridotites from ultramafic complexes. Contlib. Mineral. Petrol. 1979. № 69. P. 329-336.
14. Fu B., Page E. Z., Cavosie A. J., Fournelle J., Kita N. T., Laskey J. S., Wilde S. A., Valley J. W. Ti-in-zircon thermometry: applications and limitations // Contlib. Miner. Petrol. 2008. V. 156. P. 197-215.
15. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geohim. et Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. №э. 3. P. 637-648.
16. McDonoagh W. F., Sun S. S. The composition of the Bauth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223-253.
17. Page F. Z., Fu B., Kita N. T., Fournelle J., Spicuzza M. J., Schulze D. J., Viljoen F., Basei M. A. S., Valley J. W. Zircons from kimberlite: New insights from oxygen isotopes, trace elements, and Ti-in-zircon thermometry // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2007. V. 71. P. 3887-3903
18. Rayner N., Stern R. A., Carr S. D. Grain-scale variations in trace element composition of fluid-altered zircon, Acasta
Gneiss Complex, northwestern Canada // Contlib. Miner. Petrol. 2005. V. 148. P. 721-734.
19. Reddy S. M, Timms N. E, Trimby P. Crystal-plastic deformation of zircon: A defect in the assumption of chemical robustness // Geology. 2006. V. 34. No. 4. P. 257-260.
20. Watson E. B, Wark D. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile // Contlib. Miner. Petrol. 2006. V. 151. P. 413-433.
References
1. Anfilogov V. N., Krasnobaev A. A., Valizer P. M. Vozrast giperbazitov Glavnogo ural'skogo razloma (The age of hyperba-sites of the Main Ural Fault). Doklady Earth Sciences, 2018, V. 482, No. 4, pp. 418-420.
2. Valizer P. M., Rusin A. I., Krasnobaev A. A., Baneva N. N. Vklyucheniya omfacita, glaukofana i fengita v rutile ul'tramafitov Buldymskogo massiva (Yuzhnyj Ural) (Inclusions of omphacite, glaucophane and fengite in the rutile of ultrama-fic rocks of the Buldym massif (Southern Urals)). Vestnik of Institute of geology, Komi SC UB RAS, No. 2, pp. 7-10.
3. Valizer P. M., Krasnobaev A. A. Redkie mineraly v metaul'tramafitah il'meno-vishnevogorskogo kompleksa (Yuzhnyj Ural) (Rare minerals in meta-ultramafites of the Ilmen-Vish-nevogorsk complex (Southern Urals)). Vestnik of Institute of geology, Komi SC UB RAS, 2018, No. 9, pp. 10-16.
4. Valizer P. M., Krasnobaev A. A., Rusin A. I., Murdaso-va N. M. Petrologiya, U-Pb izotopnyj vozrast i metamorfizm Nya-shevskogo poligennogo mafit-ul'tramafitovogo massiva (Yuzhnyj Ural) (Petrology, U-Pb isotopic age and metamorphism of the Nyashevsky polygenic mafic-ultramafic massif (South Urals)). Litosfera, 2017, V. 17, No. 5, pp. 85-102.
5. Varlakov A. S. Riftogennye ofiolity, metamorfizm giperbazitov istroenie Vishnevogorsko-Il'menogorskogo kompleksa (Rift-ogenic ophiolites, hyperbasite metamorphism and the structure of the Vishnevogorsk-Ilmenogorsk complex). Miass: IMin UB RAS, 1995, 67 pp.
6. Varlakov A. S., Kuznecov G. P., Korablev G. G., Mur-kin V. P. Giperbazity Vishnevogorsko-Il'menogorskogo kompleksa (Yuzhnyj Ural) (Hyperbasites of the Vishnevogorsko-Ilmenogor-sky complex (Southern Urals)). Miass: IMin UB RAS, 1998, 195 pp.
7. Krasnobaev A. A., Valizer P. M., Rusin A. I., Busharina S. V., Medvedeva E. V. Cirkonologiya giperbazitov Buldymskogo massiva (Il'meno-Vishnevogorskijkompleks, YUzhnyj Ural) (Zir-conology of hyperbasites of the Buldym massif (Ilmeno-Vish-nevogorsky complex, Southern Urals)). Doklady Earth Sciences, 2015, V. 461, No. 1, pp. 63-69.
8. Krasnobaev A. A., Valizer P. M., Anfilogov V. N., Medvedeva E. V., Busharina S. V. Murdasova N. M.. Cirkonologiya
serpentinitov Nyashevskogo massiva (Yuzhnyj Ural) (Zirconology of serpentinites of the Nyashevsky massif (South Urals)). Doklady Earth Sciences, 2016, V. 470, No. 6, pp. 703-707.
9. Krasnobaev A. A., Valizer P. M., Anfilogov V. N., Sergeev S. A., Rusin A. I., Busharina S. V., Medvedeva E. V. Cirkonologiya giperbazitov Karabashskogo massiva (Yuzhnyj Ural) (Zirconology of hyperbasites of the Karabash massif (South Ural)). Doklady Earth Sciences, 2016, V. 469, No. 1, pp. 65-71.
10. Levin V. YA. Shchelochnaya provinciya Il'menskih-Vish-nevyh gor na Urale (Alkaline province of the Ilmensky-Cherry Mountains in the Urals). Moscow: Nauka, 1974, 223 pp.
11. Murdasova, N. M., Valizer, P. M. Mineraly ul'tramafitov Karabashskogo massiva (Yuzhnyj Ural) (Minerals of ultramafic rocks of the Karabash massif (Southern Urals)). Vestnik of Institute of geology Komi SC UB RAS, No. 3, pp. 3—8.
12. Fedorova A. A., Bibikova E. V., Simakin S. G. Geo-himiya cirkona (dannye ionnogo mikrozonda) kak indikatorgen-ezisa minerala pri geohronologicheskih issledovaniyah (Zircon geochemistry (ion microprobe data) as an indicator of the mineral genesis in geochronological studies). Geohimiya, 2008, No. 9, pp. 980—997.
13. Fabries J. Spinel-olivine Geothermometry in peridot-ites from ultramafic complexes. Contlib. Mineral. Petrol., 1979, No. 69, pp. 329—336.
14. Fu B., Page E. Z., Cavosie A. J., Fournelle J., Kita N. T., Laskey J. S., Wilde S. A., Valley J. W. Ti-in-zircon thermometry: applications and limitations. Contlib. Miner. Petrol., 2008, V. 156, pp. 197-215.
15. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geohim. et Cosmochim. Acta, 2005, V. 69, No. 3, pp. 637—648.
16. McDonoagh W. F., Sun S. S. The composition of the Bauth. Chem. Geol., 1995, V. 120, pp. 223—253.
17. Page F. Z., Fu B., Kita N. T., Fournelle J., Spicuzza M. J., Schulze D. J., Viljoen F., Basei M. A. S., Valley J. W. Zircons from kimberlite: New insights from oxygen isotopes, trace elements, and Ti-in-zircon thermometry. Geochim. et Cosmochim. Acta, 2007, V. 71, pp. 3887—3903
18. Rayner N., Stern R. A., Carr S. D. Grain-scale variations in trace element composition of fluid-altered zircon, Acas-ta Gneiss Complex, northwestern Canada. Contlib. Miner. Petrol., 2005, V. 148, pp. 721—734.
19. Reddy S. M., Timms N. E., Trimby P. Crystal-plastic deformation of zircon: A defect in the assumption of chemical robustness. Geology, 2006, V. 34, No. 4, pp. 257—260.
20. Watson E. B., Wark D. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contlib. Miner. Petrol., 2006, V. 151, pp. 413—433.
