U-Pb (SHRIMP-RG) возраст циркона из редкометалльных (Li, Cs) пегматитов месторождения Охмыльк зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья (северо-восток Фенноскандинавского щита)

Введение

Редкометалльные пегматиты являются важным источником редких металлов, включая литий, цезий, тантал, ниобий, бериллий, рубидий, скандий, редкие земли, и распространены на всех континентах в широком возрастном интервале – от раннего докембрия до палеозоя [1-5]. Характерной особенностью редкометалльных пегматитов является их приуроченность к докембрийским зеленокаменным поясам, заложенным вдоль зон древних глубинных разломов. Установлено четкое проявление редкометалльной минерализации в пегматитовых жилах при их залегании в породах основного состава. Важными задачами при изучении редкометалльных пегматитов являются установление их генетической связи с гранитами (если она есть) и определение времени рудной минерализации. Ответы на эти вопросы связаны с изотопно-геохронологическими исследованиями, направленными на установление времени формирования как родоначальных для пегматитов гранитов, так и непосредственно самих пегматитов. Зеленокаменный пояс Колмозеро-Воронья приурочен к центральной части сутурной зоны, отделяющей Мурманский домен от Центрально-Кольского и Кейвского доменов. Пояс представлен осадочно-вулканогенными породами позднеархейского возраста (2,9-2,5 млрд лет). В его пределах сконцентрированы месторождения редкометалльных пегматитов (Li, Cs с попутными Nb, Ta, Be). В северо-западной части пояса расположены месторождения лития и цезия Охмыльк, Васин-Мыльк, Оленинское и Полмостундра, в юго-восточной части – крупнейшее месторождение сподуменовых пегматитов Колмозерское. Пегматитовые поля ряда месторождений, обнажающиеся в северо-западной части пояса, размещены среди амфиболитов. Колмозерские сподуменовые пегматиты прорывают интрузивное тело габбро-анортозитов Патчемварекского массива возрастом 2,93 млрд лет [6]. Возраст пегматитов, выделяемых в пределах пояса, по изотопно-геохронологическим определениям разными методами оценивается в широком диапазоне – 2,7-1,8 млрд лет [7-10]. Учитывая сложную и многостадийную историю формирования гранит-пегматитовых систем, для изотопно-геохронологического изучения наряду с цирконом стали все чаще использовать и другие акцессорные минералы-геохронометры: апатит, микролит, касситерит, минералы группы колумбита-танталита, граната и др. [11-15]. Так, в пегматитах лепидолит-поллуцитового месторождения Васин-Мыльк были выделены две резко отличающиеся по составу генерации циркона: высокоурановые единичные кристаллы ранней генерации и основная масса практически безуранового высокогафниевого циркона поздней генерации. Для циркона поздней генерации, в котором содержания урана составляли всего 0,2-0,3 ppm, не представлялось возможным определение U-Pb возраста [9], поэтому был проанализирован U-Pb (ID TIMS) методом микролит ранней генерации, возраст которого составил 2,45 млрд лет [8]. Не существует и общепринятой точки зрения относительно генетической принадлежности пегматитов к тем или иным гранитоидам, установленных в районе размещения пегматитовых жил пояса. Определения возрастных данных для гранитоидов как возможных источников вещества редкометалльных пегматитов северо-западного поля оценивается ~ 2,5 млрд лет, для юго-восточной части пояса, в районе размещения сподуменовых пегматитов Колмозерского месторождения, определен возраст турмалин-мусковитовых гранитов 2,8-2,7 млрд лет [16, 17].

Геологическая характеристика месторождения Охмыльк

Лепидолит-сподуменовые пегматиты месторождения Охмыльк залегают в амфиболитах полмостундровой свиты осадочно-вулканогенных толщ зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья и располагаются на контакте со ставролит-биотитовыми гнейсами и олигоклазовыми гнейсо-гранитами (рис.1). Пегматитовое поле месторождения занимает около 600 м², прослеживается по простиранию на 1,25 км и характеризуется высокой насыщенностью пегматитовыми жилами удлиненной линзообразной формой, приближающейсяк эллипсообразной. Жилы залегают несогласно во вмещающих их амфиболитах, обладая северо-западным простиранием и юго-западным падением под пологими углами, в отличие от северо-западного простирания и крутого северо-восточного падения амфиболитов. Пегматиты содержат многочисленные ксенолиты амфиболитов и биотитовых гнейсов. Ксенолиты окружены турмалиновой коркой и веером конусовидных кристаллов турмалина, перпендикулярных их поверхности. Жильные тела различаются формой, внутренним строением и минеральным составом, но в пределах пегматитового поля может быть обозначена общая тенденция в смене сложных, зональных жил с богатой минерализацией, развитых на юго-востоке поля, жилами с простым строением и составом на северо-западе [18]. Хорошо выраженное зональное строение наблюдается как в поперечных сечениях жил, так и по простиранию и осложнено частой перемежаемостью участков различного состава. Сподумен встречается во всех центральных зонах, достигая в среднем порядка 10 %. Другой особенностью пегматитов является ориентированное расположение столбчатых кристаллов сподумена и турмалина, растущих перпендикулярно зальбандам по всей мощности жил. На месторождении выделяются три типа пегматитов со взаимными переходами: мусковит-турмалиновый (с черным турмалином); мусковит-сподумен-турмалиновый (с черным турмалином); лепидолит-кунцит-турмалиновый (с розовым турмалином).

В пегматитах пояса Колмозеро-Воронья установлено более 80 минералов, представляющих классы: силикаты и их аналоги, оксиды и гидроксиды, соли кислородных кислот (фосфаты, карбонаты), сульфиды и их аналоги, галогениды, самородные элементы. К особенностям минералогии рассматриваемых гранитных пегматитов отнесены:

• полигенеративность, установленная для всех породообразующих минералов (кварц, микроклин, плагиоклазы, мусковит, сподумен) и многих второстепенных и акцессорных (группы колумбита, гранатов, турмалина, трифилина и др.);
• наличие поздней стадии рекристаллизации и формирования агрегатов сахаровидного альбита в ус ловиях существенно закрытой системы;
• слабо изученное гипергенное минералообразование, но представляющее интерес для понимания процессов миграции ряда элементов и ореолов их рассеяния, как поисковых критериев [18-20] (среди гипергенных установлены ранее неизвестные для этих пегматитов минералы: берманит, группа артурита, рансье-ит, тодорокит).

Методология

Для получения минералогической информации циркон изучался в штуфных образцах, из отдельных кусочков которых были подготовлены плоскополированные препараты (аншлифы). В штуфных образцах циркон проанализирован рентгеноструктурным методом: порошковые рентгенограммы получены фотометодом на УРС-55, камера РКД 114,6 мм, 40 kV, 15 mA, Fe-излучение. Внутренняя анатомия циркона исследовалась в аншлифах с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO-1450 (Carl Zeiss Microscopy, Германия), оборудованного системой с рентгеновским энергодисперсионным детектором ULTIM MAX 100 (OXFORD Instruments, Британия). Локальное U-Pb изотопно-геохронологическое исследование циркона было выполнено в центре SUMAC Стэнфордского университета и Геологической службы США на ионном мультиколлекторном микрозонде SHRIMP-RG по методике, описанной в [21, 22]. Обработка аналитических данных проводилась по программе SQUID-2. Определение Ti, Fe, Y, REE, Hf, U, Th происходило одновременно при воздействии вторичных ионов на выбранную точку на поверхности циркона, т.е. в точке датирования. Концентрации элементов-примесей были рассчитаны относительно состава циркона Мадагаскар Грин (MAD) [23]. Для построения спектров распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в цирконе значения были нормированы на состав хондрита CI [24]. Температура кристаллизации циркона оценивалась с помощью термометра Ti-in-Zrn [25]. При построении U-Pb диаграмм c конкордией использовалась программа ISOPLOT/Ex.

Результаты и обсуждение

Циркон, выделенный из пробы KV-120, представлен идиоморфными, изометричными и близкими к изометричным дипирамидальными, дипирамидально-призматическими полупрозрачными трещиноватыми кристаллами, реже – ксеноморфными зернами серого и серо-коричневого цвета. Размеры не превышают 1 мм и часто составляют 0,3-0,5 мм. Индивиды циркона развиты преимущественно с альбитом и кварцем. Нередки срастания циркона с минералами группы колумбита (рис.2, a), что указывает на частично одновременную кристаллизацию танталита-(Mn) и внешних участков циркона. По данным [26] танталит-(Mn) является наиболее поздней генерацией минералов группы колумбита.

Внутренние зоны циркона проявляют признаки незначительного вторичного (посткристаллизационного) изменения в виде участков с пятнистой структурой (рис.2, а), но в этих зонах нет видимых пористых зон, характерных для сильно измененного циркона [27, 28]. Во внутренних участках циркона содержатся многочисленные микронных размеров включения других фаз, среди которых преобладают U(±Pb)-оксиды (рис.2, б). Изометричные формы (квадратные и шестиугольные сечения) включений, высокая степень идиоморфизма и качественный состав позволяют рассматривать их как кубические и кубоктаэдрические кристаллы уранинита UO₂, сингенетически кристаллизовавшиеся с цирконом. Таким образом, процессы посткристаллизационного изменения неглубоко затронули исходный циркон из пегматитов, сохранив его кристаллическое состояние. На кристаллическое состояние циркона указывают и проведенные рентгеноструктурные исследования. В строении циркона присутствует фазовая неоднородность, выраженная наличием узких, идиоморфно обрастающих циркон, внешних кайм (рис.2, в). Внешние каймы более светлые, однородные, имеют различную мощность и проявлены не на всех индивидах. Каймы разбиты трещинами, радиально расходящимися от границы с внутренней зоной. Граница между внутренней и внешней зонами четкая, без постепенных переходов (рис.2, в).

Спектры РЗЭ в исследованных цирконах имеют дифференцированный характер распределения от легких к тяжелым. Спектры точек 1.1, 1.2, 2.1 и 4.1 похожи, характеризуются общим высоким содержанием РЗЭ (300-722 ppm), относительно пологим спектром легких РЗЭ (Sm_n/La_n варьирует от 0,96 до 34,7), имеют положительную Се-аномалию (Ce/Ce* = 5-46) и обогащены тяжелыми РЗЭ (283-719 ppm) (табл.1, рис.3). Описанные спектры распределения характерны для циркона магматического генезиса [29]. Спектры точек 3.1 и 3.2 повторяют общий рисунок приведенных спектров, но заметно отличаются. Так, для них характерно очень низкое общее содержание РЗЭ (11-12 ppm) и резкое обеднение тяжелыми РЗЭ (7,9-10,1 ppm). Отмечается небольшая отрицательная Er-аномалия и хорошо выраженная положительная Се-аномалия (Ce/Ce* = 10-13). Подобный спектр распределения РЗЭ отражает процесс перекристаллизации исходного циркона. Таким образом, рассмотренные особенности распределения редких и редкоземельных элементов позволяют выделить в пределах кристаллов циркона две зоны: обогащенную РЗЭ первичного циркона и значительно обедненную этими элементами. Из табл.1 также видны низкие содержания иттрия (Y = 8-9 ppm) в каймах по сравнению с его внутренними зонам (Y = 400-700 ppm).

Определение температуры кристаллизации циркона является важным фактором оценки кристаллизующейся среды. Циркон из редкометалльных пегаматитов месторождения отличается концентрациями Ti в разных зонах: во внутренних, измененных зонах циркона содержание Ti составляет в среднем 10 ppm; в перекристаллизованных краевых – около 65 ppm. К температурам кристаллизации циркона, рассчитанным с помощью Ti-термометра, следует подходить осторожно, поскольку для более точной оценки температур кристаллизации содержания Ti в цирконе не должны превышать 30 ppm [25]. Для внутренних участков циркона значения температуры можно оценить в 600-800 °С, для внешних кайм (точки 3.1 и 3.2) – более 900 °С (табл.1).

Таблица 1

Содержание редкоземельных и редких элементов (ppm),температура кристаллизации циркона

Для проанализированных точек циркона (1.1, 1.2, 2.1 и 4.1) была построена дискордия (табл.1, рис.4, 5). Для них получен дискордантный возраст 2607±9 млн лет, СКВО = 0,87 (рис.5). Аналитические точки 3.1 и 3.2, вероятно, отражают возрасты краевой перекристаллизованной зоны одной из граней кристалла и в расчет дискордии не включались. Как видно на рис.5, все аналитические данные дискордантны и свидетельствуют о нарушении U-Pb системы за счет неравномерного распределения урана и свинца в точках измерения. В перекристаллизованных каймах циркона (3.1 и 3.2) концентрации урана составили 0,17-0,19 %, тогда как в неизмененных точках циркона (1.1, 1.2, 2.1 и 4.1) содержание урана в несколько раз выше и составляет 3,01-4,12 %. Таким образом, верхнее пересечение дискордии с конкордией, отвечающее возрасту 2607±9 млн лет, можно принять за возраст кристаллизации циркона. Полученный возраст циркона около 1,7-1,6 млрд лет отвечает более позднему гидротермально-метасоматическому этапу. Аналитические данные с возрастом ~1,7-1,6 млрд лет свидетельствуют о более позднем, предположительно, гидротермально-метасоматическом процессе.

Таблица 2

Результаты U-Pb изотопного исследования циркона из пегматитов месторождения Охмыльк

Примечание. Ошибка в калибровке стандарта соответствовала 0,29 %. Погрешности даны на уровне 1σ, ²⁰⁶Pbc и ²⁰⁶Pb* указывают содержания обыкновенного и радиогенного свинца соответственно. Измеренные отношения скорректированы на ²⁰⁴Pb, D – дискордантность: D = 100·[возраст (²⁰⁷Pb/²⁰⁶U) / возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) – 1]; RhO – коэффициент корреляции между ошибками определения отношений ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U. Значения исправлены на масс-фракционирование, холостое загрязнение и обыкновенный свинец по модели [30].

Заключение

Циркон месторождения Охмыльк кристаллизовался на пегматитовом этапе в парагенетической ассоциации с группой пирохлора, молибденитом-I, арсенопиритом и уранинитом-I [18, 20]. Избыток урана циркон захватывал в свою кристаллическую решетку в качестве изоморфной примеси, где кристаллизовался в виде самостоятельной фазы – уранинита (UO₂). Под воздействием водных флюидов и за счет радиоактивного распада высокоурановый циркон приобрел незначительные посткристаллизационные изменения, которые не носили интенсивный характер, что способствовало сохранности кристаллического состояния циркона. Флюидная фаза способствовала выносу части радиогенного свинца, о чем свидетельствует дискордантное положение аналитических данных при изотопно-геохронологических исследованиях. Циркон метасоматического этапа, проявленный в виде внешних кайм на первичном цирконе, образовался совместно с минералами групп колумбита, трифилина, апатита, турмалина и бериллом [20]. Полученный изотопный возраст циркона 2607±9 млн лет определяет время его кристаллизации и служит надежной оценкой времени формирования месторождения Охмыльк, отражая глобальную эпоху пегматитообразования, с которой связаны формирования крупнейших мировых редкометалльных месторождений [26]. Образование внешних кайм циркона связано с его полной перекристаллизацией в палеопротерозойское время (1,7-1,6 млрд лет назад).

Литература

1. Černý P. Rare-element granite pegmatites. Part I. Anatomy and internal evolution of pegmatite deposits // Geoscince Canada. 1991. Vol. 18. № 2. P. 49-67.
2. London D. Pegmatites // The Canadian Mineralogist. Special Publication. Quebec: Society of Economic Geologists. 2008. Vol. 10. 368 p. DOI: 10.2113/gsecongeo.103.8.1730
3. London D. Ore-forming processes within granitic pegmatites // Ore Geology Reviews. 2018. Vol. 101. P. 349-383. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2018.04.020
4. Tkachev A.V. Evolution of metallogeny of granitic pegmatites associated with orogens throughout geological time // Geological Society. 2011. Vol. 350. P. 7-23. DOI: 10.1144/SP350.2
5. Mccauley A., Bradley D.C. The global age distribution of granitic pegmatites // The Canadian Mineralogist. 2014. Vol. 52. Iss. 2. P. 183-190. DOI: 10.3749/canmin.52.2.183
6. Кудряшов Н.М., МокрушинА.В. Мезоархейский габбро-анортозитовый магматизм Кольского региона: петрохимические, геохронологические и изотопно-геохимические данные // Петрология. 2011. Т. 19. № 2. С.173-189.
7. Пушкарев Ю.Д., Кравченко Е.В., Шестаков Г.И. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978. 136 с.
8. Кудряшов Н.М., Лялина Л.М., Апанасевич Е.А. Возраст редкометалльных пегматитов месторождения Васин-Мыльк (Кольский регион): результаты геохронологического U-Pb-исследования микролита // Доклады Академии наук. 2015. Т. 461. № 4. С. 437-441. DOI: 10.7868/S0869565215100205
9. Kudryashov N.M., Skublov S.G., Galankina O.L. et al. Abnormally high-hafnium zircon from rare-metal pegmatites of the Vasin-Mylk deposit (the northeastern part of the Kola Peninsula) // Geochemistry. 2019. Vol. 80. Iss. 3. DOI: 10.1016/j.geoch.2018.12.001
10. Морозова Л.Н. Kолмозерское литиевое месторождение редкометалльных пегматитов: новые данные по редкоэлементному составу (Kольский полуостров) // Литосфера. 2018. Т. 18. № 1. С. 82-98. DOI: 10.24930/1681-9004-2018-18-1-082-098
11. ChewD.M., Sylvester J.P., TubrettM.N. U-Pb and Th-Pb dating of apatite by LA-ICPMS // Chemical Geology. 2011. Vol.280. Iss. 1-2. P. 200-216. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2010.11.01
12. Ризванова Н.Г., Скублов С.Г., Черемазова Е.В. Возраст гидротермальных процессов в центрально-иберийской зоне (Испания) по данным U-Pb датирования касситерита и апатита // Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283. DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275
13. Скублов С.Г., Красоткина А.О., Макеев А.Б. и др. Первые данные о возрасте (U-Pb метод, TIMS, LA-ICP-MS) рутила из полиминерального рудопроявления Ичетъю, Средний Тиман // Записки Горного института. 2018. Т. 232. С. 357-363. DOI: 10.31897/PMI.2018.4.357
14. Salnikova E.B., Chakhmouradian A.R., Stifeeva M.V. et al. Calcic garnets as a geochronological and petrogenetic tool applicable to a wide variety of rocks // Lithos. 2019. Vol. 338-339. P. 141-154. DOI: 10.1016/j.lithos.2019.03.032
15. Hao-Cheng Yu, Kun-Feng Qiu, Callum J. et al. HetheringtonApatite as an alternative petrochronometer to trace the evolution of magmatic systems containing metamict zircon // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2021. Vol. 176. № 68. DOI: 10.1007/s00410-021-01827-z
16. Кудряшов Н.М., Удоратина О.В., Кобл М.A., Стешенко Е.Н. Оценка времени формирования редкометалльных пегматитов зоны Kолмозеро-Воронья на основе изотопно-геохронологического исследования циркона (SHRIMP RG) из турмалин-мусковитовых гранитов // Материалы VII Российской конференции по изотопной геохронологии, 20-22 ноября 2017, Москва, Россия. Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (Москва), 2018. С. 161-163.
17. Kudryashov N.M.,Udoratina O.V., Coble M., Steshenko E.N. Geochronological and Geochemical Study of Zircon from Tourmaline-Muscovite Granites of the Archaean Kolmozero-Voronya Greenstone Belt: Insights into Sources of the Rare-Metal Pegmatites // Minerals. 2020. Vol. 10. Iss. 9. № 760. DOI: 10.3390/min10090760
18. Соседко А.Ф. Материалы по геологии и геохимии гранитных пегматитов. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 152 с.
19. Волошин А.В., Пахомовский Я.А. Минералогия тантала и ниобия в редкометалльных пегматитах. Л.: Наука, 1988. 240 с.
20. Гордиенко В.В. Минералогия, геохимия и генезис сподуменовых пегматитов. Л.: Недра, 1970. 240 с.
21. Ireland T.R. Ion Microprobe Mass-Spectrometry: Techniques and Applications in Cosmochemistry and Geochronology // Advances in Analytical Geochemistry. 1995. Vol. 2. P. 1-118.
22. Coble M.A., Vazquez J., Barth A.P. et al. Trace Element Characterization of MAD-559 Zircon Reference Material for Ion Microprobe Analysis // Geostandards and Geoanalytical Research. 2018. Vol. 42. Iss. 4. P. 481-497. DOI: 10.1111/ggr.12238
23. Barth A.P., Tani K., Meffre S. Generation of silicic melts in the early Izu-Bonin arc recorded by detrital zircons in proximal arc volcaniclastic rocks from the Philippine Sea // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2017. Vol. 18. Iss. 10. P. 3576-3591. DOI: 10.1002/2017GC006948
24. McDonough W.F., Sun Sh.S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
25. Ferry J.M., Watson E.B. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermo-meters // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2007. Vol. 154. P. 429-437. DOI: 10.1007/s00410-007-0201-0
26. Badanina E.V., Sitnikova M.A., Gordienko V.V. et al. Mineral chemistry of columbite-tantalite from spodumene pegmatites of Kolmozero, Kola Peninsula (Russia) // Ore Geology Reviews. 2015. Vol. 64. P. 720-735. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2014.05.009
27. Zamyatin D.A., Shchapova Yu.V., Votyakov S.L. Alteration and chemical U-Th-total Pb dating of heterogeneous high-uranium zircon from a pegmatite from the Aduiskii massif, middle Urals, Russia// Mineralogy and Petrology. 2017. Vol. 111. P. 475-497. DOI: 10.1007/s00710-017-0513-3
28. Hoskin P.W.O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2005. Vol. 69. Iss. 3. P. 637-648. DOI: 10.1016/j.gca.2004.07.006
29. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26. Iss. 2. P. 207-221. DOI: 10.1016/0012-821X(75)90088-6