Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Интерпретация нарушений rb-sr изотопной системы 10
1.1. Графическая интерпретация 10
1.1.1. Нарушения Rb-Sr системы на примере одного образца 12
1.1.2. Модели нарушения Rb-Sr изотопной системы на примере гипотетической биминералъной породы 13
1.1.2.1. Модели для закрытой валовой пробы 15
1.1.2.2. Модели для нарушенной валовой пробы 16
1.1.3. Графическая интерпретация и критерии надежности датирования 21
1.2. Генетическая интерпретация 21
1.2.1. Пути и механизмы перераспределения изотопов 22
1.2.1.1. Пути миграции 22
1.2.1.2. Диффузия 22
1.2.1.3. Перекристаллизация 26
1.2.1.4. Реакции с участием флюида 26
1.2.2. Геологические процессы и нарушения 27
1.2.2.1. Метаморфизм 27
1.2.2.2. Метасоматоз 30
1.2.2.3. Выветривание 33
Заключение 34
ГЛАВА 2. Геологическое строение и гранитный магматизм северного казахстана 37
2.1. Краткие сведения о строении и тектонической эволюции северного казахстана 37
2.2. Палеозойские гранитоидные комплексы северного казахстана 42
2.2.1. Позднеордовикские комплексы. 42
2.2.2. Силурийские комплексы 43
2.2.3. Раннедевонские комплексы 44
2.2.4. Изотопно-геохимические характеристики гранитоидов 46
2.2.4.1. Петрохимические особенности 46
2.2.4.2. Геохимия редкоземельных элементов 47
2.2.4.3. Изотопная геохимия Sr nNd 49
2.2.5. Источники гранитоидов 50
2.3. Продолжительность палеозойского магматизма и "пермское событие" 51
Заключение 52
ГЛАВА 3. Методика изотопных исследований 53
3.1. Подготовка образцов к анализу 53
3.1.1. Выбор проб, их измельчение и выделение минералов 53
3.1.2. Химическое разложение образцов 55
3.1.3. Хроматографическое разделение Rb и Sr 56
3.2. Используемые изотопные трасеры 57
3.3. Измерение изотопных составов SR и RB на масс-спектрометре ми-1320 57
3.3.1. Регистрирующая система МИ-1320 57
3.3.2. Измерение изотопного состава стронция 59
3.3.3. Измерение изотопного состава рубидия 60
3.4. Использованные методы расчетов 60
3.4.1. Метод изотопного разбавления 60
3.4.2. Метод расчета изохронного возраста 61
Заключение 62
ГЛАВА 4. RB-SR Система гранитов зерендинского массива 63
4.1. Строение и возраст зерендинского батолита по результатам предшествующих исследований 63
4.1.1. Геологический возраст Зерендинского батолита 64
4.1.2. К-Аг возраст гранитоидов Зерендинского батолита 64
4.2. Результаты RB-SR геохронологических исследований 67
4.2.1. Граниты Аксуранского карьера 67
4.2.1.1. Геологическое строение участка 68
4.2.1.2. Петрография, вторичные изменения и химический состав гранитов 69
4.2.1.3. Результаты изучения валовых проб гранитов 72
4.2.1.4. Результаты изучения минералов 72
4.2.2. Граниты участка Каракамыс 77
4.3. Обсуждение результатов 78
4.3.1. Возраст гранитов 78
4.3.1.1. Возраст среднезернистых порфировидных гранитов 3-й фазы зерендинского комплекса 78
4.3.1.2. Возраст даек мелкозернистых гранитов и пегматитов 79
4.3.2. Нарушение Rb-Sr и К-Ar систем минералов гранитов Аксуранского карьера 79
4.3.2.1. Возраст процесса нарушения 80
4.3.2.2.0собенность нарушения: мусковит 81
4.3.2.3. Особенность нарушения: клиноцоизит и апатит 82
4.3.2.4. Условия протекания нарушения 276 млн. лет назад 82
4.3.2.5. Механизм нарушения 83
Заключение 84
ГЛАВА 5. Нарушение RB-SR системы в гранитах золотоношского и орлиногорского массивов 88
5.1. Строение и возраст золотоношского и орлиногорского массивов по результатам предшествующих исследований 88
К-Ar возраст массивов 90
5.2. Результаты геохронологического изучения 91
5.2.1. Золотоношский массив 91
5.2.1.1. Места отбора геохронологических проб 91
5.2.1.2. Петрографическая и геохимическая характеристика проб, вторичные изменения гранитов 91
5.2.1.3. Результаты Rb-Sr и К-Аг датирования 93
5.2.2. Орлиногорский массив 94
5.2.2.1. Места отбора геохронологических проб 94
5.2.2.2. Петрографическая и геохимическая характеристика проб 95
5.2.2.3. Результаты Rb-Sr датирования 96
5.2.2.4. Результаты изучения изотопного состава кислорода 98
5.3. Обсуждение результатов 99
5.3.7. Возраст изученных гранитов 99
5.3.1.1. Золотоношский массив 99
5.3.1.2. Орлиногорский массив 100
5.3.1.3. Возраст орлиногорского комплекса 100
5.3.2. Время и причина омоложения изотопных систем минералов 100
5.3.2.1. Биотит 100
5.3.2.2. Полевые шпаты 101
5.3.2.3. Сравнение данных по минералам 102
5.3.2.4. Связь омоложения минералов с искажением показаний по валовым пробам 102
Заключение 104
ГЛАВА 6. Нарушение RB-SR системы в гранитах боровского массива 106
6.1. Строение и возраст боровского массива 106
6.2. Результаты предшествующих исследований 107
6.2.1. К-Ar датирование. 107
6.2.2. Rb-Sr датирование 108
6.3. Результаты проведенных исследований 109
6.3.1. Петрографическая характеристика образца К-26 110
6.3.2. Результаты Rb-Sr изотопного изучения 112
6.3.3. Результаты К-Aru 40Аг- Аг датирования 114
6.4. Обсуждение результатов 115
6.4.1. Точки, не попавшие на изохроны 115
6.4.1.1. Плагиоклаз 115
6.4.1.2. Валовая проба 115
6.4.2. Изохроны 116
6.4.2.1. Изохрона по темноцветным минералам и апатиту 116
6.4.2.2. Изохрона по полевым шпатам 117
6.4.3. Использование валовых проб 119
Заключение 120
Заключение 122
Список литературы
- Модели для закрытой валовой пробы
- Силурийские комплексы
- Используемые изотопные трасеры
- Петрография, вторичные изменения и химический состав гранитов
Модели для закрытой валовой пробы
Допустим теперь, что при нарушении Rb-Sr изотопной системы минералов этой модельной породы обмен между ними происходит через некую среду внутри валовой пробы, а сама валовая проба может обмениваться с внешним по отношению к ее контурам пространством.
Рассмотрим возможные варианты поведения биминеральной породы, обусловленные нарушениями Rb-Sr изотопной системы ее компонентов. Если для изотопной системы каждого компонента различать два состояния - система закрыта или система нарушена - то возможно 8 частных случаев, приводимых в табл. 1, из которых 7 относятся к нарушениям. Этот набор можно разделить на две группы случаев: первый, когда валовая проба закрыта, и второй, когда валовая проба нарушена. Если изотопная система валовой пробы остается закрытой во время нарушения, то ее точка на изохронной диаграмме остается на месте, а сдвигаться будут точки минералов. Если же изотопная система валовой пробы была открытой и ее точка на диаграмме сместилась со своего истинного места, то смещение точек отдельных образцов может быть подчинено этому изменению ее положения. Однако возможны и другие случаи, которые, наряду с упомянутыми, рассматриваются ниже. Табл. 1. Таблица возможных соотношений нарушений Rb-Sr системы гипотетической биминеральной породы, изображенной на рис. 3. Условные обозначения "-" обозначает отсутствие нарушения изотопной системы,"+" обозначает нарушение изотопной системы.
В случае замкнутости изотопной системы валовой пробы элементы и изотопы, покинувшие при нарушении один минерал, не уходят за пределы валовой пробы, а улавливаются другим минералом. Происходит гомогенизация изотопного состава на уровне минералов (рис.4). Изохрона по мере развития нарушения будет выполажи-ваться. Однако после остановки процесса нет возможности судить, прошла ли гомогенизация до конца, или у вторичной изохроны сохранился некоторый первичный наклон.
В ходе такого нарушения изотопной системы на минеральном уровне информация о времени образования породы может полностью стереться. В случае, если представляется возможным собрать серию валовых проб, преобразованных рассмотренным образом, появляется возможность датировать по ним момент образования объекта исследования. Датирование момента нарушения возможно только в случае, если гомогенизация изотопного состава стронция на минеральном уровне прошла до конца. Рис. 4. Модель гомогенизации изотопного состава стронция между двумя образцами (кружки) в закрытой от привноса / выноса объемлющей системе (квадрат). Изотопный состав стронция в итоге нарушения устанавливается на уровне среднего значения для системы в целом. Сплошной линией проведена первичная изохрона, пунктиром -вторичная изохрона.
Рис. 5. Модель селективного нарушения Rb-Sr изотопной системы в одном из минералов биминеральной породы при сохранении замкнутости изотопной системы валовой пробы (квадрат). Нарушение затронуло только минерал с высоким 87Rb/86Sr отношением (верхний полый круг), в результате образовались две новые минеральные фазы (черные кружки), обладающие одинаковым 87Sr/86Sr.
Возможен вариант нарушения, когда из двух составляющих модельную породу минералов преобразования затрагивают только один. При замкнутой Rb-Sr изотопной системе валовой пробы новые образующиеся в ходе преобразования минеральные фазы будут обладать одинаковым значением 87Sr/86Sr и, возможно, отличаться по 87Rb/86Sr (рис. 5). В этом случае создается ситуация, когда по вторичным минеральным фазам можно определить возраст наложенного процесса, а по валовой пробе и ненарушенному минералу - время образования породы.
Модели гомогенизации изотопного состава стронция на фоне а), потери или приобретения 87Sr, б), потери или приобретения общего стронция или рубидия объемлющей системой. Первичная изохрона нарисована сплошной линией, вторичные изохроны - пунктиром. Одинаковые острия стрелок показывают смещение точек в ходе одного типа процесса.
Главным процессом, определяющим итоговую картину является гомогенизация изотопного состава стронция. Последствия обоих вариантов очень похожи и нет критерия для четкого различения того, какой из механизмов в действительности вызвал появление вторичной изохроны. Гомогенизация изотопного состава стронция на фоне привноса/выноса общего стронция или рубидия по формальным признакам неотличима от модели гомогенизации в закрытой системе. Нарушение Rb-Sr изотопной системы валовой пробы в разобранном случае делает такие образцы непригодными для определения возраста образования породы. Можно представить, что эффект нарушения для серии валовых проб оказался одинаковым или пропорциональным минеральному составу или степени наложенного воздействия. В таком случае линейность расположения фигуративных точек этих валовых проб на изохронной диаграмме после нарушения может сохранится. Применение к таким данным изохронного подхода приведет, как минимум, к искажению одного из расчетных параметров - значения изотопного возраста или значения первичного изотопного состава стронция.
Оценка возраста самого нарушения по минеральным изотопным данным будет возможно только в случае, если гомогенизация изотопного состава стронция дошла до конца.
Модель потерь без гомогенизации. Можно представить процесс, когда в ходе потерь гомогенизация изотопного состава стронция не происходит. Это возможно в случае, когда скорость привноса/выноса значительно превышает скорость гомогенизации. Ключевым процессом становится вынос вещества, поскольку небольшая скорость гомогенизации означает небольшую скорость обмена минералов со средой. Последняя в этом случае способна растворить в себе все вещество, выделяемое минералами, но не способна обменяться с ними. В результате вторичная изохрона может стать горизонтальной только при потерях радиогенной добавки в изотопном составе стронция минералов (рис.7б), а в случае потерь общего стронция - лишь несколько отклониться вниз (рис.7а).
Модели потерь из открытой системы при пренебрежимо малой скорости гомогенизации изотопного состава стронция: а - эффект привноса Rb или выноса общего Sr; б - эффект выноса радиогенного Sr. Первичные изохроны проведены сплошными линиями, вторичные - пунктиром. Как и в предыдущем случае, для серии валовых проб с нарушенной Rb-Sr изотопной системой можно ожидать линейное расположение фигуративных точек на изохронной диаграмме. Минеральные и валовые изохроны после такого нарушения не имеют геохронологического смысла.
Модель частичной потери. Важно отметить, что в случае нарушения системы относительно привноса/выноса, нарушение может охватить как все минералы системы, так и их часть. Легко представить такой вариант, когда некоторые особенно устойчивые минералы останутся замкнутыми в ходе нарушения в других минералах. Пример, приведенный на рис. 8, относится к двухкомпонентной системе, однако в общем случае (в мультикомпонентной системе) вторичная изохрона как правило не получается. Разница в устойчивости разных минералов таким образом приводит к тому, что вторичные изохронные зависимости будут характеризоваться значительным разбросом точек вокруг аппроксимирующей линии.
Силурийские комплексы
Новые данные по распределению РЗЭ, геохронологии и первичным изотопным составам Sr и Nd методом [Шатагин и др., 1999; Шатагин и др., 2001] в совокупности с результатами предшествующих исследований позволяют оценить некоторые черты источника палеозойских кислых магматических пород Северного Казахстана.
Высокое содержание калия в гранитах и вулканических породах свидетельствует о том, что их источник также был насыщен этим элементом. Таким источником могла быть только континентальная кора. Это не в полной мере относится к породам крыккудукского комплекса, которые принадлежат известково-щелочной серии. Выделение среди изученных пород разностей как I-типа так и S-типа позволяет предполагать, что в источнике гранитов представлены как магматические породы, принадлежащие известково-щелочной и высококалиевой известково-щелочной сериям, так и породы осадочного происхождения, образовавшиеся, вероятно, в результате размыва блоков континентальной коры. Выделению двух типов (I и S) кислых магматических пород в регионе не противоречат и Sr-Nd изотопные данные. Породы, объединенные по изотопным данным в группу "коровых" гранитов петро-химически являются породами S-типа. Изотопная группа "примитивных" гранитов объединяет породы, большая часть которых по петрохимическим данным отнесена к 1-типу. Поскольку кислые магматические породы двух разных типов сближены в пространстве, можно предположить, что и источники разной природы также соседствуют один с другим как в вертикальном разрезе коры, так и по латерали.
Анализ эволюции изотопного состава неодима истощенной мантии и возможных источников палеозойских гранитоидов (см. рис. 15, Б) показывает, что древнее коровое вещество типа зерендинских гнейсов не могло быть основным источником исследованных пород, как это считалось ранее [Магматизм ..., 1988, Розен и др., 1974]. В палеозое значение еш древнего (около 2 млрд. лет) источника было значительно ниже первичного изотопного состава гранитоидов региона. Более вероятно, что в плавление вовлекалось коровое вещество с возрастом около 1.0-1.4 млрд. лет, на что указывают Nd-модельные возрасты гранитоидов. В этот интервал времени образовались метасоматиты с урановой минерализацией (1.32 млрд. лет), мигматиты (1.15 млрд. лет) и порфироиды кууспекской свиты (1.05 млрд. лет) [Черныешев и др., 1982; Голубев и др., 1983, Тугаринов и др., 1970]. Появление этих образований, вероятно, можно связывать с мощным эндогенным процессом, результатом которого явилось формирование новой континентальной коры [Шатагин и др., 1999; Шатагин и др., 2001].
Полученные геохронологические данные свидетельствуют о том, что продолжительность активного гранитного магматизма в регионе составила около 50 млн. лет (с 450 до 400 млн. лет), в течении которых выделяются три эпохи: позднеордовик-ская, силурийская, раннедевонская. На протяжении этого времени были сформированы гигантские объемы гранитоидов и, вероятно, значительная часть связанных с ними рудных месторождений. Однако эндогенная активность на этом не прекратилась. По многочисленным изотопными датировкам, полученным К-Ar [Каталог ..., 1970] (рис. 16), U-Pb [Голубев, 1991] и Rb-Sr [Голубев, 1991; Шатагин, 1995] методами, фиксируется позднекаменноугольно-раннепермское событие (310-270 млн. лет назад), приведшее к нарушению замкнутости изотопных систем минералов гранитоидов и гидротермальных образований.
В отдельных работах [Магматизм ..., 1988] наличие "молодых" изотопных датировок гранитов рассматривается в качестве довода в пользу существования позд-непалеозойских магматических комплексов в Северном Казахстане. Имеющиеся геохронологические данные не подтверждают такую интерпретацию. Во всех случаях обнаруженные позднепалеозойские датировки оказывались следствием омоложения более древних изотопных систем, а не временем образования новых геологических комплексов [Голубев, 1991; Шатагин, 1995]. Этим отсутствие позднепалео-зойского магматизма в региона окончательно не доказывается. Однако, если и предполагать его существование, то с большой степенью вероятности можно утвер ждать, что магматические комплексы этого возраста распространены крайне незна чительно или не вскрыты в современном эрозионном срезе.
В пределах Кокчетавского блока палеозойский магматизм охватил время в 50 млн. лет, с 450 до 400 млн. лет назад. Затем эндогенный процессы затихли и проявились вновь только около 310-270 млн. лет назад, т.е. как минимум через 100 млн. лет после завершения магматизма, что привело к локальному нарушению замкнутости изотопных систем гранитоидов в некоторых участках блока.
Особенностью процесса следует считать то, что вызванные им нарушения приурочены к некоторым зонам, за пределами которых замкнутость изотопных систем сохраняется. Именно это обстоятельство позволяет определить как возраст образования горной породы, так и исследовать образцы с нарушенной системой и затем сравнить полученные результаты. Большой промежуток времени между образованием и преобразованием пород является залогом того, что эффекты нарушения могут здесь контрастно выделяться на фоне неискаженных данных. Глава 3. Методика изотопных исследований
Главной задачей настоящей работы является выявление нарушений Rb-Sr изотопной системы, которые произошли через по меньшей мере 100 млн. лет после образования исследуемых гранитов. Основной используемый прием заключается в анализе положения на Rb-Sr изохронной диаграмме фигуративных точек нарушенных образцов относительно изохрон, построенных по ненарушенным образцам. Для успешного выполнения поставленных задач необходимо, чтобы погрешность определения Rb-Sr изотопных "координат" нарушенных и ненарушенных образцов была много меньше, чем различия, возникшие в результате нарушения. В данной главе содержится описание и обоснование ключевых приемов применявшихся в исследовании аналитических методик.
В Rb-Sr геохронологических исследованиях пород, претерпевших воздействие наложенных процессов, существенным моментом является определение объема образца необходимого для приготовления валовой пробы. В наиболее близкой к тематике данной работы практике изучения метаморфических пород существует довольно много методов опробования, таких как метод больших проб, метод тонких пластин, гнездовой метод, региональное опробование (см. обзор в [Горохов, 1987]). Наибольшее распространение получила практика отбора образцов весом в несколько десятков килограммов (см., например, [Йегер, 1984-а]). Образцы весом в несколько десятков, а иногда и сотен, килограмм используются и при датировании гранитов, подвергшихся воздействию более позднего метаморфического процесса (см., например, [Schaltegger, 1990]). Столь большие пробы в случае Rb-Sr изотопного изучения гранитов заведомо представительны по минеральному составу и распределению Rb и Sr. Кроме того, из-за большого объема, с заметной долей вероятности, они могли оставаться закрытой Rb-Sr изотопной системой под воздействием постмагматических процессов. В рамках решаемых в настоящей работе проблем немаловажным моментом в пользу выбора крупных проб была также возможность извлечения из таких больших объемов практически любого, даже малораспространенного, минерала. С другой стороны, подготовка валовых проб из больших образ цов гранитов требует высокой аккуратности, которая необходима для сохранения представительности материала в ходе измельчения и квартования.
Большинство проб отбирались, за редким исключением, все случаи которых отмечены в тексте, автором работы. При их отборе из естественных и искусственных обнажений специальное внимание уделялось качеству материала. Обычно оценивались степень выветрелости породы, сохранность биотита по блеску на свежем сколе, трещиноватость. Вес образцов составлял от 15 до 30 кг, но в некоторых случаях, в частности при опробовании керна буровых скважин, был значительно меньше-0.5-1 кг.
Перед дроблением отобранный материал разбивался на небольшие куски размером 3-5 см в поперечнике, отбивались все выветрелые поверхности. Полученные обломки придирчиво просматривались на предмет нахождения прожилков, измененных участков и т.п. Забракованный материал отбрасывался, в результате чего вес пробы иногда весьма заметно сокращался. В некоторых случаях такой просмотр заставлял вовсе отказаться от изотопного изучения образца. В ходе просмотра отбирались сколки на шлифы (обычно 3-5 штук) и штуфной образец.
Дробление материала осуществлялось вручную в стальной ступе до фракции -2 мм. Затем из полученного материала методом вычерпывания отбиралась отквар-товка 100-200 г для истирания. Оставшаяся часть раздробленной породы упаковывалась в плотный полиэтиленовый мешок.
Истирание производилось на дисковом истирателе с синтетическими керамическими жерновами. Из истертого материала бралась отквартовка около 20-30 г, которая помещалась в полиэтиленовую банку и плотно закрывалась. Остатки сохранялись как дубликат в крафтовом пакете.
Для выделения мономинеральных фракций использовалась сохраненная фракция -2 мм. С помощью сит из нее выделялись несколько фракций крупности, обычно -1+0.5 мм, -0.5+0.25 мм и -0.25+0.1 мм. По результатам оценки количества оставшихся сростков разных минералов выбиралась наиболее удобная для дальнейшей работы фракция, которая и поступала на разделение минералов. Большая часть этой работы была осуществлена сотрудниками группы разделения минералов ИГЕМ РАН, некоторые фракции были выделены автором собственноручно. Для разделения применялась магнитная и электромагнитная сепарация и тяжелые жидкости (бромоформ и йодистый метилен). Выделенные фракции отмывались от тяжелых жидкостей спиртом или ацетоном.
Используемые изотопные трасеры
Возраст дайки мелкозернистых гранитов, если судить по Rb-Sr валовой изохроне,
составляет 404±27 млн. лет. В пределах погрешности данная оценка не отличается от Rb-Sr возраста мусковитов из секущих мелкозернистые граниты пегматитов 416— 420 млн. лет. С учетом геологических соотношений, высокой устойчивости Rb-Sr изотопной системы мусковита и хорошего согласия полученных единичных Rb-Sr минеральных возрастов, для мелкозернистых гранитов следует принять минимальный возраст 416-420 млн. лет.
4.3.2. Нарушение Rb-Sr и К-Ar систем минералов гранитов Аксуранского карьера
Резкое различие в возрастных значениях, зафиксированное валовыми и минеральными Rb-Sr изохронами, говорит о нарушении Rb-Sr изотопной системы минералов в изученных гранитах из Аксуранского карьера. Полученная дискордантность находится за пределами неопределенности в оценке возраста образования гранитов. В этом разделе мы попытаемся оценить геохимический и геохронологический смысл полученных результатов.
Наиболее детальные Rb-Sr данные по образцу ZR-4 крупнозернистых гранитов (рис. 30) показывают, что точки всех минеральных фракций явно отклоняются от валовой изохроны. Однако они не составляют единой изохронной зависимости, клиноцоизит и апатит отчетливо отклоняются от минеральной изохроны, определяемой породообразующими минералами и сфеном. Без учета "отскочивших" точек минеральная изохрона тем не менее не становится идеальной. Наклон этой линии контролируется главным образом положением точек с высокими значениями 87Rb/86Sr (биотит, хлоритизированный биотит), но при этом никаких закономерностей в отклонениях других точек не наблюдается, их разброс выглядит случайным. Разброс точек вокруг полученной линейной зависимости говорит о негомогенном распределении изотопов стронция при повторном старте Rb-Sr изотопных часов.
В случае образца ZR-4 изохрона по всем породообразующим минералам могла быть заменена без потери смысла двухточечной изохронои "вал-биотит". Проведя подобную изохрону по данным для образца ZR-2 среднезернистого порфировидного гранита мы находим совершенно аналогичную картину в расположении точек кли-ноцоизита и апатита относительно этой двухточечной изохроны (рис. 30). Двухточечная изохрона "вал-биотит" образца ZR-3 мелкозернистого гранита также не совпадает с соответствующей валовой изохронои. Таким образом, для трех упомянутых случаев наблюдается довольно полная аналогия соотношений на минеральном уровне.
Мусковиты из образцов пегматитов (ZR-17 и ZR-105) заметно отличаются по своему положению на изохронной диаграмме от точек биотитов. Сравнивая положение мусковитов с другими минералами следует иметь ввиду, что для точек этого минерала нет пар с замкнутой изотопной системой аналогичных валовым пробам для биотитов гранитов.
Итак геометрия расположения фигуративных точек минералов на изохронном графике не оставляет сомнения в том, что рассматриваемые породы претерпели нарушение Rb-Sr изотопной системы на минеральном уровне. Выявленные закономерности
Несомненно, что в ходе процесса, вызвавшего нарушение Rb-Sr изотопной системы породообразующих минералов, между последними происходила гомогенизация изотопного состава стронция. Тот факт, что полученные по разным минеральным изохронам Rb-Sr возрасты несколько различаются, может объяснятся двумя возможными причинами. 1). Процесс, вызвавший нарушение Rb-Sr изотопной системы, завершился в разных образцах в разное время, т.е. имел разную продолжительность на стадии затухания. 2). Процесс проявился в разных образцах в разной степени, что выразилось в разной степени выравнивания изотопного состава стронция и, как следствие, либо - в сохранении некоторого избыточного наклона изохрон, либо - в образовании избыточного разброса точек вокруг них. В последнем случае бимине-ральные изохроны, возможно, следует рассматривать как малопредставительные.
Датированные пробы гранитов собраны с очень компактного участка и их изотопно-геохимические характеристики (в том числе Rb-Sr данные о возрасте наложенного процесса) не обнаруживают никакой явной корреляции ни с минеральным составом и сложением пород, ни с положением проб в пространстве. Последнее наиболее показательно, поскольку представляется, что в изученном ограниченном объеме пород какой-либо градиент условий протекания выявленного процесса мог быть обусловлен только анизотропией изученного блока (пористость, трещинова-тость и т.п.). Таким образом, совокупность имеющихся геологических наблюдений и геохимических данных говорит о большей вероятности второго из сделанных выше предположений.
Наиболее представительная оценка возраста преобразования получена по образцу ZR-4, для которого получены совпадающие в пределах погрешности К-Ar и Rb-Sr изохронный возрасты. Возможность влияния неполного выравнивания изотопного состава стронция на оценку вторичного возраста по Rb-Sr изохроне делает более надежной оценкой возраста рассматриваемого процесса К-Ar датировку 276±8 млн. лет.
Сравнение Rb-Sr и 40Аг-39Аг изотопных возрастов мусковита из пегматита ZR-17 указывает на их очевидное различие - 420 и 365 млн. лет, соответственно. В то же время Rb-Sr возрасты данного мусковита и мусковита из образца ZR-105 очень близки. Очевидно, что К-Ar изотопная система мусковита была нарушена и произошла потеря радиогенного аргона. Была ли потеря аргона полной (и 40Аг-39Аг датировка дает возраст еще одного нарушения, более древнего чем зафиксированное Rb-Sr методом по другим образцам) или частичной (что дает возможность связать потерю аргона с процессом, имевшим место 280 млн. лет назад) на настоящем уровне изученности сказать трудно. Также не может быть абсолютной уверенности в том, что наложенный процесс, каким бы ни был его возраст, не нарушил замкну тость Rb-Sr изотопной системы мусковита. Однако, если нарушение Rb-Sr системы все-таки имело место, оно не было сколько-нибудь значительным.
Точки апатитов и клиноцоизитов, выделенных из гранитов ZR-2 и ZR-4, демонстрируют сходное взаиморасположение: точки клиноцоизитов располагаются на изохронном графике выше валовой и минеральных изохрон, точки апатитов - ниже минеральных изохрон, тяготея к валовой изохроне (рис. 30). Весьма характерно также практически полное совпадение изотопных координат не только "гранитных" клиноцоизитов, но и клиноцоизитов, выделенных из пегматитов.
Сходство взаиморасположения точек апатитов и клиноцоизитов относительно валовых проб гранитов прежде всего исключает случайность такой геометрии. Оно позволяет заключить, что апатит и клиноцоизит изученных образцов не были вовлечены в изотопный обмен, происходивший между породообразующими минералами в ходе нарушения Rb-Sr системы последних около 275 млн. лет назад. Однако, как и при анализе изотопных результатов, полученных по мусковитам, нет оснований для вывода об идеальной замкнутости Rb-Sr изотопной системы клиноцоизита и апатита в ходе означенного процесса.
Петрография, вторичные изменения и химический состав гранитов
. Изохрона по темноцветным минералам и апатиту Изохрона по темноцветным минералам и апатиту объединяет минералы с различными температурами закрытия Rb-Sr изотопной системы, образовавшиеся в магматическую стадию. Полученная возрастная оценка фиксирует момент закрытия их изотопных систем. Наиболее вероятно, что изохронный возраст соответствует времени становления массива или его центральной части. Однако возраст образования плутона не является главной темой данной главы, поэтому для дальнейших рассуждений достаточно вывода о том, что Rb-Sr изотопные системы биотита, роговой обманки и апатита последние 419-425 млн. лет оставались закрытыми.
Графики зависимостей кажущегося Rb-Sr возраста и концентраций рубидия и стронция от плотности фракций биотита образца К-26.
Полученному Rb-Sr изохронному возрасту темноцветов и апатита в пределах своей довольно значительной погрешности близка К-Аг датировка роговой обманки 440±20 млн. лет. С другой стороны, К-Аг возраст биотита оказывается моложе полу 116 ченного по означенной Rb-Sr изохроне. Возможное объяснение данного факта заключается в следующем: среди проанализированных фракций биотита есть одна с необычно низким удельным весом (меньше 3.0 г/см3), резко отличающаяся от других фракций содержаниями стронция и рубидия, а также Rb-Sr точечной датировкой (рис. 53). Вероятно данная фракция обогащена более поздней, наложенной слюдой, присутствие которой ощущается и в других фракциях (рис. 53). Формирование такой более поздней наложенной слюды, равно как и ее наличие в датированной К-Аг методом навеске биотита, могло привести к омоложению калий-аргонового возраста минерала.
Изохрона по полевым шпатам объединяет плотностные фракции полевых шпатов K-Na полевого шпата и альбита пертитовых вростков. В отличие от изохроны, объединяющей темноцветных минералов и апатит, данная линия объединяет минералы, образовавшиеся в ходе постмагматического процесса (или нескольких процессов, если учитывать наличие двух генераций пертитов и прозрачных альбитовых вростков округлой формы). Логично предположить, что постмагматический процесс привел Rb-Sr систему полевых шпатов в то положение относительно темноцветных и акцессорных минералов, которое зафиксировано на рис. 51.
Возможны два объяснения появления более "молодой" изохроны по фракциям полевых шпатов: 1) эта линия возникла в результате распада первичного магматического неупорядоченного K-Na полевого шпата на альбит и К-полевой шпат и 2) эта линия образовалась в результате наложения постмагматического альбита на К-Na полевой шпат гранитов. Описание обоих моделей содержится в главе 1. В обоих случаях фракции полевых шпатов, образующие вторичную изохрону должны представлять собой смесь разных полевых шпатов, а сама линия - линию смешения.
Просмотр полевошпатовых фракций в иммерсионных жидкостях подтвердил, что в изученных фракциях представлена смесь кислого плагиоклаза и K-Na полевого шпата. На графике зависимости изотопного состава от обратной концентрации стронция (рис. 54) видно линейное расположение точек образцов, это свидетельствует о том, что изохрона по полевым шпатам является линией смешения. Данная линия будет обладать геохронологическим смыслом, если образование альбита происходило в изотопном равновесии с вмещающим альбитовые вростки K-Na полевым шпатом. Рассмотрим внимательнее график остатков (врезка на рис. 51). На нем явно видно, что точки фракций полевых шпатов, в которые представляют собой смесь К-Na полевой шпат и альбита пертитов (II - V) лежат на рассматриваемой изохроне наиболее хорошо. В тоже время, фигуративные точки чистого K-Na полевого шпата (I и 1/1) вытягиваются вдоль линии по темноцветным минералам и апатиту и не "переступают" этой более древней изохроны. Отсюда можно предположить, что в момент образования альбита чистый K-Na полевой шпат не приходил с ним в равновесие. Таким образом, "полевошпатовая" линия с высокой долей вероятности не имеет геохронологического смысла, поскольку аппроксимирует минералы, имевшие скорее всего разный изотопный состав стронция в момент образования.
Рубидий-стронциевый возраст чистого K-Na полевого шпата по всей видимости близок 422±4 млн. лет и не совпадает с К-Ar возрастом, который оказался на 100 млн. лет моложе. Последнее, вероятно, можно объяснить свойством K-Na-полевых шпатов при распаде твердого раствора приобретать пористость [Worden et al., 1990], делающую К-Аг изотопную систему минерала крайне уязвимой для самых слабых постмагматических процессов [Burgess et al., 1992], которые могут сказываться довольно долго даже после завершения эндогенной активности.
Возраст альбита из новых Rb-Sr данных остается неясным. Возможно образование альбита связано с формированием гранитов внешнего кольца Боровского массива. Возраст этого события можно оценить только из сложного сопоставления данных предшествующего Rb-Sr исследования гранитов, а также 40Аг-39Аг возрастного спектра по биотиту образца К-24. В пределах аналитических погрешностей Rb-Sr возрасты биотитов К-23 (391±8 млн. лет) и К-25 (402±8 млн. лет) согласуются с 40Аг-39Аг возрастом по плато биотита К-24 (405±6 млн. лет). Таким образом, граниты внешнего кольца могли образоваться около 400 млн. лет назад. Если это предположение в дальнейшем подтвердится, тогда появится причина пересмотреть вывод об отсутствии геохронологического смысла в Rb-Sr результатах по фракциям полевых шпатов, т.к. Rb-Sr изотопный возраст по "полевошпатовой" изохроне (401±5 млн. лет) близок сделанной оценке возраста гранитов внешнего кольца. Однако на основании только имеющихся данных судить о возрасте гранитов внешнего кольца несколько преждевременно.
Важно отметить, что образование наложенного альбита не вызвало существенного нарушения Rb-Sr системы биотита и других первичных минералов исследованного образца. В целом описанный случай близок к модели нарушения Rb-Sr изотопной системы валовой пробы при образовании в горной породе наложенной минеральной без нарушения замкнутости Rb-Sr изотопной системы породообразующих минералов.
Теперь обратимся к наиболее явным следствиям выявленных закономерностей. Полученные по образцу К-26 Rb-Sr результаты в очередной раз позволяют усомниться в большей устойчивости валовых проб гранитов в сравнении с минералами. Действительно, если в набор валовых проб, по которым предполагается построить изо-хрону, попадут как пробы типа обсуждаемых в данной главе так и нормальные про-бы(т.е. не подвергшиеся вторичному преобразованию), то итоговый возраст может быть серьезно искажен в большую или меньшую сторону. Тоже самое относится и к определяемому таким образом первичному изотопному составу стронция. Если из примера гранитов Алтынтау [Костицын, 1991] можно предполагать систематическое занижение оценки первичного изотопного состава, то в случае одинаково измененных гранитов внутренней части Боровского массива значение (87Sr/86Sr)o окажется завышенным.
Предшествующими работами (см. начало данной главы) для Боровского массива по валовым пробам был получен Rb-Sr изохронный возраст 470±58 млн. лет и (87Sr/ Sr)o=0.702±5. В пределах погрешности этот изохронный Rb-Sr возраст совпадает с Rb-Sr возрастом по темноцветным минералам и апатиту образца К-26 422±4 млн. лет. Тоже относится и к двум первичным изотопным составам стронция. На порядок большие погрешности более раннего определения не позволяют адекватно сравнивать результаты. Поэтому высказанное выше предположение относительно прежнего изохронного возраста гранитов, как эффекта использования для построения изохроны образцов с разным первичным изотопным составом стронция, остается непроверенным.
