Генезис цирконов дунита Платиноносного пояса Урала

Дунит кт355 из Косьвинского массива содержит полихронную ассоциацию цирконов. Цирконы архейского и протерозойского возраста представлены розоватыми окатанными зернами с типичной абразивной поверхностью. По своей природе это, несомненно, ксеногенные разности. Для двух зерен, измеренных на ионном зонде NORDSIM, получен U-Pb-возраст 1802±5 млн лет (рис. 1.26, а; табл. 1.9), тогда как 207Рb/206Рb-возраст двух других зерен, определенный по методу Кобера, составил 2827±6 и 2838110 млн лет. Следующая возрастная группа (432-435 млн лет) представлена обломками концентрически-зональных кристаллов (рис. 1.26, б), бедных ураном. По возрасту они сходны с цирконами из наиболее распространенных в Платиноносном поясе габброидов и вулканитов Тагильской вулканогенной зоны. Цирконы возрастом менее 370 млн лет (рис. 1.26, в, г) в наибольшей степени распространены среди датированных (рис. 1.26, д) и представлены в разной мере корродированными кристаллами с варьирующимся содержанием урана. Предполагается их постмагматическая кристаллизация из гидротермальных растворов в возрастном интервале 370-350 млн лет назад.

Дунит к1836 из Сахаринского массива содержит две четкие разновозрастные группы цирконов. Первая представлена розоватыми и желтоватыми слабо просвечивающимися зернами, которые либо сильно корродированы (рис. 1.27, зерно 2) и иногда сохраняют реликты абразионного рельефа, либо образуют окатанные ядра, обрастающие кристаллическими оболочками (зерно 7). Цирконы имеют протерозойский возраст 1517-1687 млн лет и характеризуются повышенным содержанием урана (табл. 1.10). Кроме того, отмечаются единичные прозрачные осколки зерен, одно из которых было проанализировано методом лазерной абляции в Университете г. Гранада (Испания) и имеет U-Pb-возраст около 3200 млн лет. Остальные датированные зерна представлены тонкозональными разностями с секториальной зональностью (рис. 1.27, зерна 6, 9, 4), возраст которых составляет 378-374 млн лет. Содержание урана в них обычно ниже, чем в кристаллах протерозойского возраста, хотя отмечаются и более высокие значения (см. табл. 1.10).

Монцогаббро к1848 из Сахаринского массива содержит зональные кристаллы циркона с примерно таким же, как в палеозойских зернах циркона из дунита, или более низким содержанием урана и примерно такого же возраста, который колеблется в узком интервале 388-377 млн лет (см. рис. 1.27, табл. 1.10).

Дунит к1832 Восточно-Хабарнинского массива характеризуется примерно такой же ассоциацией цирконов, как и описанные выше. Одно зерно, бедное ураном, представлено остроугольным фрагментом (рис. 1.28, зерно 3). Это зерно имеет архейский возраст 2808±26 млн лет, близкий к самым древним разностям в косьвинском дуните кт355. Зерна протерозойского возраста интенсивно окатаны, часть из них заключены в палеозойскую матрицу и образуют ядра полихронных кристаллов (рис. 1.28, зерна 9 и 6), другие обособляются в виде отдельных зерен (зерно 2). Для тех и других характерно высокое содержание урана, которое наблюдается и в палеозойских разностях и отличает цирконы восточно-хабарнинского дунита от сахаринского (см. табл. 1.10). Кайма вокруг округлого фрагмента (рис. 1.28, зерно 9.1, 1911 млн лет) имеет конкордантный возраст 461 млн лет. Обособленные зерна с таким возрастом не встречены. Наиболее распространенные в дуните палеозойские цирконы представлены зональными короткопризматическими зернами магматического облика возрастом 407-402±4 млн лет (см. рис. 1.28; табл. 1.10, ан. 1.1, 4.1, 5.1), ранние из них заметно корродированы (например зерно 1). Богатые ураном кристаллы возрастом менее 400 млн лет не имеют зонального строения и отвечают, по-видимому, постмагматической стадии эволюции дунита. Некоторые из них (например зерно 6 на рис. 1.28) нарастают на окатанные древние цирконы.

Из приведенных данных следует, что все три изученные пробы дунитов характеризуются общими популяциями цирконов. В каждом образце наблюдаются следующие генетические и возрастные группы цирконов: 1) остаточные, мантийные (?) архейского возраста, 2) ксеногенные протерозойского возраста, 3) цирконы магматического облика, близкие по возрасту и геохимическим особенностям к цирконам из габброидов, ассоциированных с дунитами, и 4) постмагматические цирконы, кристаллизовавшиеся, по-видимому, из гидротерм, сопровождавших перекристаллизацию дунитов. Установленный факт имеет большое значение для понимания петрогенезиса дунитов в комплексах платиноносного типа.

Цирконы архейского возраста, представленные осколками прозрачных бедных ураном кристаллов типа зерна 3 из дунита Восточно-Хабарнинского массива (см. рис. 1.28), вероятно, представляют собой остаточные разности, заимствованные из мантийного субстрата просачивающимся расплавом, из которого кристаллизовался оливин дунитов. Именно низкое содержание урана, приближающееся к таковому в кимберлитовых цирконах, способствовало хорошей сохранности этих кристаллов.

Цирконы второй группы имеют протерозойский возраст и, по-видимому, ксеногенную природу. Большинство из них представлено овальными зернами с абразивными следами на поверхности, свидетельствующими об их переотложении. Нередко такие зерна обрастают каймами палеозойского возраста и входят в состав полигенных кристаллов. Часть из них неустойчивы в расплаве, из которого образовался оливин дунита, и сильно корродированы. Морфология протерозойских зерен наряду с геохимическими особенностями не вызывает сомнений в их ксеногенной природе. Они были заимствованы из прорываемых пород, которые принадлежали, судя по возрасту и геохимическим особенностям цирконов, протерозойскому фундаменту Уральского орогена. Наличие в дунитах всех трех проб таких ксеногенных минералов, как пироп-альмандиновый гранат, кианит, служит подтверждением данного заключения о природе ксеногенных цирконов и названных минералов. В ходе дальнейшей интрузии эти кристаллы осаждались из высокотемпературной маловязкой магмы вместе с кристаллизующимся оливином и хромшпинелидом, входя в состав дунита.

Возраст протерозойских ксеногенных цирконов в дунитах неодинаков. Дуниты из западной части Урала содержат цирконы возрастом более 1800 млн лет, а дуниты Сахаринского массива из восточной части Урала более молодые разности. На основании этих фрагментарных данных можно предположить различный возраст (а возможно, и природу) кристаллического фундамента в западной и восточной частях Урала, представленного в первом случае основанием Восточно-Европейского, а во втором - Казахстанского континентов.

Магматические цирконы дунитов представляют собой попавшие в кумулус зерна, кристаллизовавшиеся из исходного расплава, который после выделения оливина был уже близок по составу к габбро. Этим, видимо, объясняются близкий возраст и сходные геохимические характеристики таких цирконов из дунитов и ассоциированных с ними габброидов. Цирконы обладают идиоморфизмом, варьирующейся прозрачностью. Их специфика - зональное строение, обусловленное чередованием зон различной четкости, а иногда и диффузные (размытые) контуры секториальности. Во всех изученных пробах дунита они имеют примерно тот же возраст, что и цирконы из ассоциированных с ними габброидов: 435-432 млн лет в дуните Косьвинского массива, 378-374 млн лет в дуните из Сахаринского массива и 407-402 млн лет в дуните Восточно-Хабарнинского массива (см. табл. 1.10). В этих же интервалах находится и возраст цирконов из габброидов соответствующих массивов (см. табл. 1.10, рис. 1.27, 1.28). Генетическую связь цирконов из габбро и ассоциированных с ними дунитов подчеркивает также геохимическое сходство минералов.

Постмагматические цирконы имеют более молодой возраст по сравнению с цирконами магматического облика. Они резко отличаются от ксеногенных и магматических цирконов высоким содержанием всех редких элементов и большими вариациями концентраций. Предполагается их кристаллизация из флюидной фазы, появляющейся на постмагматической стадии эволюции дунита.

Вероятность такой интерпретации подтверждают исследования хромитовой и платиноидной минерализации в дунитах ППУ, которые показали наличие в хромититах низкотемпературных и низкобарических минеральных парагенезисов, сопровождающих процессы перекристаллизации дунита и сегрегации хромшпинелида и платиноидов. Наличие таких парагенезисов свидетельствует о большой роли флюида в постмагматической эволюции дунита, а концентрация циркона именно в дунитовых хромититах указывает на возможность связи рассматриваемых постмагматических цирконов именно с процессами перекристаллизации дунитов в местах их современного залегания. Если подобная интерпретация верна, то разрыв во времени между магматической стадией формирования дунита и постмагматическими процессами, с которыми связаны хромшпинелидовая и платиноидная минерализации, составляет не менее 20 млн лет.

В последнее время в связи с развитием локальных методов изучения индивидуальных зерен циркона появляется все больше данных о том, что субсолидусная и постмагматическая перекристаллизация циркона широко распространена во всех типах пород, отражающее этапы их преобразований. Изучение цирконов позволяет датировать эти этапы и связать их с геологическими событиями. В частности, широкое развитие цирконов возрастом около 360 млн лет и менее в дунитах Косьвинского массива (см. табл. 1.9), возможно, обусловлено формированием в западной части ППУ МАГ-серии, возраст которой составляет 350 млн лет. Наличие в дуните кт355 таких специфических постмагматических минералов, как андрадит-гроссуляровый гранат, шпинель, рутил, частично циркон, свидетельствует о реальности процессов гидротермального преобразования дунитов, а цирконы позволяют датировать эти процессы. Цирконы возрастом 397-384 млн лет в дуните Восточно-Хабарнинского массива, по-видимому, связаны с этапом амфиболизации габбро-норитов и образованием анатектических обдукционных гранитов, т. е. с событиями того же возраста.

Приведенные данные по цирконам подтверждают предположение о том, что дуниты массивов платиноносного типа в отличие от одноименных пород в офиолитовых дунит-гарцбургитовых комплексах представляют собой не мантийные реститы, а кумулятивные образования, контаминированные коровым материалом.