U-Pb возраст и Hf-изотопный состав цирконов платиноносных массивов
Малич К.Н., Баданина И.Ю.
Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН, Екатеринбург, Россия
Впервые в сравнительном аспекте обсуждаются изотопно-геохимические особенности цирконов из платиноносных ультрамафитов Феклистовского, Кондёрского, Нижнетагильского и Гулинского клинопироксенит-дунитовых массивов, с которыми связаны промышленные россыпные месторождения платиноидов Восточной Сибири и Среднего Урала. Значения начального изотопного состава гафния палеозойских цирконов верлитов Феклистовского массива и мезозойских цирконов дунитов Кондёрского массива характеризуются широкими вариациями eHf(T) (от –8.4±0.8 до 20.3±0.6). Значительный размах величин eHf(t) свидетельствуют о взаимодействии «ювенильного» мантийного источника (eHf(T)=~15) с производными других магматических источников, вероятно эквивалентных субконтинентальной литосферной мантии (Griffin et al., 2000) и/или континентальной коре. Cходство эволюции изотопного состава гафния для докембрийских цирконов дунитов Нижнетагильского и Гулинского массивов, расположенных в разных геодинамических обстановках (подвижном поясе и древней платформе, соответственно), свидетельствует в пользу планетарного характера их неоархейского источника. Устойчивость циркона определяет сохранность геохронологических и изотопно-геохимических меток, которые являются ключевыми для расшифровки начальной истории и интерпретации изотопно-геохимической эволюции платиноносных дунитов.
|
|
|
Введение
Большинство ультрамафитовых комплексов зонального типа сосредоточено в России (Восточной Сибири, Урале и на Дальнем Востоке). Их характерный признак –ассоциация дунитовых “ядер”, клинопироксенитовых оторочек и россыпных месторождений платины, в которых, как правило, доминируют Pt-Fe минералы над другими минералами платиновой группы (МПГ). Несмотря на длительное изучение зональных массивов, проблема возраста и продолжительности формирования пород и руд остается дискуссионной, что обусловлено не только ограниченными возможностями их датирования, но и различной интерпретацией их генезиса (Ефимов, 1966; 2010; Малич, 1999; Bea et al., 2001; Пушкарев и др., 2007; Малич и др., 2009; Ферштатер, 2013; Краснобаев, Анфилогов, 2014; Tessalina et al., 2015 и др.). Циркон и бадделеит обладают уникальной особенностью сохранять изотопно-геохимические метки наиболее ранних событий, относящихся ко времени образования пород и их источников. В данном контексте для более строгой оценки эволюции вещественного источника и времени его отделения от деплетированной мантии использование Lu-Hf систематики является ключевой.
|
|
|
В статье впервые представлены результаты U-Pb датирования и Lu-Hf систематики цирконов из ультраосновых пород Феклистовского и Кондёрского платиноносных массивов. Выявленные изотопно-геохимические особенности цирконов сопоставляются с таковыми в платиноносных дунитах Нижнетагильского, Гулинского и ряда других клинопироксенит-дунитовых массивов, с которыми тесно связаны промышленные россыпные месторождения платиноидов (Высоцкий, 1913; Лазаренков и др., 1992; Малич, 1999; Золоев и др., 2001; Сидоров и др., 2012 и др.). Исследование является частью более масштабной попытки выявить возраст, источники вещества и условия образования платиноносных «зональных» массивов подвижных поясов и древних платформ (Ефимов, 1966; 2010; Малич, 1999; 2013; Bea et al., 2001; Malitch, Thalhammer, 2002; Малич и др., 2011; Баданина и др., 2013; Ферштатер, 2013; Краснобаев, Анфилогов, 2014; Tessalina et al., 2015 и др.).
Геологическая харакетристика изученных образцов
Клинопироксенит-дунитовые массивы обладают как сходными, так и отличными чертами рудоносности. В частности, с Нижнетагильским массивом на Среднем Урале и Кондёрским массивом на юго-востоке Алданского щита связаны промышленные россыпные месторождения платины преимущественно аллювиального происхождения (Золоев и др., 1999; Лазаренков и др., 1992; Малич, 1999; Россыпные месторождения России…, 1997 и др.). С Гулинским массивом ультраосновных и щелочных пород с карбонатитами на севере Сибирской платформы связаны комплексные золото-иридиево-осмиевые россыпи преимущественно аллювиального происхождения (Лазаренков и др., 1992; Малич, Лопатин, 1997; Малич и др., 2013 и др.). Для Нижнетагильского, Кондёрского и Гулинского массивов цирконы выявлены в дунитах, которые характеризуются широким развитием структур пластических деформаций, постоянством состава оливина (Fo92), U-образным типом распределения редкоземельных элементов, типичных для мантийных производных. Детальная характеристика вещественных особенностей изученных образцов (дунитов и цирконов) приведена в ряде работ (Mалич и др., 2009; 2012; Баданина и др., 2013 и др.).
|
|
|
С Феклистовским массивом, обнажающимся в пределах южной части острова Феклистова (второго по величине в Шантарском архипелаге) в Охотском море, ассоциируют прибрежно-морские россыпи платины. В региональном плане Феклистовский массив находится в зоне интенсивных тектонических дислокаций палеорифтовой системы на окраине Сибирского кратона. Массив представляет в плане изометричное тело концентрически-зонального строения площадью около 12 км2. Дуниты ядерной части массива (1.9х3.0 км) окружены кольцом оливиновых клинопироксенитов шириной ~1-1.5 км и примыкающей с востока прерывистой оторочкой габбро, диоритов и монцодиоритов (рис. 1). Вмещающими породами являются верхнедевонские терригенно-карбонатные отложения. Возраст массива по геологическим параметрам определяется как позднепалеозойский (Красный, 1960).
|
|
|
Цирконы Феклистовского массива были выделены из 10-кг пробы верлитов (№ обр. 2-4), которые образуют небольшие тела в переходной зоне от дунитов ядра к оливиновым клинопироксенитам периферии в юго-западной части массива (рис. 1). Для верлитов характерны гранобластовая, катакластическая, неравномернозернистая, участками гломеропорфировая структуры. Порода состоит из примерно одинакового количества ксеноморфных зерен оливина (45-50 об.%) и клинопироксена (50-55% об.%),отличающихся по форме и размерам (рис. 2). Клинопироксен обычно имеет удлиненный габитус (до 4-6.5 мм), кристаллы оливина варьируют в пределах от 0.1 до 2 мм. Химический состав породы, определенный в Центральной аналитической лаборатории (ЦАЛ) ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) рентгеноспектральным флуоресцентным методом (аналитик Б.А. Цимошенко), имеет следующий состав (мас. %): SiO2–38.2, Al2O3– <0.05, TiO2–0.12, FeOобщее–12.1, MnO–46.0, CaO–0.58, Na2O–0.25, K2O–0.04, P2O5– <0.05, H2O–2.39. Концентрации Cr, Co, Ni, Cu и Pb (в г/т) равны 150, 74, 220, 8 и 17, соответственно.
|
Рис. 1. Схема геологического строения Феклистовского массива по (Остапчук, 1989) с изменениями (Малич, 1999). 1 – кремнисто-терригенные отложения (D3); 2 – дуниты; 3 – метадуниты, верлиты; 4 – оливиновые клинопироксениты; 5 – амфиболовые клинопироксениты; 6 – габбро, габбро-диориты; 7 - монцодиориты, монцогаббро-диориты; 8 – диориты биотит-роговообманковые и роговообманково-биотитовые; 9 – геологические границы: а – достоверные, б – предполагаемые, в – фациальные; 10 – разрывные нарушения: а – достоверные, б – предполагаемые; 11 – ороговикованные породы; 12 – а) аллювиальная платиновая россыпь руч. Корифан, б) прибрежно-морская платиновая россыпь бухты Энегельма (б), 13 – место отбора пробы верлитов.
Методы исследований
Зерна цирконов были выделены из пород массивов традиционными методами в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) с применением щековой дробильной машины BB 300 фирмы Retsch (Германия), изодинамического магнитного сепаратора и тяжелых жидкостей. Зерна цирконов были отобраны под бинокуляром, сфотографированы на сканирующем электронном микроскопе (CamScan MX2500S, ФГУП «ВСЕГЕИ, Санкт-Петрбург и JEOL-JSM6390LV, ИГГ УрО РАН, Екатеринбург), после чего смонтированы в эпоксидной смоле вместе с зернами цирконовых стандартов TEMORA и 91500. После полировки цирконы были исследованы на электронном микроанализаторе CamScan MX2500S (ФГУП «ВСЕГЕИ») или CAMECA SX-100 (ИГГ УрО РАН, Екатеринбург), используя комбинацию изображений в обратно-рассеянных электронах и катодолюминесценции.
Рис. 2. Фрагмент обнажения верлитов Феклистовского массива (обр. 2-4). Крупнозернистые агрегаты клинопироксена (темно-зелёного цвета) расположены в средне-мелкозернистой оливиновой матрице (светло-бурого цвета); диаметр монеты – 23.5 мм.
U-Pb и Hf-изотопные анализы выполнены в Национальном центре геохимической эволюции и металлогении континентов (GEMOC) Университета Маквори (Macquarie University) в Сиднее, Австралия. Для U-Pb датирования использовали ультрафиолетовый лазер UP213 фирмы “New Wave” и ICP-MS спектрометр Agilent 7500cs. Условия проведения экспериментов были аналогичны детально охарактеризованным ранее (Jackson et al., 2004) с одним отличием, что в настоящей работе при U-Pb анализе диаметр лазерного пучка был увеличен до 40 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программы SQUID v.1.12 (Ludwig, 2005 14).
Результаты Hf-изотопной систематики (31 анализ) для предварительно продатированных зерен цирконов выполнены при помощи лазерной абляции (New Wave LUV213) и масс-спектрометрии с ионизацией в индуктивно-связанной плазме (Nu-plasma MC ICP-MS), следуя методике, детально охарактеризованной в работе (Griffin et al., 2002). Цирконовый стандарт Мад Танк (Mud Tank) использовался для независимого контроля стабильной работы прибора и воспроизводимости полученных результатов. Измеренные 176Lu/177Hf отношения и константа распада 176Lu=1.865x10-11 г-1 (Sherer et al., 2001) были использованы для вычисления величины начального изотопного 176Hf/177Hf отношения. Параметр эпсилон гафния (εHf), выражающий отклонение начального отношения 176Hf/177Hf между цирконом и хондритовым универсальным резервуаром (CHUR), умноженное на 104, был рассчитан с использованием 176Lu= 1.865x10-11 г-1 и параметров CHUR, предложенного в работе (Bouvier et al., 2008), где 176Lu/177Hf=0.0336 ± 0.0001 и 176Hf/177Hf=0.282785 ± 0.000011. Модельный Hf-возраст (TDM), определяющий минимальный возраст исходного субстрата из которго кристаллизовался циркон, был рассчитан с использованием измеренного значения 176Lu/177Hf в цирконе и параметра модели (Griffin et al., 2000), согласно которой резервуар деплетированной мантии имел линейную изотопную эволюцию от 176Hf/177Hf=0.279718 в 4.55 млрд. лет до 176Hf/177Hf=0.283250 в настоящее время и 176Lu/177Hf=0.0384. Двухстадийный модельный Hf-возраст (TDMC) рассчитан по параметрам модели, предложенной в работе (Griffin et al., 2002).
Дата добавления: 2020-01-07; просмотров: 265; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!