1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Доклады Российской академии наук. Науки о Земле
  4. T. 492, № 1, 2020

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 492, № 1, стр. 71-75

ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ U–Pb И Lu–Hf В ЦИРКОНЕ И Sm–Nd В ПОРОДАХ РУДОНОСНОГО ДЮМТАЛЕЙСКОГО ИНТРУЗИВА (ТАЙМЫР, РОССИЯ): НОВЫЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА О РОЛИ ДЕПЛЕТИРОВАННОЙ МАНТИИ В ЕГО ОБРАЗОВАНИИ

К. Н. Малич 1, *, Д. К. Лохов 2, В. Ф. Проскурнин 2, член-корреспондент РАН В. Н. Пучков 1, **, И. Ю. Баданина 1, М. А. Червяковская 1

1 Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской академии наук
Екатеринбург, Россия

2 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: dunite@yandex.ru
** E-mail: puchkv@ufaras.ru

Поступила в редакцию 29.06.2019
После доработки 18.02.2020
Принята к публикации 20.02.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

C помощью SHRIMP-, MC–LA–ICP–MS- и TIMS-методов анализа впервые изучены соответственно U–Pb-возраст, изотопный состав гафния циркона и изотопный состав неодима пород Дюмталейского интрузива, являющегося одним из наиболее перспективных объектов на платиноидно-медно-никелевые руды в пределах Таймырской металлогенической провинции. U–Pb-система зерен циркона из монцодиорита и габбро Дюмталейского интрузива показала значение возраста от 250.9 ± 3.1 до 253 ± 1 млн лет, что согласуется с временнόй близостью к пермо-триасовому рубежу и синхронностью с толеит-базальтовым магматизмом Сибирской платформы. Выявленные изотопные Hf–Nd-параметры (εHf(t) 6.9–8.5, εNd(t) 2.9–4.2) свидетельствуют о значительной роли вещества деплетированной мантии при магмогенерации Дюмталейского интрузива.

Ключевые слова: циркон, 206Pb/238U-возраст, Lu–Hf- и Sm–Nd-изотопные системы, деплетированная мантия, Дюмталейский интрузив, Таймыр, толеит-базальтовый магматизм

Таймырская металлогеническая провинция является одной из наиболее перспективных для поиска сульфидных платиноидно-медно-никелевых месторождений Полярной Сибири. В пределах Западного Таймыра платиноидно-медно-никелевые руды связаны с различными по вещественному составу Бинюдинским и Дюмталейским интрузивами, выявленными в соответственно Бинюдинско-Тарейском и Луктахском рудных районах [1]. Предпосылки выявления богатых сульфидных платиноидно-медно-никелевых руд для Дюмталейского интрузива обосновываются сходством их S–Cu-изотопных характеристик с вкрапленными и массивными сульфидными рудами промышленно-рудоносного Талнахского интрузива Норильской провинции [2]. При этом по данным Sm–Nd- и Rb–Sr-изотопных систем, силикатное вещество Дюмталейского интрузива характеризуется наиболее деплетированным компонентом (εNd 4.2; 87Sr/86Sri 0.70474 [2]) по сравнению с таковым из различно рудоносных ультрамафит-мафитовых интрузивов Полярной Сибири.

Участие деплетированного мантийного субстрата в формировании магматических образований Полярной Арктики было установлено только в пикритах гудчихинской свиты Норильской провинции и меймечитах Маймеча-Котуйской провинции [(εNd(t) от +3.7 до +4.9 [3]), а также базальтах острова Жохова в Восточно-Сибирском море (εHf(t) от +9.5 до +12.6 [4]). Для подтверждения гипотезы участия вещества деплетированной мантии при образовании рудоносных магм и их временнόй сопряженности с толеит-базальтовым магматизмом Сибирской платформы нами на примере различных пород Дюмталейского интрузива, рудоносность которых различна, привлечены принципиально новые данные по Lu–Hf-изотопии циркона (24 анализа) в совокупности с их 206Pb/238U-возрастом, а также Sm–Nd-изотопными параметрами.

Дюмталейский интрузив расположен в среднем течении р. Верхняя Таймыра на пересечении Южно-Таймырского и Тарейско-Котуйского региональных разломов среди вулканогенных и терригенно-угленосных образований (P2–T1). Интрузив прослежен по простиранию на 54 км при ширине ~4 км и мощности 598.0–644.0 м серией поисковых и структурно-поисковых скважин и состоит из нескольких зон (сверху вниз): сиенит-диоритовой, феррогаббровой и троктолит-перидотитовой [1]. К средней зоне приурочены титаномагнетитовые (с ванадием) руды, к нижней зоне тяготеют сульфидные медно-никелевые (с платиноидами) руды пентландит-халькопирит-пирротинового состава. Вертикальная зональность массива соответствует характеристикам расслоенного интрузива. Изученные зерна циркона были выделены из образцов монцодиорита (обр. ТП-43-381) и порфирового габбро (обр. ТП-43-566.4), типичных соответственно для верхней и средней части Дюмталейского интрузива.

Зерна циркона из пород интрузива были выделены в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) с применением изодинамического магнитного сепаратора и тяжелых жидкостей. Датирование циркона было выполнено с помощью вторично-ионного масс-спектрометра SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ по общепринятой методике [5, 6]. Определение Lu–Hf-изотопного состава для предварительно продатированных зерен циркона было проведено в ЦКП “Геоаналитик” Института геологии и геохимии УрО РАН (Екатеринбург). Lu–Hf-изотопные анализы выполнены при помощи приставки для лазерной абляции (ESI NWR 213) и мультиколлекторного масс-спектрометра Neptune Plus фирмы “Thermo Scientific” по методике, охарактеризованной в работах [7, 8]. Конфигурация коллекторов позволяла одновременно регистрировать изотопы 172Yb, 174Yb, 175Lu, 176Hf, 177Hf, 178Hf, 179Hf. Изобарное наложение сигнала изотопа 176Lu на 176Hf корректировалось измерением интенсивности свободного от наложения сигнала изотопа 175Lu и использования рекомендованного значения 176Lu/175Lu = 0.02669 [9] при вычислении значения 176Lu/177Hf. Изобарное наложение 176Yb на 176Hf учитывалось путем измерения сигнала изотопа 172Yb и использования значения 176Yb/172Yb при вычислении 176Yb/177Hf. При анализе зерен циркона длительность работы лазера составляла 50 с при диаметре лазерного пучка 50 мкм, плотности энергии лазерного излучения ∼13 Дж/см3 и частоте повторения импульсов 20 Гц. Цирконовый стандарт GJ-1 использовался для независимого контроля стабильной работы прибора и воспроизводимости полученных результатов. В течение измерительной сессии среднее значение 176Hf/177Hf для стандарта GJ-1 составило 0.282026 ± 0.000015 (n = 8), что находится в пределах рекомендованного интервала (176Hf/177Hf = = 0.282022 ± 0.000092 (2σ), n = 50 [10]. Анализ Sm–Nd-системы пород Дюмталейского интрузива осуществлялся с применением метода изотопного разбавления для определения концентраций неодима и самария и термоионизационной масс-спектрометрии (масс-спектрометр “Triton TI”, ЦИИ ВСЕГЕИ) по методике, охарактеризованной в работе [6].

Изученные зерна циркона представлены идиоморфными и субидиоморфными прозрачными и полупрозрачными, иногда трещиноватыми кристаллами призматического габитуса, окрашенными в бледно-бежевые тона; коэффициент удлинения варьирует от 1:1 до 2:1. Зерна в наибольшем сечении не превышают 160 микрон и характеризуются в катодолюминесценции блоковым или слабо выраженным секториальным строением, вплоть до полного отсутствия зональности. Проанализированные зерна циркона из монцодиорита (обр. ТП-43-381) и габбро (обр. ТП-43-566.4) обладают сходными значениями 206Pb/238U-возраста: T1 = 250.9 ± 3.1 млн лет (СКВО = 1.4, n = 10) и T2 = 253 ± 1 млн лет (СКВО = 0.65, n = 10) соответственно (рис. 1). Выявленные 206Pb/238U-значения возраста вместе с 206Pb/238U-возрастом циркона из троктолитового феррогаббро в нижней части Дюмталейского интрузива (256.4 ± 2.4 млн лет [11]) свидетельствуют об их временнόй близости к пермо-триасовому рубежу и синхронности с толеит-базальтовым магматизмом Сибирской платформы (248.7 ± 0.6–250.3 ± 1.1 млн лет [12]).

Рис. 1.

Диаграммы с конкордией для исследованных зерен циркона из монцодиорита (а) и габбро (б) Дюмталейского интрузива в координатах 206Pb/238U–207Pb/235U. Эллипсы – погрешности каждого анализа на уровне 1σ. Погрешности вычисленных значений возраста – 2σ.

Зерна циркона из монцодиорита (обр. ТП-43-381) и габбро (обр. ТП-43-566.4) Дюмталейского интрузива обладают повышенным значением начального изотопного состава гафния (εHf(t) варьирует от 5.2 ± 0.7 до 8.0 ± 0.6 и от 6.9 ± 1.0 до 10.0 ± 1.1 соответственно, табл. 1, рис. 2). Средний изотопный состав гафния εHf(t) для циркона обоих образцов перекрывается в пределах погрешности (6.9 ± 0.8, n = 13 и 8.5 ± 0.9, n = 11 соответственно), что также согласуется со средним значением Hf-изотопного состава циркона из троктолитового феррогаббро в нижней части Дюмталейского интрузива (εHf(t) = 9.5 ± 2.5 [11]; рис. 2). По данным Sm–Nd-изотопной систематики, породы Дюмталейского интрузива характеризуются сходными значениями εNd(t) (от 2.9 до 4.2, табл. 2), что соответствует ранее выявленным вариациям εNd(t) для различно рудоносных пород Дюмталейского интрузива (εNd(t) от 2.7 до 4.7 [11]). Характерно, что Hf-изотопные характеристики цирконов и Nd-изотопные параметры пород находятся близко или в поле составов (рис. 3), соответствущих значениям “мантийной последовательности” (mantle array в понимании Д. Вервурта и др. [14]). Подобное соответствие изотопных параметров указывает на магматическое происхождение цирконов [15]. Монцодиорит, габбро и троктолитовое  феррогаббро обладают несколько повышенными значениями изотопного состава гафния и неодима, что свидетельствует об участии вещества деплетированной мантии в первичных расплавах Дюмталейского интрузива.

Таблица 1.

Представительные U–Pb- и Lu–Hf-изотопные данные для циркона Дюмталейского интрузива

№ анализа 206Pb/238U-возраст, млн лет 176Hf/177Hf ±2σ 176Lu/177Hf 176Yb/177Hf Hfi* εHf(t) TDM, млн лет
Монцодиорит, обр. ТП-43-381
2292-1 248 0.28283 0.00002 0.00060 0.0156 0.28283 7.0 592
2292-2 246 0.28278 0.00002 0.00122 0.0342 0.28278 5.2 670
2292-3 257 0.28282 0.00002 0.00040 0.0100 0.28281 6.7 610
2292-6 246 0.28284 0.00003 0.00077 0.0214 0.28283 7.2 583
2292-8 254 0.28285 0.00002 0.00099 0.0274 0.28285 7.9 565
Габбро, обр. ТП-43-566.4
2286-2 253 0.28289 0.00003 0.00057 0.0143 0.28289 9.3 506
2286-4 251 0.28283 0.00003 0.00232 0.0598 0.28282 6.9 614
2286-6 253 0.28292 0.00003 0.00215 0.0550 0.28291 10.0 489
2286-7 255 0.28287 0.00004 0.00060 0.0151 0.28287 8.7 532
2286-9 251 0.28286 0.00002 0.00081 0.0196 0.28285 7.9 560

Примечание. *Hfi = 176Hf/177Hfi, начальный изотопный состав гафния вычислен с использованием 176Lu/177Hf отношения и константы распада 176Lu = 1.865 × 10–11 г–1 [13]. εHf(t) – отклонение начального отношения 176Hf/177Hfi между цирконом и хондритовым однородным резервуаром (CHUR), умноженное на 104. TDM – модельный Hf-возраст.

Рис. 2.

Бинарные зависимости: (а) начального значения 176Hf/177Hfi от возраста и (б) εHf(t) от возраста для цирконов Дюмталейского интрузива. 1 – монцодиорит, 2 – габбро, 3 – троктолитовое феррогаббро по [11]. Для сравнения приведены линии изотопной эволюции деплетированной мантии (DM) и хондритового однородного резервуара (CHUR).

Таблица 2.

Sm–Nd-изотопные данные для пород Дюмталейского интрузива

№ образца Название породы Sm, г/т Nd, г/т 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd εNd(t) TDM, млн лет
ТП-43-381 Монцодиорит 8.219 35.65 0.1394 0.512691 ± 9 4.2 945
ТП-43-566.4 Габбро 6.199 25.38 0.1477 0.512769 ± 9 2.9 884

Примечание. εNd(t) – отклонение начального отношения 143Nd/144Nd между породой и хондритовым однородным резервуаром (CHUR), умноженное на 104. TDM – модельный Nd-возраст.

Рис. 3.

Диаграмма εHf(t)–εNd(t) для различно рудоносных пород Дюмталейского интрузива. * – данные по [11]. Поля составов для мантийной и коровой совокупности пород (mantle-crustal array) по [14].

Таким образом, результаты Hf–Nd-изотопной систематики позволили на новом фактическом материале охарактеризовать вещественный источник породных ассоциаций рудоносного Дюмталейского интрузива. Изотопные параметры гафния и неодима (εHf(t) 6.9–8.5, εNd(t) 2.9–4.2) свидетельствуют о значительной роли вещества деплетированной мантии в магмогенерации Дюмталейского интрузива.

Список литературы

  1. Романов А.П., Курбатов И.И., Малич К.Н., Сни-сар С.Г., Бородина Е.В., Ерыкалов С.П., Кокорин Н.И. // Платина России. Сб. научных трудов. Красноярск: Типография “Знак”. 2011. Т. 7. С. 135–160.

  2. Петров О.В., Малич К.Н., Туганова Е.В., Пушка-рев Ю.Д., Баданина И.Ю., Крымский Р.Ш., Капитонов И.Н., Туганова С.М., Бочаров С.Н., Богомолов Е.С., Прасолов Э.М., Халенев В.О., Лохов К.И., Мату-ков Д.И., Дистлер В.В., Служеникин С.Ф., Кнауф В.В., Белоусова Е.А., Гриффин В.Л., Романов А.П. // Известия ВСЕГЕИ. 2008 год. Т. 8 (56). СПб.: Изд. ВСЕГЕИ, 2009. С. 248–262.

  3. Horan M.F., Walker R.J., Fedorenko V.A., Czaman-ske G.K. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1995. V. 59. P. 5159–5168.

  4. Akinin V.V., Gottlieb E.S., Miller E.L., Polzunenkov G.O., Stolbov N.M., Sobolev N.N. // Arktos. 2015. V. 1. P. 9. https://doi.org/10.1007/s41063-015-0016-6

  5. Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. V. 7. P. 1–35.

  6. Malitch K.N., Belousova E.A., Griffin W.L., Badanina I.Yu., Pearson N.J., Presnyakov S.L., Tuganova E.V. // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2010. V. 159. № 6. P. 753–768. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0452-z

  7. Griffin W.L., Wang X., Jackson S.E., Pearson N.J., O’Reilly S.Y., Xu X., Zhou X. // Lithos. 2002. V. 61. P. 237–269. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(02)00082-8

  8. Зайцева М.В., Вотяков С.Л. // Труды ИГГ УрО РАН. 2017. № 164. С. 284–289.

  9. DeBievre P., Taylor P.D.P. Table of the Isotopic Composition of the Elements // International Journal of Mass Spectrometry and Ion Processes. 1993. V. 123. P. 149.

  10. Elhlou S., Belousova E., Griffin W.L., Pearson N.J., O’Reilly S.Y. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 70. V. 18S. A158. https://doi.org/10.1016/j.gca.2006.06.1383

  11. Малич К.Н., Баданина И.Ю., Романов А.П., Служеникин С.Ф. // Литосфера. 2016. Т. 16. № 1. С. 107–128.

  12. Reichow M.K., Pringle M.S., Al’mukhamedov A.I., Allen M.B., Andreichev V.L., Buslov M.M., Davies C.E., Fedoseev G.S., Fitton J.G., Inger S., Medvedev A.Ya., Mitchell C., Puchkov V.N., Safonova I.Yu., Scott R.A., Saunders A.D. // Earth and Planetary Science Letters. 2009. V. 277. P. 9–20. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2008.09.030

  13. Sherer E., Munker C., Mezger K. // Science. 1996. V. 293. P. 683–687. https://doi.org/10.1126/science.1061372

  14. Vervoort J.D., Patchett P.J., Blichert-Toft J., Albarede F. // Earth and Planetary Science Letters. 1999. V. 168. P. 79–99. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(99)00047-3

  15. Лохов К.И., Салтыкова Т.Е., Капитонов И.Н., Богомолов Е.С., Сергеев С.А., Шевченко С.С. // Региональная геология и металлогения. 2009. № 38. С. 62–72.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал