Isotopic composition of Hafnium in zircons from the rocks of Berezovskii mafic-ultramafic massif and the conditions of i.pdf Введение Дискуссия о генезисе сложных мафит-ультра-мафитовых массивов, широко распространенных в разновозрастных складчатых областях, в том числе входящих в состав офиолитовых ассоциаций, продолжается на протяжении многих десятилетий. Особенно актуальными остаются такие вопросы, как пространственно-временные взаимоотношения между телами ультрамафитов и габброидов, условия образования такситовых (полосчатых) их разновидностей, а также изотопный возраст этих массивов. В последние десятилетия при изучении петрологии © Леснов Ф.П., Капитонов И.Н., Сергеев С. А., 2018 DOI: 10.17223/25421379/7/3 магматических комплексов и связанных с ними месторождений полезных ископаемых, помимо классических структурно-геологических, петрографических и петрохимических методов, все чаще используются новейшие геохимические, изотопные и изотопно-геохронологические методы анализа пород и минералов [Изотопное датирование... 2015]. Одним из важных направлений в этих исследованиях является определение изотопного возраста акцессорных цирконов U-Pb методом в комплексе с анализом соотношений в них изотопов Hf. Березовский массив, входящий в состав Восточно-Сахалинской офиолитовой ассоциации, относится к числу особенно благоприятных объектов для проведения таких исследований. Ранее по результатам геолого-структурных, петрографических, петро-химических и отчасти минералого-геохимических исследований было установлено, что в строении этого массива принимают участие тесно сближенные в пространстве, но генетически автономные тела различного петрографического состава: 1) протрузия, сложенная ультрамафитовыми реститами; 2) прорывающий ее габброидный интрузив; 3) контактово-реакционная зона, расположенная вдоль границ протрузии и габб-роидного интрузива и сложенная гибридными уль-трамафитами и габброидами, обычно седержащими оливин; 4) контактово-реакционная зона, расположенная вдоль границ габброидного интрузива с вмещающими толщами и сложенная гибридными габб-роидами, часто содержащими амфибол и кварц [Лес-нов, 2015; Lesnov, 2017]. В данной работе представлены результаты детальных морфолого-оптических, геохимических, изотопно-геохронологических (U-Pb метод) и Hf-изотопных исследований цирконов из пород обозначенного массива. Методы исследований Определение содержания главных компонентов в цирконах (рентгеноспектральный метод с использованием электронно-зондового микроанализатора JEOL JXA-8100) и анализы их микроэлементного состава (метод LA ICP-MS с использованием масс-спектрометра «Element» с лазерной приставкой UP-213, Nd:YAG, геохимический стандарт NIST-612) выполнены в Аналитическом центре Института геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск). Определение изотопного возраста цирконов (U-Pb метод с использованием вторично-ионного масс-спектрометра SHRIMP II (стандарты «TEMORA» и «91500») выполнено в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по стандартной методике [Schuth et al., 2012]. Кроме того, с применением сканирующего электронного микроскопа CamScan MX2500 были получены данные о морфологии кристаллов циркона и их катодолюминес-центных свойствах. Анализы изотопного состава Hf и ряда других элементов-примесей в цирконах также были выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) с использованием тех же препаратов, в которых ранее U-Pb методом был определен их изотопный возраст. Анализы изотопного состава Hf выполнены методом LA ICP-MS с применением мультиколлекторного масс-спектрометра ThermoFinnigan Neptun (лазер C0MPex-102, 193 нм ArF, система абляции DUV-193). Конфигурация коллекторов позволила одновременно регистри- 172v, 174v, 175т 176и_р 178-rrf. ровать изотопы Yb, Yb, Lu, Hf, Hf, Hf, 179Hf. Для коррекции масс-дискриминации использовали одно нормализующее отношение -178Hf/177Hf. Корректное значение 176Hf получено путем вычитания 176Yb и 176Lu (измерялись свободные от наложений линии 172Yb и 175Lu). Диаметр кратеров от луча лазера составлял ~ 50 мкм при глубине 20-40 мкм. За период измерений средние значения параметра 176Hf/177Hf для стандартов циркона составили 0,282701±35 (Temora, n=6), 0,282497±27 (Mud Tank, n=5), 0,282009±23 (GJ-1, n=7). Указанные значения соответствуют опубликованным значениям для соответствующих стандартов: Temora - 0,282680±24 [Woodhead et al., 2004], Mud Tank - 0,282504±44 [Woodhead, Hergt, 2005] и GJ-1 - 0,282015±19 [Elhlou et al., 2006]. Все ошибки приведены на уровне 2о. При обработке результатов измерений принята постоянная распада 176Lu=1,865*10-11 лет-1 [Scherer et al., 2001]. Для расчета значений Hf использованы хондритовые значения: 176Lu/177Hf=0,0336 и 176Hf/177Hf=0,282785 [Bouvier, Vervoort, Patchett, 2008]. Модельный Hf-возраст цирконов был определен относительно деплетированной мантии (DM) с такими параметрами: 176Lu/177Hf=0,0384 и 176Hf/177Hf=0,28325 [Chauvel, Blichert-Toft, 2001]. Поскольку модельный Hf возраст циркона (T DM) представляет минимальный возраст источника расплава, из которого он кристаллизовался, был рассчитан также более реалистичный двухстадийный возраст ТСН, полученный проецированием инициального значения 176Hf/177Hf циркона к линии деплетированной мантии с использованием средне-корового значения ,6Lu/1"Hf=0,015 [Griffin et al., 2000]. Геология, петрографическая и геохимическая характеристика массива Березовский массив расположен в восточных отрогах Центрального хребта о. Сахалин на водоразделах рек Зловещая, Герань и Березовка (координаты по центру массива - 49°50' с.ш., 143°50' в.д.). Он имеет размеры 1,5*4,5 км и обнажается на площади 6,7 км2, из которых около 90 % приходится на уль-трамафиты, остальная часть - на габброиды (рис. 1). На некотором удалении от массива расположен ряд небольших тел мафит-ультрамафитового состава, которые, по-видимому, являются его тектоническими отторженцами. Массив залегает среди неоднородных по вещественному составу и сложно дислоцированных терригенно-вулканогенных образований предположительно домелового возраста, которые расчленены на залегающую в основании разреза бо-гатинскую свиту и перекрывающую ее ракитинскую свиту. Богатинская свита представлена метавулка-нитами основного и среднего состава (трахиандези-базальты, андезиты, трахиандезиты, их туфы, ту-фобрекчии, туффиты, прослои песчаников и алевролитов), ее мощность оценивается в 800-900 м. Более широко в районе массива распространены отложения ракитинскои свиты, которые представлены пи-рокластами пестрого состава, переслаивающимися с яшмами, известняками и радиоляритами, их мощность оценивается в 1 400 м. Массив, как и обрамляющие его толщи, расчленен разломами на ряд блоков различного размера и формы, испытавших разнонаправленные смещения. Первичные контакты массива с вмещающими его отложениями почти повсеместно нарушены разломами. Вдоль разломов наблюдаются зоны интенсивно динамометаморфизованных и гидротермально измененных пород мощностью в сотни метров. В картировочных канавах было установлено, что плоскости сместителеи разломов, проходящих вдоль восточного и западного контактов массива, наклонены к востоку под углами от 80° на его северном фланге до 25° - на южном. Вдоль тектонических контактов массива с вмещающими отложениями наблюдались маломощные зоны альбит-карбонат-цоизитовых и цоизит-тальк-хлоритовых пород. В ультрамафитах вблизи от контактов с габброидами распространены жилы габброидов и пироксенитов, а в самих габброидах нередко наблюдались ксенолиты ультрамафитов (рис. 2). Рис. 1. Схематическая геологическая карта Березовского массива Черным цветом обозначены реститогенные ультрамафиты: лерцолиты, гарцбургиты, дуниты и их серпентинизированные разновидности; горизонтальной штриховкой - гибридные ультрамафиты (верлиты, пироксениты и их плагиоклазсодержащие разновидности) и габброиды (оливиновые габбро, троктолиты); наклонным штрих-пунктирным крапом - ортомагматические (габбронориты и габбро) и гибридные (амфиболовые и кварцсодержащие габбро, габбро-диориты, диориты) габброиды Fig. 1. Schematic geological map of the Berezovskii massif Black denotes restitogenic ultramafic rocks: lherzolite, harzburgite, dunite and their serpentinized species; horizontal hatching - hybrid ultramafic rocks (wehrlite, pyroxenite and their plagioclase-containing varieties) and gabbroids (olivine gabbro, troctolite); inclined dash-dotted crap - orthomagmatic (gabbronorite and gabbro) and hybrid (amphibole and quartz-containing gabbro, gabbro-diorite, dio-rite) gabbroids Рис. 2. Фотографии срезов образцов ультрамафитов и габброидов из контактово-реакционной зоны Березовского массива 1, 2 - тонкополосчатые оливинсодержащие габбро с мелкими линзовидными ксенолитами серпентинизированного перидотита (уменьшено в 2,2 раза); 3 - выклинивающиеся жилы меланократового оливинового габбро, инъецирующие серпентинит, в котором содержатся порфиробласты клинопироксена и плагиоклаза, при этом в габбро присутствуют мелкие ксенолиты серпентинита; 4 - тонкополосчатое меланократовое оливиновое габбро с линзообразным ксенолитом серпентинита, содержащего порфиробласты и прожилки плагиоклаза; 5 - меланократовое оливиновое габбро с полосовидными и клинообразными ксенолитами серпентинитов; в центре образца находится ксенолит, который пересекается прожилком плагиоклаз-пироксенового состава; 6 - пла-гиоверлит с реликтовыми фрагментами серпентинита и более поздним прожилком анортозита, содержащего порфиробласты кли-нопироксена; 7 - оливиновое габбро с округленными ксенолитами серпентинитов, которые секутся прожилками габбро; в левой части образца оливиновое габбро и содержащийся в нем ксенолит серпентинита секутся жилой пегматоидного габбро; 8 - пла-гиоверлит с полосчатой текстурой, обусловленной субпараллельно ориентированными мелкими реликтовыми ксенолитами апо-перидотитового серпентинита, содержащего порфиробласты клинопироксена и плагиоклаза Fig. 2. Photos of sections of samples of ultramafic rocks and gabbroids from the contact-reaction zone of the Berezovskii massif 1, 2 - thin-banded olivine-containing gabbros with small lenticular xenoliths of serpentinized peridotite (reduced by 2.2 times); 3 -wedging veins of melanocratic olivine gabbro, injecting serpentinite, which contains clinopyroxene and plagioclase porphyroblasts, while small xenoliths of serpentinite are present in the gabbro; 4 - thin-banded melanocratic olivine gabbro with lenticular xenolith of serpentinite, containing porphyroblasts and veins of plagioclase; 5 - melanocratic olivine gabbro with banded and wedge-shaped xenoliths of serpentinites; in the center of the sample is the xenolith, which is intersected by a vein of plagioclase-pyroxene composition; 6 -plagioclase-bearing wehrlite with relict fragments of serpentinite and a later vein of anorthosite, containing clinopyroxene porphyroblasts; 7 - olivine gabbro with rounded xenoliths of serpentinites, which are split by veins of gabbro; in the left part of the sample, the olivine gabbro and the serpentinite xenolite contained in it split through the residential pegmatoid gabbro; 8 - plagioclase-bearing wehr-lite with banded texture caused by subparallel oriented small relic xenoliths of apoperidotitic serpentinite containing clinopyroxene and plagioclase porphyroblasts Среди породных разновидностей, слагающих Березовский массив, выделен ряд петрогенетических типов. Относительно однородные по структуре, текстуре и количественно-минеральному составу и в различной мере серпентинизированные реститоген-ные гарцбургиты, лерцолиты, реже дуниты, а также образованные по ним серпентиниты слагают протру-зию ультрамафитов. Слабо эродированный габбро-идный интрузив, прорывающий протрузию ультрамафитов, сложен ортомагматическими габброидами, представленными безоливиновыми габброноритами, габбро и реже норитами, которые имеют относительно однородный количественно-минеральный состав и массивную структуру. Значительная по мощности контактово-реакционная зона, расположенная вдоль границ ультрамафитовой протрузии и прорывающего ее интрузива габброидов, сложена перемежающимися телами гибридных (парамагма-тических) ультрамафитов и оливинсодержащих габб-роидов. Гибридные ультрамафиты представлены неоднородными по количественно-минеральному составу и текстуре плагиоперидотитами, вебстеритами, ортопироксенитами, клинопироксенитами и их оливин- и плагиоклазсодержащими разновидностями. Гибридными ультрамафитами сложены также ксенолиты, находящиеся среди габброидов (см. рис. 2). Гибридные габброиды представлены оливиновы-ми и оливинсодержащими мезо-, мелано- и лейко-кратовыми габбро и габброноритами, реже - трокто-литами и анортозитами, которые характеризуются неоднородным количественно-минеральным составом и такситовыми, в том числе параллельно-полосчатыми текстурами. Контактово-реакционная зона, расположенная вдоль границ между габброид-ным интрузивом и вмещающими породами, сложена другой группой гибридных габброидов, которые представлены амфибол- и кварцсодержащими габбро, габбро-диоритами, диоритами и кварцевыми диоритами, значительно варьирующими по количественно-минеральному составу и часто имеющими такситовые текстуры. Ксенолиты гибридных ультрамафитов, находящиеся среди габброидов, апофизы габброидов и пи-роксенитов в ультрамафитах, а также контактово-реакционная зона, отделяющая протрузию ультра-мафитов от габброидного интрузива, рассматриваются в качестве важнейших свидетельств более позднего формирования габброидного интрузива по отношению к ультрамафитовой протрузии. Широкое распространение в составе массива гибридных уль-трамафитов и габброидов свидетельствует об очень активном воздействии сформировавшего габброид-ный интрузив мафитового расплава и его флюидов как на породы ультрамафитовой протрузии, так и на породы вмещающих терригенно-вулканогенных толщ. С учетом указанных геолого-структурных и петрографических признаков Березовский мафит-ультрамафитовый массив отнесен нами к категории полихронных и полигенных [Леснов, 2015]. Геохимические исследования Березовского массива показали, что слагающие его породы характеризуются неравномерными и сравнительно низкими содержаниями редкоземельных элементов (РЗЭ), основным концентратором изоморфной примеси которых является клинопироксен. Суммарные содержания РЗЭ в породах изменяются в следующих пределах (г/т): гарцбургиты (0,97-1,97), лерцолиты (0,32-3,65), плагиолерцолиты, верлиты и плагиовер-литы (0,41-3,95), вебстериты и оливиновые вебсте-риты (2,05-15,0), габбро и габбронориты (0,65-8,59), анортозиты (0,57). Хондрит-нормированные содержания РЗЭ в породах массива варьируют от значений, примерно на порядок уступающих их содержаниям в хондрите CI, до незначительно превышающих последние. Наблюдаемые в некоторых образцах ультрамафитов и габброидов аномально высокие содержания легких РЗЭ, как предполагается, обусловлены присутствием в этих породах переменных количеств неструктурной примеси данных элементов, сосредоточенной в межзерновых и внутризер-новых микротрещинах [Леснов, 2015]. Морфологические и катодолюминесцентные свойства цирконов Кристаллы циркона из пород Березовского массива значительно варьируют по размеру и морфологии, по интенсивности катодолюминесцентного свечения и по характеру осцилляторной зональности. Размер кристаллов по длинной оси колеблется от 50 до 400 мкм при преобладании их разновидностей длиной 50-200 мкм. Значения коэффициента удлинения кристаллов изменяются в интервале 1-4 с преобладанием значений 1-2,5. Исследованные кристаллы циркона имеют различную морфологию, что особенно отчетливо видно при сравнении их реликтовых и ксеногенных разновидностей, с одной стороны, и кристаллов, рассматриваемых в качестве сингенетических и эпигенетических, - с другой (рис. 3). Подавляющая часть реликтовых и ксено-генных кристаллов имеет округленные формы вплоть до полного отсутствия кристаллографической огранки, а также шероховатую поверхность. Цирконы такой формы преимущественно встречались в гибридных пироксенитах и габбро-пи-роксенитах. Предполагается, что эти кристаллы подверглись различному по интенсивности резорбированию под влиянием более позднего мафитового расплава и его флюидов. В свою очередь, сингенетические и эпигенетические кристаллы циркона почти всегда имеют хорошо выраженную кристаллографическую огранку. Реликтовые и ксеногенные кристаллы циркона отличаются от сингенетических и эпигенетических кристаллов также по их изображениям в катодолю-минесцентном режиме и характеру осцилляторной зональности. В своем большинстве реликтовые и ксеногенные кристаллы характеризуются низкоинтенсивным катодолюминесцентным свечением вплоть до его полного отсутствия, а также редко наблюдаемой осцилляторной зональностью. В тех случаях, когда такая зональность в них наблюдается, она имеет нерегулярный или пятнистый характер, при этом осцилляторные зоны обычно дисконкор-дантны по отношению к кристаллографической огранке кристаллов. Сингенетические и эпигенетические кристаллы циркона, наоборот, в подавляющем большинстве случаев обладают умеренным до интенсивного катодолюминесцентным свечением и хорошо проявленной осцилляторной зональностью, конкордантной по отношению к их кристаллографической огранке. Химический состав и геохимия цирконов Результаты анализов общего химического состава цирконов из пород массива, выполненных рент-геноспектральным методом, свидетельствуют о том, что содержания главных компонентов изменяются в них в следующих пределах (мас. %): SiO2 (32,2-33,1), Z1-O2 (64,0-66,2), HfO2 (0,01-2,15), при этом повышенные содержания последнего из компонентов преимущественно наблюдались в цирконах из габброидов (табл. 1). Значения параметра ZrO2/HfO2 в минерале варьируют в интервале 29,978,9. Вариации значений этого параметра наблюдались и в разных кристаллах из одного образца породы. Таблица 1 Химический состав цирконов из представительных образцов пород Березовского массива, мас. % Table 1 Chemical composition of zircons from representative samples of rocks of the Berezovskii massif, wt % № обр. № зерна Порода SiO2 ZrO2 HfO2 UO2 ThO2 Ce2O3 Yb2O3 Y2O3 Сумма ZrO2/ HfO2 UO2/ ThO2 1607 4,1 5,1 6,1 7,1 8,1 9,1 10,1 н & я ю а ^ о 32,70 32,66 32,36 32,47 32,99 32,53 32,97 65,52 64,77 65,12 65,41 65,26 65,70 64,54 1,16 1,56 1,87 1,72 1,55 1,85 1,87 0,054 0,091 0,024 0,226 Н.о. 0,08 Н.о. 0,073 0,021 Н.о. Н.о. 0,025 0,014 Н.о. Н.о. 0,004 0,036 Н.о. 0,008 Н.о. Н.о. 0,148 0,019 Н.о. Н.о. 0,177 Н.о. Н.о. 0,139 0,068 0,063 Н.о. 0,229 Н.о. Н.о. 99,79 99,19 99,47 99,83 100,24 100,17 99,38 56,6 41,6 34,9 38.1 42.2 35,5 34,4 0,74 4,33 Н.д. Н.д. Н.д. 5,71 Н.д. 1610-2 1,1 2,1 3,1 4,1 5,1 6,1 9,1 10,1 11,1 i О И 0 & 1 о р ю б й [-1 32,90 32,57 32,50 32,67 32,56 32,30 32,62 32,64 32,80 64,36 64,87 64,52 64,95 64,87 65,09 65,36 65,16 65,14 1,60 1,22 1,14 1,28 1,13 1,18 1,39 1,80 1,16 0,042 0,111 0,011 0,072 0,140 0,173 0,018 0,058 0,112 0,096 0,073 0,066 Н.о. 0,142 0,130 Н.о. Н.о. Н.о. 0,056 0,016 0,08 0,064 0,040 0,068 Н.о. Н.о. 0,008 Н.о. 0,137 0,263 0,104 0,106 0,166 0,007 Н.о. Н.о. 0,121 0,403 0,550 0,339 0,240 0,522 0,047 0,034 0,037 99,18 99,40 99,13 99,48 99,23 99,63 99,44 99,69 99,26 40,2 53.0 56,6 50,6 57,5 55.1 47,1 36,1 56,0 0,44 1,52 0,17 H.д. 0,99 I,33 Н.д. Н.д. Н.д. 1604 1,1 2,1 3,1 4,1а 4,1б 5,1 6,1 7,1 8,1 Ё « ^ 3 о g но О и ри *0 в S 32.69 32,43 32,61 32.70 33,01 32,39 32,65 32,67 32,47 65,82 64.52 65.53 66,21 65,48 65,17 65,03 64,89 65,08 1,25 1,37 1,37 1,36 1,48 1,82 2,09 2,03 1,76 0,022 0,287 0,062 Н.о. Н.о. 0,210 0,046 0,132 0,003 0,105 0,288 Н.о. 0,022 0,017 0,106 0,052 Н.о. 0,027 Н.о. 0,127 0,044 0,091 Н.о. Н.о. Н.о. Н.о. 0,099 Н.о. 0,080 0,045 Н.о. Н.о. Н.о. 0,069 0,039 Н.о. 0,058 0,292 0,139 0,038 Н.о. 0,203 0,094 Н.о. Н.о. 99,95 99,39 99,80 100,42 99,99 99,90 100,00 99,76 99,44 52,8 47.2 47.8 48.9 44.3 35,9 31,1 31,9 36,9 0,21 1,00 Н.д. Н.д. H.д. I,98 0,89 Н.д. 0,11 1596-А1 1,1 2,1 3,1 4.1 4.2 п. S о ft ю б й [-1 32,76 32,26 33,11 32,64 32,60 65,18 65.25 65,27 65.26 64,89 1,74 2,04 1,45 1,31 1,79 Н.о. 0,194 Н.о. 0,108 0,053 0,044 Н.о. 0,023 0,020 0,055 0,024 0,004 Н.о. Н.о. 0,080 Н.о. 0,028 0,100 Н.о. Н.о. 0,009 0,165 0,297 Н.о. 0,037 99,76 99,94 100,25 99,34 99,51 37.6 32,0 44,9 36,3 49.7 Н.д. Н.д. Н.д. 5,40 0,96 1596-6 1,1 2,2 3,1 5,1 « S о ft ю ю а [-1 32,44 32,52 32,43 32,32 64,72 65,68 65,76 65,78 1,62 1,18 1,64 1,77 Н.о. 0,101 Н.о. 0,058 0,008 0,080 Н.о. 0,020 Н.о. Н.о. Н.о. Н.о. 0,014 Н.о. Н.о. 0,031 0,063 0,071 Н.о. 0,069 98,87 99,63 99,83 100,05 40,0 55,5 40,0 37,2 H.д. I,26 Н.д. 2,90 1595 1,1 2,1 3,1 *о S Ю S Й о Л 32,29 32,58 32,46 65,90 65,23 64,26 0,86 1,78 2,15 0,045 0,082 Н.о. 0,016 Н.о. 0,031 0,132 0,060 0,008 0,126 0,026 0,015 0,320 0,023 Н.о. 99,69 99,78 98,92 78,9 36,7 29,9 2,81 Н.д. Н.д. Геохимические исследования цирконов из пород массива показали, что содержания РЗЭ, которые определялись методом LA ICP-MS, изменяются в них в широких пределах, при этом в сингенетических цирконах среднее суммарное содержание данных примесей намного больше, чем в реликтовых кристаллах (табл. 2). Сингенетические цирконы отличаются от реликтовых более высоким средним значением параметра (Yb/La)n и более низким средним значением параметра (Gd/Lu)n, что указывает на их различия в отношении интенсивности фракционирования элементов. Большинство проанализированных кристаллов характеризуется типичной для этого минерала конфигурацией спектров распределения хондрит-норми-рованных содержаний РЗЭ, осложненных интенсивными положительными аномалиями Ce и менее интенсивными отрицательными аномалиями Eu (рис. 4). Согласно средним оценкам значений параметра (Ce/Ce*)n, реликтовые и сингенетические цирконы мало отличаются по интенсивности положительных аномалий Ce, но при этом отличаются по интенсивности отрицательных аномалий Eu, которая в реликтовых цирконах в среднем несколько больше, чем в сингенетических цирконах. Наряду с преобладающими кристаллами циркона, имеющими типичную для этого минерала конфигурацию спектров распределения РЗЭ, в изученной колекции выявлены их кристаллы с аномальной конфигурацией спектров РЗЭ, в той или иной мере отличающейся от типичных спектров цирконов как по положению на диаграммах, так и по конфигурации [Леснов, 2015; Lesnov, 2017]. На таких спектрах положительные аномалии Ce и отрицательные аномалии Eu, как правило, имеют низкую интенсивность либо полностью отсутствуют. Как предполагается, подобные аномальные спектры являются следствием неравномерного эпигенетического перераспределения элементов-примесей, прежде всего легких РЗЭ, неструктурная примесь которых сосредоточивалась, главным образом, во внутризерновых микротрещинах кристаллов. Такого рода аномальные спектры распределения РЗЭ преимущественно наблюдались в реликтовых и ксеногенных кристаллах. О к о н ч а н и е т а б л. 1 № обр. № зерна Порода SiO2 ZrO2 HfO2 UO2 ThO2 Ce2O3 Yb2O3 Y2O3 Сумма ZrO2/ HfO2 UO2/ ThO2 4,1 32,55 65,08 1,42 0,079 0,038 0,056 0,077 0,093 99,39 45,8 2,08 5,1 32,57 64,28 1,88 0,067 0,021 0,024 0,132 0,173 99,15 34,2 3,19 6,1а 32,42 65,49 1,47 0,035 0,037 0,028 Н.о. Н.о. 99,48 44,5 0,95 6,1б 32,53 65,37 1,27 0,068 0,042 Н.о. 0,038 0,049 99,37 51,5 1,62 1651 1,1 2,1 3,1 5,1 6,1 7,1 8,1 9,1 10,1 11,1 ё л о о ft ю ю а [-1 32,32 32,45 32,55 32,58 32,40 32,19 32,55 32,35 32,52 32,31 64,87 64,00 64,65 65,26 64,68 64,07 65,50 65,93 65,28 64,34 1,26 1,88 1.19 1,26 1,29 1.20 1,09 1,11 0,01 1,27 0,014 0,0244 0,042 0,008 0,135 0,037 0,104 Н.о. 0,032 0,122 0,027 Н.о. 0,015 0,073 0,098 0,108 Н.о. 0,004 0,045 0,111 0,016 Н.о. Н.о. Н.о. 0,012 0,008 0,068 Н.о. Н.о. Н.о. 0,099 0,058 0,128 0,090 0,199 0,307 0,075 0,007 0,019 0,257 0,302 0,246 0,363 0,224 0,455 0,868 0,233 0,148 0,184 0,714 98,91 98,66 98,94 99,50 99,27 98,79 99,62 99,55 99,09 99,12 51.4 34,0 54,3 51,6 50,3 53.5 60,0 59.6 64,5 50,8 0,52 H.д. 2,80 0,11 I,38 0,34 Н.д. H.д. 0,71 I,38 Примечание. Анализы выполнены в Аналитическом центре Института геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск) рентгеноспектральным методом на микроанализаторе «Camebax-Micro» (исполнитель В.Н. Королюк). Н.о. - элемент не обнаружен. Н.д. - нет данных. Note. Analyzes were performed in the Analytical Center of the Institute of Geology and Mineralogy of the SB RAS (Novosibirsk) by X-ray spectroscopy on the micro-analyzer "Camebax-Micro" (рerformer V.N. Korolyuk). Н.о. - The element was not found. Н.д. - no data. Мультиэлементные спектры распределения хон-дрит-нормированных содержаний элементов-примесей в исследованных цирконах, включая те, в которых были определены изотопные параметры Hf и которые не подверглись эпигенетическому перераспределению примесей, имеют близко одинаковую конфигурацию, причем во всех случаях на них присутствуют интенсивные положительные аномалии U, Th и Hf, а также менее интенсивные аномалии Ce (рис. 5). Между содержаниями La, Ce, суммарными содержаниями РЗЭ, значениями параметров (Ce/Ce*)n и (Eu/Eu*)n, а также содержаниями некоторых других элементов-примесей в цирконах, с одной стороны, и значениями их изотопного возраста, с другой стороны, выявлена обратная зависимость (рис. 6). В этой связи можно указать на наблюдения Т.Ф. Зингер и соавт. [2010], которые выявили зависимость между интенсивностью пластических деформаций в кристаллах циркона из образцов габброидов, драгированных в Срединно-Атлантическом хребте, и степенью аномального их обогащения редкоземельными элементами, а также U, Th, Hf и P. По наблюдениям этих авторов, привнос указанных элементов-примесей в кристаллы циркона сопровождался также нарушениями в их U-Pb изотопных системах. о N о 03 о CJ о в о в о U U О cu =i О cS С Сумма РЗЭ Lu Yb Tm cu w 14 0 ир Ho 0 съ in Dy Ю О Tb Gd Eu Sm Nd Рч Ce La № зерна (анализа) ^ in * ^ - ■ ^п 00 ^ ^^^^jjrr-^OcNcN mriHinr,(s2 оооооо о ^ ^

Скачать электронную версию публикации