CC BY
22УДК 552.11;552.31
Н. И. ГУСЕВ, Л. Ю. СЕРГЕЕВА, Т. С. СТРОЕВ, С. О. САВЕЛЬЕВ, А. Г. ШАРИПОВ, А. Н. ЛАРИОНОВ (ВСЕГЕИ), С. Г. СКУБЛОВ (ИГГД РАН, СПГУ)
U-Pb возраст, геохимия и Lu-Hf систематика циркона из интрузивных траппов западной части Тунгусской синеклизы Сибирской платформы
Получен возраст циркона (U-Pb метод, SHRIMP II) из четырех интрузивных массивов траппов (млн лет): Ванга 248 ± 2, Ёкче 241 ± 2, Дегали 235 ± 1, Переломная 230 ± 3. Геохимия, морфология и структура циркона подтверждает его магматическое происхождение. Продолжительность интрузивного магматизма около 20 млн лет. Изотопная Lu-Hf система циркона свидетельствует о депле-тированном мантийном источнике (sHf(T) = +8...+15) и двух группах модельных возрастов THf(DM): 0,57—0,59 и 0,26—0,29 млрд лет. В качестве источника траппового магматизма предполагается плавление рифейской деплетированной мантии Палеоазиатского океана под воздействием пермского плюма.
Ключевые слова: Сибирская платформа, траппы, циркон, U-Pb возраст SHRIMP II, Lu-Hf изотопная система.
N. I. GUSEV, L. YU. SERGEEVA, T. S. STROEV, S. O. SAVEL'EV, A. G. SHARIPOV, A. N. LARIONOV (VSEGEI), S. G. SKUBLOV (IPGG RAS, SPMU)
U-Pb age, geochemistry and Lu-Hf systematics of zircon from intrusive traps of the western Tunguska Syneclise, the Siberian Platform
Following zircon ages (U-Pb method, SHRIMP II) from four trap intrusions was obtained (Ma): 248 ± 2 for Vanga, 241 ± 2 for Yokche, 235 ± 1 for Degali, 230 ± 3 for Perelomnaya. Zircon geochemistry, morphology and structure confirms its magmatic origin. The duration of intrusive trap magmatism is about 20 Myr. The Lu-Hf isotope system of zircon testifies to depleted mantle source (sHf(T) = +8...+15) and two groups of THf(DM) model ages: Riphean (0.57-0.59 Ga) and Permian (0.26-0.29 Ga). Melting of the Riphean depleted mantle of the Paleo-Asian Ocean under the influence of the Permian plume is supposed to be a source of trap magmatism.
Keywords: Siberian Platform, trap, zircon, U-Pb age, SHRIMP II, Lu-Hf isotope system.
Как цитировать эту статью: Гусев Н. И. U-Pb возраст, геохимия и Lu-Hf систематика циркона из интрузивных траппов западной части Тунгусской синеклизы Сибирской платформы / Н. И. Гусев, Л. Ю. Сергеева, Т. С. Строев, С. О. Савельев, А. Г. Шарипов, А. Н. Ларионов, С. Г. Скублов // Региональная геология и металлогения. — 2019. — № 79. — С. 49—67.
Введение. Траппы Сибирской платформы — результат крупнейшего извержения базальтовой магмы на Земле. В пределах Тунгусской синеклизы мощность лавовой толщи составляет 0,5—1,5 км в бортовых, юго-западных и восточных зонах прогиба и достигает 3,5 км на севере и северо-западе [2]. Широко представлены все фации траппов: интрузивная, эффузивная и эксплозивная. Площадь распространения эффу-зивов — около 350 тыс. км2, площадь туфов — 675 тыс. км2. Центральная часть Тунгусской синеклизы выполнена мощной толщей базальтов, периферические области представлены существенно эксплозивными и дайковыми фациями базитов, а в крайних фронтальных зонах развиты пластовые, реже секущие, интрузивы.
Возраст траппового магматизма. Трапповая формация перекрывает палеозойские отложения,
наиболее молодыми из которых являются осадочные породы пермского возраста. Осадочные прослои внутри трапповой формации, имеющие весьма ограниченное распространение, содержат как пермские, так и триасовые комплексы флоры, и на основании этого предполагается, что граница перми и триаса проходит внутри трапповой формации.
Трапповой магматизм наиболее интенсивно проявился на северо-западе Сибирской платформы в Норильском районе. В отличие от Тунгусской синеклизы, здесь выделяется центр траппового магматизма, который характеризуется существенно лавовыми типами разрезов всех свит и их наибольшей мощностью (фактическая до 3600 м, реконструированная около 5000 м), разнообразием составов базальтовых покровов и соответствующих им интрузивных комплексов [13].
© Гусев Н. И., Сергеева Л. Ю., Строев Т. С., Савельев С. О., Шарипов А. Г., Ларионов А. Н., Скублов С. Г., 2019
Определения возраста траппов (главным образом по отношению 40Лг/39Лг) свидетельствуют о формировании основного объема вулканитов в узком возрастном интервале, в течение ~1 млн лет, на рубеже перми — триаса в диапазоне 251—248 млн лет [2, 26, 27]. В Норильском районе возраст траппов не моложе 251,2 ± 0,3 млн лет на основании U-Pb возраста циркона и бадделеита из пегматоидного габбро интрузии Норильск-I, пересекающей моронговскую свиту в разрезе траппов [22]. По палеонтологическим данным, магматизм продолжался не менее 5 млн лет — начался в перми (ивакинская свита) и продолжался в среднем триасе, палеонтологические остатки анизийского яруса определены в прослоях тефроидов среди базальтов хараелахской и самоедской свит [13].
Магматическая активность, связанная с проявлениями Сибирского суперплюма, охватывала существенно более длительный временной диапазон с пиками вулканической активности 251-248, 245-235 и ~ 229 млн лет [3]. По данным U-Pb (SHRIMP) датирования рудоносных пород Норильского интрузива [7], выделяются три генерации циркона с возрастами 260 ± 5, 259,7 ±1,5 млн лет (резорбированные кристаллы) и 228,4 ± 1,4 млн лет (идиоморфные оторочки). Дальнейшие исследования [5] показали, что промышленно рудоносные интрузивы образовались на раннем этапе магматизма c возрастом 254 ± 4 млн лет, а более поздний этап с возрастом 244 ± 4 млн лет продуцировал только вкрапленное сульфидное оруденение.
Аналогично магматизму Норильского района, в формировании траппов Сибирской платформы выделяется несколько магматических импульсов, начиная с поздней перми и до конца среднего триаса [4]. Извержение основного объема магм пришлось на границу перми и триаса (радиологический возраст ~ 252 млн лет по U-Pb методу и ~ 249 млн лет по K-Ar (40Ar/39Ar) методу [4, 22, 23, 26, 27]. Еще один эпизод объемного траппового магматизма зафиксирован на границе раннего - среднего триаса, примерно через 9-10 млн лет после основного [4, 21]. Анализ достоверности опубликованных данных 40Ar/39Ar датирования траппового вулканизма [15] показал, что из 70 датировок только менее десяти надежны. К надежным отнесены среднее значение возраста по трем анализам плагиоклаза в траппах, которое составило 250,1 ± 0,4 млн лет (СКВО = 0,6), а также возраст 249,8 ± 2,1 млн лет (СКВО = 0,75) по валовой пробе из лавового потока [15].
До последнего времени U-Pb датирование в основном проводилось в Норильском районе на северо-западе Сибирской платформы по причине его промышленного значения [5]. Здесь по результатам U-Pb датирования установлена длительная эволюция магматизма от раннего карбона до позднего триаса (340-220 млн лет) [5, 10, 11].
Изотопное датирование траппового магматизма наиболее интенсивно проводилось с целью
200 0 200 400 еоо т т 1-1 1-1 I— I I I I
Рис. 1. Траппы Сибирской платформы по [12]
1 — преимущественно базальты; 2 — преимущественно туфы; 3 — интрузивные образования; 4 — палеозойские осадочные отложения; 5 — пункты отбора и номера проб на изотопные исследования. Координаты проб: пр. 1729-1 — Вангская интрузия 65°44'18,9" с. ш., 93°05'35,9" в. д.; пр. 1786-1 - интрузия Ёкче 64°34'07" с. ш., 93°35'37,3" в. д.; пр. 1790 — интрузия Переломная 64°18'51,2" с. ш., 93°49'09,1" в. д.; пр. 3031 — интрузия Дегали 64°05'58" с. ш., 93°56'52" в. д.
доказать связь с ним массового вымирания живых организмов на границе перми и триаса [15, 23, 26, 27]. В последнее время с этой целью было проведено датирование и-РЬ методом по циркону трех проб по р. Ниж. Тунгуска: одна выше пос. Тура и две — выше впадения р. Ниж. Тунгуска в Енисей [16]. Анализировался циркон из пег-матоидных жил и сегрегаций в мелкозернистых долеритах, прорывающих осадочные отложения, подстилающие траппы. По счастливому стечению обстоятельств по всем трем пробам получен идеальный возраст 251,74—251,795 млн лет [16]. Таким образом, был получен искомый результат, подтверждающий массовое вымирание живых организмов на границе перми и триаса в связи
с трапповым магматизмом, при этом важный для геологического картирования вопрос о его продолжительности остался открытым.
Цель нашей работы — определение продолжительности траппового магматизма путем изотопного датирования цирконов из интрузивных траппов. Новые результаты U-Pb датирования получены нами по интрузивным массивам в юго-западном крыле Тунгусской синеклизы в басс. р. Ниж. Тунгуска по ее правому притоку — р. Тутончана и левому притоку — р. Дегали (рис. 1). Изученные интрузивы далее будут именоваться Вангская, Ёкче, Переломная и Дегали по названиям пересекающих их ручьев.
Аналитические методы. Содержание петро-генных и редких элементов в породах определено методами XRF и ICP-MS в лаборатории ВСЕГЕИ. Погрешности определения методом XRF не превышают 5 отн. %. Пределы обнаружения редких элементов составляют от 0,005 до 0,1 ppm. Точность анализа в среднем 2—7 отн. %. U-Pb датирование цирконов осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP II в Центре изотопных исследований (ЦИИ) ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) по общепринятой методике [31]. Для выбора участков (точек) датирования использовались оптические (в проходящем и отраженном свете) и катодолюминесцентные изображения (CL), отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, диаметр пятна (кратера) — 25 мкм при глубине 2 мкм. U-Pb отношения нормализовались на значение 0,0668 для стандартного циркона TEMORA с возрастом 416,75 млн лет.
Анализ редких элементов в цирконе выполнен в точках определения U-Pb возраста методом масс-спектрометрии вторичных ионов на ионном микозонде Cameca IMS-4f в Ярославском филиале Физико-технологического института РАН, процедура исследования приведена в работе [14]. Точность определения составляет < 10% для содержаний элементов более 0,1 ppm и 30—50% при концентрациях менее 0,1 ppm (аналитики С. Г. Симакин и Е. В. Потапов).
Определение Lu-Hf изотопного состава циркона проведено методом ICP-MS с лазерной абляцией с применением 193 нм ArF лазера C0MPex-102, системы абляции DUV-193 и мультиколлекторного масс-спектрометра с ионизацией в индуктивно-связанной плазме ThermoFinnigan Neptune в ЦИИ ВСЕГЕИ по методике, описанной в работе [17] (аналитик И. Н. Капитонов). Анализ изотопного состава выполнен в точках U-Pb датирования, но диаметр кратера составлял 50—70 мкм, а глубина — 20—40 мкм. Изотопный Sm-Nd и Rb-Sr состав изучен с применением стандартных процедур выделения элементов, изотопные измерения выполнены на масс-спектрометре ThermoFinnigan MAT TRITON (ЦИИ ВСЕГЕИ аналитик Е. С. Богомолов).
Геологическое строение и петрография датированных интрузивов. Вангская интрузия представлена пластовым дифференцированным телом, вскрытым по рекам Ванга и Билчаны в девяти изолированных выходах на протяжении 7 км. На правом берегу устья р. Ванга обнажение интрузии высотой 12—15 м (рис. 2, а) достигает в длину 600 м. Подстилают ее крупнообломочные туфы корвунчанской серии нижнего триаса, на контакте с микродолеритами превращенные в белые пятнистые роговики. Мощность зоны эндо- и экзоконтакта (роговиков и микродоле-ритов) 0,5—5 м и характеризуется наличием брек-чиевидных участков, прослеживающихся по всей зоне контакта. В основании интрузии залегают мелкозернистые обогащенные пироксеном такси-товые троктолит-долериты. В 1,5—2,5 м от основания отмечаются два выдержанных горизонта долеритов, обогащенных сульфидами. В средней части интрузии развиты долериты с пойкилоофи-товой структурой. Минеральный состав (об. %): Pl(An)60* 55, Cpx 35, Ol 5-10, TiMag 4. Верхняя часть интрузива сложена лейкократовыми крупнозернистыми плагиодолеритами с миндалека-менной текстурой и пойкилоофитовой структурой (рис. 2, б). Миндалины выполнены Chl, Prh, Cal, Ep, Anl. Минеральный состав (об. %): Pl(An)60 65, Cpx 25, TiMag 5, Il 1. Пироксен относительно слабо затронут вторичными процессами, а плагиоклаз замещается Ab, Chl, Prh, Ep. При ГС-200 интрузив относился к дифференцированным интрузиям ранне-среднетриасовой интрузивной фазы [9]. Строение интрузии выдержано на всем протяжении, почти повсеместно отмечается сульфидная минерализация, в связи с чем в серийной легенде к Госгеоларте-1000/3 она относилась к курейскому комплексу.
Интрузия Ёкче вскрывается по бортам р. Тутон-чана в 4 км ниже устья ее правого притока р. Ниж. Хикили. Вдоль р. Тутончана интрузив обнажается в ее бортах на протяжении 3 км, по ее правому притоку р. Ёкче — тоже на 3 км. В плане интрузив напоминает морского ската. В восточном борту р. Тутончана граница кровли интрузива расположена гипсометрически выше, чем в западном, видимо, кровля интрузива наклонена на северо-запад. Интрузив внедрился вдоль контакта раннетриасовых учамской (туфовой) и бугарик-тинской (туфы, туфиты с базальтами) свит. Основание интрузии не вскрыто, ближе к основанию и вдоль северо-восточного эндоконтакта развиты темные брекчиевидные комковатые долериты, содержащие крупные блоки и небольшие включения светлоокрашенных массивных долеритов (рис. 2, в). Обе разности имеют бластоофитовую структуру, при этом темные долериты более интенсивно изменены за счет развития палагони-та. Они имеют состав (об. %): Pl(An)30—60 40, Cpx 30, Ol 5, Qz 4, TiMag 4, Pal 15. Светлые долериты обогащены плагиоклазом, а мезостазис пород, сложенный палагонитом, хлоритом и эпидотом,
* Индексы минералов приводятся по [30].
Рис. 2. Обнажения интрузивных траппов
а, б — Вангская интрузия: а — обнажение вблизи слияния рек Ванга и Билчаны: 1 — туфы корвунчанской серии, 2 — долериты Вангской интрузии (пр. 1728-2, 1729), б — плагиодолериты в кровле интрузии (пр. 1729-1); в, г — интрузия Ёкче: в — включения светлых бластоофитовых долеритов (3, пр. 1776) в темных комковатых долеритах (4, пр. 1777), г — крупнокристаллическая бластоофитовая структура (пр. 1786); д, е — интрузия Переломная: д — крупнокристаллические габбродолериты с пегматоидным (5) обособлением (пр. 1789), е — жила долеритов (6 — место отбора пр. 1790) в габбродолеритах (7)
содержит амебовидные выделения кварца. Минеральный состав (об. %): Pl(An)62 58—60, Cpx 25, Qz 5, TiMag 4, Pal 5. Средняя и верхняя части интрузива сложены пойкилоофитовыми доле-ритами иногда с крупными выделениями кли-нопироксена (рис. 2, г). Минеральный состав (об. %): Pl(An)60 50-55, Cpx 30, Qz 3-5, TiMag 4, вторичные Act и Prh — до 10 %. Неправильные по форме обособления пегматоидных габбродоле-ритов достигают 10 см в поперечнике и содержат (об. %): более кислый Pl(An)25 5 0, Act 20, Qz 10 Cpx 10, TiMag 10. При ГС-200 листа Q-46-XXXIV (материалы не опубликованы) Г. Н. Садовников и др. (1961 г.) относили интрузив к автометамор-физованным долеритам (метадолеритам), для которых подразумевалось брекчирование пород и постмагматические изменения.
Интрузия Переломная (по карте кольцевая) обнажается по обеим бортам р. Тутончана на протяжении 4 км, сначала в левом борту напротив устья руч. Переломный, затем в правом — в двух крупных коренных выходах ниже по течению р. Тутончана. Интрузия залегает в туфах ран-нетриасовой корвунчанской серии и сложена габбродолеритами (рис. 2, д), варьирующими по составу до лейкогаббродолеритов, содержащих в интерстициях гранофировые граниты. Минеральный состав (об. %): Pl(An)40—46 50—55, Cpx 30—35, Qz 0—3, TiMag 4, Prh 3—7. Иногда встречаются пегматоидные обособления (рис. 2, д) и крутопадающие жилы лейкодолеритов северо-западного простирания (310°) мощностью 5—10 см (рис. 2, е). Долериты в жилах актинолитизи-рованы и сложены (об. %): Pl(An)50 5 0, Cpx 30, TiMag 5, Act 10—12, Prh 5. При геологической съемке Г. Н. Садовников и др. (1961 г.) относили интрузию к раннетриасовым долеритам.
Интрузия Дегали расположена по бортам одноименного левого притока р. Ниж. Тунгуска на протяжении 6,8 км и отмечается в 3 км от его устья. Интрузия залегает в туфах учамской свиты раннего триаса. Форма тела пластовая с корытообразным профилем. По фрагментарным обнажениям и элювиальным развалам мощность интрузива около 150 м. В эндоконтактах залегают микродолериты, в нижнем — с биотитом и редкими сульфидными вкрапленниками, в верхнем — порфировидные. В разрезе интрузива снизу вверх троктолит-долериты (минеральный состав в об. %): Pl(An)52—56 45 —50, Cpx 20—25, Ol 20, Mag 5 Bt 1—2 постепенно сменяются оливиновыми и безоливиновыми долеритами Pl(An)56 50—55, Cpx 40, Ol 0—3, Mag 5, Bt 2—3. В нижней части интрузива в основании горизонта троктолит-долеритов установлена сульфидная минерализация с размером выделений до 2 см, расположенных в 10—15 см друг от друга. Форма вкрапленников эллипсоидальная и вытянутая по напластованию, в нижней части сульфидные выделения сложены халькопиритом, в верхней — пирротином. При ГС-200 интрузив Дегали относился к интрузиям ранне-среднетриа-совой интрузивной фазы, дифференцированным
от троктолит-долеритов до кварцевых диоритов [8]. Минеральный состав кварцевых диоритов (в об. %): альбитизированный Pl 50—60, Qz 15—30, Mi 10, амфиболизированный Срх 10—15. Местами отмечается микропегматитовая структура. В связи с присутствием сульфидной минерализации В. А. Борисов и др. (1984 г., неопубликованные данные) Дегалинскую интрузию сопоставляли с курейским комплексом.
Геохимические особенности. По соотношению SiO2 — сумма щелочей (табл. 1) все породы соответствуют нормально щелочным базальтам с уклоном бластоофитовых и пегматоидных разностей к андезибазальтам. В Вангской интрузии троктолит-долериты характеризуются величиной mg# 52,3*, в долеритах и плагиодолеритах mg# 48,3—48,4. Плагиодолериты кровли силла отличаются высоким содержанием Al2O3, Sr, Zn, Pb, но обеднены Fe, Mg, Ti, P, V, Cr, Ni, Co, Cu, REE, Y, Rb, Cs, Zr, Nb, Ta, Sc. На спайдерграм-мах (рис. 3, а, б) проявлены пики по K, U, Pb, Sr и отрицательная Ta-Nb аномалия. Величина XREE в троктолит-долеритах и долеритах одинакова (58—66 ppm) и опускается до 36 ppm в плагиодолеритах. Все породы имеют выпуклую структуру распределения HREE, что, видимо, связано с характером магматического источника. Eu-минимум отсутствует 0,93—1,14, фракциони-рованность REE слабая и у всех пород примерно одинаковая (La/Yb)N = 1,9—2,3.
В интрузии Ёкче темные брекчированные долериты (mg# 53) наиболее обеднены редкими и редкоземельными элементами (XREE = = 51—56 ppm), содержание которых возрастает в бластоофитовых (mg# 38—54) и пегматоидных долеритах (mg# 30) (табл. 1). При нормировании на состав примитивной мантии (рис. 3, в, г) в пегматоидных долеритах, в отличие от других пород, резко проявлена отрицательная аномалия Pb и наблюдается противоположная тенденция в распределении крупноионных литофилов: Cs, Rb, Ba. Eu-минимум обычно отсутствует и появляется только в пегматоидных разностях (Eu/Eu* = 0,87), при этом возрастает фрак-ционированность REE (величина (La/Yb)N от 2,1—2,5 в обычных разностях до 3,8 в пегмато-идных породах).
В интрузии Переломной габбродолериты (mg# 43) отличаются от жильных долеритов (mg# 48) положительными аномалиями Cs, Ba, Sr, но почти полностью совпадают по содержанию и характеру распределения REE (рис. 3, д, е): XREE ~ 80 ppm, Eu/Eu* = 0,9-1,03, (La/Yb)N = 2,3-2,5.
В Дегалинской интрузии троктолит-долериты и оливиновые долериты наиболее магнезиальные (mg#= 55-60), имеют высокую концентрацию Ni 134-391 ppm и сходны между собой по содержанию и характеру распределения редких и REE (рис. 3, д, е): XREE ~ 49-51 ppm, Eu/Eu* = = 1,06-1,2, (La/Yb)N ~ 2,3.
mg# = Mg/(Mg + Fe) в молекулярных количествах.
Таблица 1
Содержания петрогенных и редких элементов в интрузивных траппах
Номер пробы
1728-2 1729 1729-1 1776 1777 1786 1786-1 1789 1790 3031 3035
Компоненты
Порода
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
SiO2, мас. % 49,1 47,9 46,7 51,5 50,3 50,8 51,9 50,1 49,6 46,1 48,3
тю2 1,23 1,11 0,89 1,96 1,41 1,47 2,80 2,01 1,88 0,99 1,0
А1203 15,2 15,3 19,4 15,0 15,5 16,1 11,2 14,6 16,1 13,0 14,2
Fe2Oз 5,98 5,17 4,74 1,37 3,67 1,51 5,59 1,58 3,11 3,05 4,0
FeO 7,48 8,3 6,8 9,87 6,75 7,48 9,18 10,5 7,82 12,1 9,18
МпО 0,2 0,21 0,18 0,2 0,16 0,15 0,27 0,22 0,19 0,24 0,24
MgO 6,77 7,97 5,84 4,34 7,00 6,50 3,49 5,67 5,45 12,7 8,86
СаО 8,39 8,49 8,34 9,02 9,35 10,3 8,70 8,99 10,5 7,66 10,0
№20 2,38 2,24 2,97 2,82 2,08 2,38 3,84 2,62 3,12 2,02 2,05
К20 0,49 0,54 0,44 0,66 0,30 0,31 0,82 0,60 0,43 0,45 0,53
Р205 0,16 0,13 0,07 0,19 0,17 0,17 0,33 0,21 0,22 0,13 0,15
п.п.п. 1,64 1,62 2,68 0,57 1,35 0,72 0,63 0,14 0,60 0,10 0,49
Сумма 99,02 98,98 99,05 97,50 98,04 97,89 98,75 97,24 99,02 98,54 99,00
Т^ ррт 1,24 1,07 0,65 1,49 0,97 0,89 3,48 1,45 1,55 0,97 0,85
и 0,55 0,46 0,23 0,49 0,3 0,29 0,97 0,43 0,51 0,35 0,28
Rb 14 20,5 9,79 16,9 10,6 10,7 17,5 14,6 11,5 11,0 15,6
Cs 2,22 3,72 1,29 0,61 1,98 0,82 0,45 0,51 1,29 0,35 0,43
Ва 126 170 111 165 87,3 125 243 172 372 133 150
Sr 191 203 350 229 201 269 469 238 530 201 346
La 8,65 7,2 4,71 10 7,46 6,79 37,2 10,9 10,2 6,77 6,61
Се 19,5 17,7 11,0 23,0 17,0 15,3 76,6 24,4 24,9 16,0 13
Рг 2,7 2,47 1,47 3,2 2,38 2,21 9,36 3,56 3,53 2,09 2,19
№ 12,6 10,4 6,26 14,3 10,6 9,12 39,5 15,4 15,1 9,67 10,1
Sm 3,81 3,17 1,99 4,11 2,92 2,86 10,40 4,56 4,46 3,04 2,7
Ей 1,24 1,19 0,77 1,46 1,11 1,16 3,17 1,43 1,6 1,09 1,14
Gd 4,37 3,76 2,13 4,88 3,85 3,47 11,80 5,14 5,09 3,24 3,11
ТЬ 0,77 0,64 0,37 0,93 0,66 0,62 2,19 0,81 0,97 0,57 0,66
Dy 4,61 3,94 2,31 5,19 3,84 3,78 11,50 5,49 5,16 3,55 3,4
Но 1,08 1 0,61 1,19 0,91 0,79 2,63 1,18 1,23 0,82 0,81
Ег 3,48 2,91 1,95 3,22 2,56 2,27 7,56 3,24 3,43 1,94 2,37
Тт 0,44 0,4 0,31 0,44 0,32 0,3 1,13 0,48 0,5 0,34 0,31
YЬ 2,49 2,54 1,65 3,17 2,05 2,03 6,64 3 2,98 1,96 1,97
Lu 0,4 0,33 0,26 0,44 0,33 0,31 0,96 0,44 0,41 0,3 0,28
Zr 103 86,7 57,8 112 82,2 80,9 244 125 108 77,3 71,5
Hf 2,46 2,26 1,45 3,09 2,38 2,22 6,97 3,06 3,06 2,06 1,86
Та 0,32 0,34 0,18 0,37 0,22 0,27 0,75 0,33 0,39 0,23 0,24
NЬ 4,77 4,11 2,91 5,07 3,3 3,69 11,5 5,76 6,03 3,68 3,29
Y 27,6 25,2 15,5 29,2 23,5 21,6 67,9 31,1 32,2 20,2 21
Sc 32,8 30,9 22,4 36,6 38,7 39,4 31,6 42,2 37,7 26,7 38,3
V 284 258 179 324 283 301 282 350 308 217 286
Сг 104 11 56,5 48,3 204 285 11,5 247 248 184 543
Ni 131 231 119 33,2 112 99,7 18,1 60,8 62,7 391 134
Со 51,9 58,3 40,8 39,6 51 43,9 38,2 49,7 35,3 79,6 56
Си 143 207 79,9 59,9 193 101 165 230 65,4 106 107
РЬ 1,34 2,03 3,83 2,75 2,08 5,23 < 1,0 5,88 6,21 2,23 4,48
Zn 96,6 93,6 141 87 71,4 74,5 136 134 62,9 102 109
Еи/Еи* 0,93 1,05 1,14 1,00 1,01 1,13 0,87 0,90 1,03 1,06 1,20
(Ьа/УЬ^ 2,3 1,9 1,9 2,1 2,5 2,3 3,8 2,45 2,3 2,3 2,3
SREE 66,14 57,65 35,79 75,53 55,99 51,01 220,64 80,03 79,56 51,38 48,65
Примечание. Интрузии: 1—3 — Вангская, 4—7 — Ёкче, 8, 9 — Переломная, 10, 11 — Дегали. Породы: 1 — оливиновые долери-ты; 2, 10 — троктолит-долериты; 3 — плагиодолериты; 4, 6 — массивные бластоофитовые долериты; 5 — брекчированные долериты; 7, 8 — пегматоидные габбродолериты; 9 — жильные долериты; 11 — оливиновые долериты.
Рис. 3. Мультиэлементные диаграммы для интрузивных траппов
а, б - Вангская интрузия: 1 - троктолит-долериты и долериты нижней и средней частей силла (пр. 1728-2, 1729), 2 - плагиодолериты кровли (пр. 1729-1); в, г - интрузия Ёкче: 3 - темные брекчированные долериты (пр. 1777, 1786), 4 - светлые массивные (бластоофитовые) долериты (пр. 1776), 5 — пегматоидные габбродолериты (пр. 1786-1); д, е - интрузии Переломная и Дегали: 6, 7— интрузия Переломная: 6 - пегматоидные габбродолериты (пр. 1789), 7— жильные долериты (пр. 1790); 8, 9 - интрузия Дегали: 8 - троктолит-долериты (пр. 3031), 9 - оливиновые долериты (пр. 3035). Номера проб соответствуют указанным в табл. 1. Нормирование содержаний проведено на состав примитивной мантии и хондрита по [28]
Геохимия и возраст циркона. Циркон из плагио-долеритов Вангской интрузии (пр. 1729-1) прозрачный и бесцветный, представлен обломками удлиненных плоских кристаллов (коэффициент удлинения (КУ) 1,6—3,6) размером 50—150 мкм, иногда с сохранившимися короткими пирамидами на концах кристаллов. В оптическом режиме хорошо видны тонкие зоны роста. Циркон по морфологии относится к высокотемпературному типу D [25]. В катодолюминесценции (СЦ) зерна преимущественно без свечения, часто в их
центральных частях содержатся неправильные по форме включения бадделеита (5.1, 8.1, 9.1), указывающие, что его образование предшествовало кристаллизации циркона. Иногда в центральных частях зерен (6.1, 8.1, 11.1) встречаются неправильные по форме участки с ярким свечением с грубой полосчатостью (зональностью). Они отличаются более низкими содержанием и = 342-953, ТЪ = 246-881 ррт, в то время как в остальных зернах и = 1187-5484, ^ = 1446-9249 ррт (табл. 2). Можно полагать,
Содержание редких и редкоземельных
Компо- Пр. 1729-1 - плагиодолериты, номера точек
нент 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1
Ьа 11,6 0,15 0,64 0,48 0,08 0,19 0,81 0,47 0,15 0,47
Се 522 28,3 33,9 24,8 16,6 15,8 14,7 28,6 23,8 24,7
Рг 58,8 0,88 1,75 1,24 0,27 0,39 0,99 1,05 0,46 1,56
Ш 736 16,2 35,5 15,8 4,41 5,61 12,5 13,7 7,28 25,4
Sm 707 34,6 81,4 26,1 9,39 9,46 21,2 20,7 14,6 39,5
Ей 17,3 0,70 5,33 2,88 0,32 0,45 2,47 3,12 0,49 2,83
Gd 1 508 179 396 115 46,1 55,4 98,6 91,5 77,5 155
Оу 2 001 624 1 139 377 177 195 332 280 282 434
Ег 1 460 970 1 537 618 291 347 530 428 451 620
Yb 1 403 1 204 1 765 809 391 489 677 575 593 760
Ьи 213 170 245 117 56,5 70,7 96,6 80,7 86,0 105
Li 0,03 0,01 0,68 0,03 0,01 0,17 0,02 0,04 0,10 0,49
Р 1 000 731 1 179 420 410 360 319 515 620 424
Са 59,8 1,01 83,0 24,8 2,00 42,3 22,4 21,7 7,52 54,4
Т 51,7 29,0 50,8 32,4 45,0 32,2 40,6 53,0 45,6 36,8
Sг 2,65 1,36 3,76 1,43 0,70 0,83 1,33 1,12 0,87 2,31
Y 12 127 6 563 10 215 4 155 1 925 2 192 3 554 2 811 3 051 4 191
№ 122 30,0 43,5 31,8 14,8 13,4 12,5 14,8 12,2 12,4
Ва 2,77 1,20 1,04 1,24 1,85 1,81 1,81 1,17 1,70 1,61
Hf 11 407 12 235 9 857 10 731 11 035 10 313 10 219 9 330 10 902 9 740
ТИ 733 1 899 9 041 2 755 1 446 592 881 2 607 3 868 3 788
и 982 3 300 4 476 2 357 1 187 578 953 1 660 2 503 3 208
ТИ/и 0,75 0,58 2,02 1,17 1,22 1,02 0,92 1,57 1,55 1,18
Еи/Еи* 0,05 0,03 0,09 0,16 0,05 0,06 0,16 0,22 0,04 0,11
Се/Се* 4,83 18,6 7,78 7,74 27,4 14,07 3,98 9,91 21,8 7,02
^ЕЕ 8 639 3 227 5 240 2 106 992 1 189 1 787 1 523 1 538 2 168
iLREE 1 329 45,5 71,8 42,3 21,4 21,9 29,1 43,9 31,7 52,2
lHREE 6 585 3 146 5 081 2 035 961 1 157 1 735 1 455 1 491 2 073
(Ьи/Ьа)к 176 10 725 3 706 2 333 6 730 3 570 1 145 1 665 5 493 2 165
(Lu/Gd)N 0,09 7,68 5,00 8,26 9,92 10,3 7,93 7,14 8,97 5,48
(Sm/La)N 97,4 363 205 86,4 186 79,4 41,8 71,0 155 135
7Щ), °С 912 847 910 859 896 858 884 915 897 873
Пр. 1786-1 - пегматоидные габбродолериты, номера точек
Компонент 9.1 10.1 11.1 12.1 13.1 14.1 15.1 16.1 1.1 2.1
Ьа 2,22 2,68 1,04 1,45 1,90 5,00 0,49 0,39 0,22 0,22
Се 153 42,5 37,9 337 98,6 295 296 24,6 138 162
Рг 3,14 3,16 1,20 4,39 2,93 5,61 2,37 0,49 1,37 1,32
Ш 30,1 25,4 12,4 65,0 29,2 68,1 34,7 4,69 25,0 24,2
Sm 37,3 19,6 17,2 122 28,7 110 63,7 5,56 54,5 51,2
Еи 7,86 5,33 3,12 5,27 6,23 6,25 2,78 0,61 2,55 2,18
Gd 170 65,7 79,4 632 116 567 329 28,9 300 305
Оу 671 260 338 2 439 433 2 132 1 350 150 1 149 1 358
Ег 1 278 488 657 4 099 814 3 562 2 736 329 1 673 2 473
Yb 1 744 639 893 5 231 1 128 4 657 4 252 527 1 939 3 575
Ьи 216 83,2 115 656 148 577 550 71,9 247 483
Li 0,64 0,08 0,11 0,67 0,76 0,86 0,16 0,03 0,10 0,17
Р 764 212 557 2 234 381 2977 815 175 1230 2278
Са 165 233 62,0 86,7 250 323 4,03 27,8 0,77 1,06
ТС 28,7 13,6 8,59 18,5 23,6 49,6 30,8 8,62 13,7 10,5
Sг 10,1 8,01 2,14 7,02 14,4 12,5 2,78 1,65 1,61 2,71
Y 8 022 3 147 4 326 28 570 5 483 23 634 17 311 2 136 12 138 16 641
№ 20,6 8,27 10,4 18,5 10,1 188 37,1 8,07 25,0 22,1
Ва 3,19 6,36 2,48 4,79 4,84 6,29 2,91 1,84 1,99 2,78
Ш 7 575 8 747 8 055 8 155 8 914 12 041 10 126 9 521 11 884 10 934
ТИ 5 499 1 401 1 054 4 161 1 911 13 913 6 228 911 3 624 6 401
и 3 137 1 269 947 2 904 1 527 5 004 3 309 1 151 2 438 2 188
ТИ/и 1,75 1,10 1,11 1,43 1,25 2,78 1,88 0,79 1,49 2,93
Еи/Еи* 0,30 0,45 0,26 0,06 0,33 0,08 0,06 0,15 0,06 0,05
Се/Се* 14,0 3,53 8,23 32,4 10,1 13,5 66,6 13,7 60,8 73,2
^ЕЕ 4 313 1 635 2 155 13 592 2 806 11 985 9 617 1 143 5 530 8 435
lLREE 188 73,7 52,4 408 133 374 334 30,1 1 65 187
lHREE 4 079 1 536 2 082 1 3057 2 639 1 1495 9 217 1 107 5 308 8 194
939 299 1 068 4 363 748,7 1 113 10 813 1 799 10 715 21 462
(Ги/ШЬ 10,3 10,2 11,7 8,40 10,3 8,24 13,5 20,2 6,65 12,8
(Sm/La)N 26,9 11,7 26,6 134 24,2 35,2 208 23,1 393 378
г(тс), °С 846 771 730 801 825 907 853 730 771 747
Примечание. Номера точек соответствуют показанным на рис. 5. 7Щ), °С - температура кристаллизации циркона по [29].
Таблица 2
элементов (ррт) в цирконе
Пр. 1786-1 — пегматоидные габбродолериты, номера точек
11.1 12.1 13.1 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1
0,07 1,71 2,52 2,35 0,87 1,13 1,97 0,86 3,74 1,16 5,31
7,7 74,5 54,7 42,8 126 148 137 113 109 36,9 196
0,35 2,70 3,77 3,26 2,22 1,88 3,26 1,92 3,85 0,83 5,32
6,28 34,1 38,3 25,5 30,2 22,9 35,2 25,2 39,6 8,72 56,7
14,6 47,5 40,2 14,1 45,1 38,1 44,4 36,3 41,7 14,6 66,7
1,20 6,14 5,30 7,63 3,25 4,39 7,63 3,38 6,57 0,87 27,3
72,7 196 144 47,0 234 195 204 172 196 76,4 315
259 567 407 179 917 749 805 717 810 324 1 231
429 795 608 361 1 697 1 414 1 486 1 265 1 682 663 2 616
561 963 786 585 2 169 1 902 2 055 1 682 2 498 897 4 476
79 132 105 79,4 274 241 260 217 334 118 636
0,20 1,23 0,95 0,14 0,22 0,30 0,93 0,20 1,45 0,08 3,72
338 715 269 243 755 607 594 503 546 382 2 683
10,4 276 368 77,2 43,8 52,0 108 34,2 195 1 635 3 649
43,1 68,2 30,7 20,9 12,0 21,1 21,4 14,2 18,9 12,8 181
0,95 14,5 27,7 2,35 2,90 3,10 7,52 3,08 15,1 12,2 32,6
2 708 5 479 4 162 2 365 10 870 8 997 9 522 8 351 10 564 4 254 17 100
18,0 17,6 7,89 13,9 10,7 17,3 17,7 9,20 12,8 8,11 61,6
1,02 3,98 2,18 2,72 1,95 2,55 2,71 2,30 3,87 2,12 26,4
11 487 9 484 9 824 10 343 10 525 10 570 9 740 11 210 10 021 9 237 11 436
246 9 249 4 401 585 3 198 7 713 6 029 1 984 4 810 2 242 6 569
342 5 035 5 484 741 2 342 5 032 4 151 1 945 2 887 1 694 2 425
0,72 1,84 0,80 0,79 1,37 1,53 1,45 1,02 1,67 1,32 2,71
0,11 0,19 0,21 0,90 0,10 0,16 0,24 0,13 0,22 0,08 0,57
12,2 8,40 4,29 3,7 21,87 24,51 13,1 21,4 6,94 9,06 8,92
1 430 2 820 2 195 1 347 5 499 4 717 5 041 4 234 5 726 2 141 9 632
14,3 113 99,3 73,8 159 174 177 141 156 47,6 263
1 400 2 654 2 050 1 251 5 291 4 501 4 811 4 053 5 522 2 078 9 274
11 533 743 401 326 3 024 2 048 1 271 2 431 863 980 1 154
8,79 5,43 5,89 13,7 9,46 10,0 10,3 10,2 13,8 12,5 16,3
355 44,6 25,5 9,59 82,7 53,8 36,0 67,70 17,9 20,1 20,1
891 946 853 813 759 813 815 775 803 765 1085
Окончание табл. 2
Пр. 3031 — троктолит-долериты, номера точек
3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1 13.1 14.1
0,38 0,90 0,97 0,46 0,30 0,30 0,24 0,14 0,37 0,29 2,19 0,44
150 177 63,2 226 31,3 233 44,1 62,5 167 57,2 76,7 291
0,89 1,03 0,69 1,32 0,52 0,81 0,50 0,51 1,17 0,61 0,90 2,32
12,8 16,5 8,98 19,5 6,89 14,9 7,38 8,77 20,4 9,54 9,65 38,4
27,6 34,7 18,7 40,6 16,1 38,0 16,8 20,2 46,7 19,9 13,9 89,3
4,63 4,19 1,14 3,42 2,47 1,56 1,56 0,77 1,88 1,77 2,19 4,82
173 227 113 242 106 226 115 135 254 126 88,7 514
754 1 017 528 1 039 483 940 573 643 1 041 615 375 1 894
1 521 1 779 1 055 1 999 963 1 679 1 109 1 302 1 893 1 326 810 3 336
2 460 2 702 1 621 3 092 1 457 2 398 1 645 2 042 2843 2 174 1 420 4 649
360 385 232 442 205 312 229 288 392 309 225 601
0,24 0,36 0,22 0,65 0,33 0,26 0,11 0,09 0,23 0,21 1,01 0,19
1151 1532 954 1 766 568 1 597 817 1 076 1 722 1 020 730 2 721
20,0 53,4 136,8 57,2 40,4 21,6 11,9 1,03 18,7 17,9 57,3 3,39
7,04 6,29 9,63 8,40 13,7 26,5 11,1 9,78 11,6 11,5 9,74 15,9
2,35 3,00 1,74 3,40 1,61 2,28 1,55 1,70 2,41 1,91 1,81 3,31
10 299 12 538 6 690 14 698 5 906 10 592 7 141 8 130 13 340 7 783 6 075 22 886
12,8 25,2 16,2 13,1 8,64 72,1 12,4 13,6 22,8 16,0 11,0 20,6
2,42 3,01 2,63 3,21 1,65 3,18 1,61 1,70 2,27 2,26 1,88 1,76
12 074 13 557 12 219 12 900 8 889 11 338 9 592 13 313 13 055 12 621 12 612 12 553
1 589 3 079 2 596 4 480 1 275 8 527 2 178 2 792 4 007 3 175 1 133 8 276
782 1 021 1 294 1 099 1 135 4 104 1 462 1 300 1 441 1 488 443 3 748
2,03 3,01 2,01 4,08 1,12 2,08 1,49 2,15 2,78 2,13 2,56 2,21
0,20 0,14 0,08 0,11 0,18 0,05 0,11 0,04 0,05 0,11 0,19 0,07
62,9 44,4 18,7 70,1 19,0 114 30,9 56,9 61,4 32,8 13,2 70,0
5 464 6 343 3 644 7 106 3 272 5 844 3 742 4 503 6 660 4 639 3 024 11 420
164 195 73,8 248 39,0 249 52,2 71,9 189 67,7 89,5 333
5 268 6 109 3 550 6 814 3 214 5 555 3 672 4 410 6 422 4 550 2 918 10 993
9 228 4 122 2 316 9 251 6 519 9 960 9 216 20 035 10 144 10 190 991 13 238
16,8 13,7 16,6 14,8 15,7 11,2 16,1 17,3 12,5 19,9 20,5 9,46
117 61,8 30,9 141 84,8 201 112 233 201 109 10,2 327
713 704 740 728 771 837 752 741 756 755 741 786
Рис. 4. Диаграммы распределения REE в цирконе
а — плагиодолериты Вангской интрузии (пр. 1729-1); б, в — пегматоидные габбродолериты интрузии Ёкче (пр. 17861); г — троктолит-долериты интрузии Дегали (пр. 3031). Номера спектров соответствуют номерам анализов в табл. 2. Зеленоватое поле на всех диаграммах — состав циркона из основных пород Хараелахского массива в Норильском районе [24]. Нормирование содержаний проведено на состав хондрита по [28]
что кристаллизация более позднего циркона происходила в остаточном расплаве, более обогащенном Th, U, REE. Отношение Th/U варьирует в диапазоне 0,58—2,02. По содержанию U и Th изученный циркон сопоставим с цирконом из норильских интрузий, в которых концентрация урана 1000—6000 ppm, а отношение Th/U 1,5— 4,5 [5]. Отмечаются повышенные содержания P 319—1179 и Y 1925—12127 ppm, возможно связанные с микровключениями ксенотима.
Проведено сопоставление полученных анализов (рис. 4) с цирконом из Хараелахского массива Норильского района по содержанию и характеру распределения REE [23]. В цирконе из Вангской интрузии величина XREE находится в диапазоне 1787—5240 ppm, однако в пяти зернах (анализы 5.1, 6.1, 8.1, 9.1, 11.1) отмечается более низкое содержание REE (XREE = 992—1538 ppm). Характер распределения REE соответствует типичному
спектру распределения нормированных к хондри-ту концентраций REE в цирконе магматического генезиса. Такой циркон характеризуется крутым подъемом линии распределения от La к Lu с положительной Ce- и отрицательной Eu-аномалиями. Отклонения от стандартного распределения REE в цирконе свидетельствуют об изменениях в среде кристаллизации и могут быть использованы для расшифровки условий роста циркона. В зерне с анализом 1.1 аномально высокая величина XREE = 8639 ppm сопровождается высокими содержаниями Y и Nb. Это зерно наиболее обогащено легкими лантаноидами XLREE = 1329 ppm, в то время как в 12 других зернах среднее значение XLREE = 48,9 ppm. Кроме того, в зерне с анализом 1.1 отмечается снижение величины Ce/Ce* до 4,8. Обогащение LREE с уменьшением Ce-аномалии характерно для гидротермального циркона [20], поэтому можно полагать, что
кристаллизация этого зерна происходила в условиях обогащения расплава водным флюидом.
Для нормального магматического циркона обычно величина отношения (Yb/Gd)N = 23 [18]. В изученном цирконе отмечается более плоская структура распределения HREE. В цирконе с точкой 1.1 величина отношения (Yb/Gd)N = 1,15, в остальных — в среднем 8,2. Низкие величины (Yb/Gd)N = 7,2—9,7 отмечались для мантийных пород, в частности для кимберлитового циркона [19]. Возможно, это результат плавления базальтового источника на большой глубине в области стабильности граната, когда происходило деплетирование расплава Gd, накапливающегося в реститовом гранате.
В большинстве случаев отмечается типичная для магматического циркона континентальных обстановок величина отношения (Sm/La)N ~ 60—550 [18], однако в зернах с анализами 12.1 и 13.1 со слабопроявленными Eu-минимумами величина (Sm/La)N = 26—45, что несколько ниже типовой в результате обогащения расплава La 1,71—2,52 ppm.
Отчетливо проявлена обратная корреляция Hf и Ti, указывающая на фракционирование расплава [18]. Зерна с минимальным содержанием Hf 9330—9857 ppm имеют наиболее высокие концентрации Ti 36,8—68,2 ppm и, как следствие, (TTiZir) [29] в основном > 900 °C. Зерна с высокой концентрацией Hf 11035—12235 ppm (анализы 1.1, 2.1, 5.1, 11.1) содержат меньше титана, что соответствует TTiZir = 847—912 °C, то есть эти зерна кристаллизовались в более эволюционированном низкотемпературном расплаве с низким содержанием Ti, Th, U и Li (табл. 2). По результатам датирования 13 зерен циркона из Вангской интрузии (табл. 3, рис. 5), конкордантное значение возраста составило 248 ± 2 млн лет при низкой величине СКВО и высокой степени конкордантности, что указывает на высокую надежность полученного результата. Полученное значение возраста рассматривается как результат кристаллизации Ванг-ской интрузии в раннем триасе.
Циркон из пегматоидных габбродолеритов в интрузии Ёкче (пр. 1786-1 на рис. 5) прозрачный бесцветный, зерна изометрические и удлиненно-призматические уплощенные размером 50—200 мкм, КУ = 1—7. В CL циркон почти черный с пятнистой зональностью, в центральных частях зерен — метамиктный. Он часто содержит остроугольные включения, окруженные светлыми иногда яркими в CL оторочками. В ряде случаев тонкое яркое свечение проявлено вдоль ограничений кристаллов. Низкие содержания Th 585—911 ppm в точках 1.1 и 16.1 дают низкие отношение Th/U 0,79, остальные 14 анализов показали среднее содержание Th 4765, U 2755 ppm, отношение Th/U = 1,73. Значительно варьирует Eu-минимум Eu/Eu* = 0,06—0,33. Иногда он уменьшается до 0,45—0,90 и одновременно уменьшается Ce-аномалия, что указывает на кристаллизацию этого циркона в более восстановительных условиях, чем остальных, или его
рост происходил до кристаллизации плагиоклаза в расплаве. Возможно, это циркон наиболее раннего этапа кристаллизации.
В ряде анализов наблюдаются повышенное содержание Ca 108—3649 ppm и высокие концентрации P, достигающие 2977 ppm, коррелирующие с высоким содержанием Y 23634 ppm, что, вероятно, связано с микровключениями кальцита и ксенотима в цирконе.
По величине XREE = 2806—11985 и характеру распределения основная часть циркона сопоставима с цирконом из Хараелахского массива Норильского района. Однако выделяется группа из 5 зерен (рис. 4, в) с более низкой величиной XREE = 1143—2155 ppm. При этом отсутствует обогащение LREE с уменьшением Ce-аномалии, характерное для гидротермального циркона [20]. Наоборот, наиболее низкие отношения Ce/Ce* = 3,5—9,1 фиксируются при XLREE = = 47,6—73,7 ppm, в то время как при отношениях Ce/Ce* = 10,1-66,6 величина XLREE = 133— 408 ppm. Увеличение Се-аномалии указывает на усиление окислительных условий, то есть в более окислительных условиях увеличивается концентрация LREE.
Величина (Yb/Gd)N = 10,2—22,6, среднее 13,8, что заметно выше, чем в цирконе Вангской интрузии, но все равно ниже, чем в типовом магматическом цирконе [18]. Величина TTiZir колеблется от 730 до 1085 °C, но если исключить крайние значения, то в среднем составляет 811 °C, т. е. существенно ниже, чем в цирконе Вангской интрузии. Низкие концентрации Ti коррелиру-ются с низким содержанием Hf, что указывает на отсутствие фракционирования расплава.
По результатам датирования 16 зерен циркона из пегматоидных габбродолеритов интрузии Ёкче конкордантый возраст составил 241 ± 2 млн лет (табл. 3, рис. 5), что соответствует среднему триасу. Полученное значение возраста характеризуется низким СКВО 0,021 и высокой степенью конкордантности 0,89, что свидетельствует о его надежности.
Циркон из жильных долеритов интрузии Переломной (пр. 1790 на рис. 5) представлен идиоморф-ными прозрачными кристаллами и их обломками бледно-желтого цвета. Длина зерен 50—150 мкм, коэффициент удлинения 1—4. В CL зерна обладают слабым свечением, у некоторых кристаллов центральные части яркие (зерна с анализами 7.1, 4.1, 5.1). Циркон характеризуется высоким содержанием U 1057—5070, Th 2064—11891 ppm и отношением Th/U = 1,73—3,56, что свойственно циркону из основных пород. По результатам U-Pb датирования восьми зерен (табл. 3) получен кон-кордантный возраст 230 ± 3 млн лет (рис. 5), соответствующий позднему триасу. Он рассматривается как время кристаллизации расплава в жилах долеритов в интрузии Переломной. Учитывая, что жилы долеритов по геохимии не отличаются от вмещающих долеритов, позднетриасовый возраст может быть принят для интрузии Переломной в целом.
Таблица 3
Результаты U-Pb анализов (SHRIMP II) циркона из интрузивных траппов
Точка анализа
-обРЬс
%
U, ppm
Th, ppm
:3:Th/:3SU
206рь* ppm
Возраст :o6Pb/:3SU, млн лет
Возраст :07Pb/:06Pb,
D, %
(1) :3SU/:o6Pb
+ %
(1)
207 p-jj* ^206 p^*
+ %
(i)
:07Pb*/:35U
+ %
(1)
+ %
Rlio
Пр. 1729-1 — плагиодолериты
1.1 0,13 624 462 0,76 21,2 250 ± 5 234 ± 44 -7 25,3 2,0 0,051 1,9 0,28 2,7 0,040 2,0 0,7
2.1 0,23 2 232 1 731 0,80 76,2 251 ± 4 276 ± 25 +9 25,2 1,6 0,052 1,1 0,28 2,0 0,040 1,6 0,8
3.1 0,01 3 467 9 443 2,81 118 251 ± 3 263 ± 16 +5 25,2 1,3 0,051 0,7 0,28 1,4 0,040 1,3 0,9
4.1 — 2 087 3 696 1,83 69 243 ± 3 273 ± 24 + 11 26,0 1,1 0,052 1,0 0,27 1,5 0,038 1,1 0,7
5.1 — 765 1 219 1,65 25,4 244 ± 3 239 ± 35 -2 25,9 1,1 0,051 1,5 0,27 1,8 0,039 1,1 0,6
6.1 — 274 306 1,15 9,24 248 ± 3 281 ± 60 + 12 25,5 1,1 0,052 2,6 0,28 2,8 0,039 1,1 0,4
7.1 0,32 671 813 1,25 22 242 ± 3 246 ± 49 +2 26,2 1,1 0,051 2,1 0,27 2,4 0,038 1,1 0,4
8.1 0,10 749 1 402 1,93 25 245 ± 6 207 ± 39 -19 25,8 2,4 0,050 1,7 0,27 2,9 0,039 2,4 0,8
9.1 0,06 1 909 4 227 2,29 63,9 246 ± 3 218 ± 23 -13 25,7 1,4 0,051 1,0 0,27 1,7 0,039 1,4 0,8
10.1 0,16 2 351 3 660 1,61 79,9 250 ± 2 208 ± 22 -21 25,3 1,0 0,050 1,0 0,27 1,4 0,040 1,0 0,7
11.1 — 161 151 0,97 5,52 252 ± 3 348 ± 110 +28 25,1 1,3 0,053 4,9 0,29 5,0 0,040 1,3 0,2
12.1 0,12 4 476 И 654 2,69 151 248 ± 3 266 ± 15 +7 25,5 1,3 0,052 0,7 0,28 1,5 0,039 1,3 0,9
13.1 0,02 3 955 3 083 0,81 134 249 ± 2 231 ± 14 -8 25,4 1,0 0,051 0,6 0,28 1,2 0,039 1,0 0,8
Пр. 1786-1 — пегматоидные габбродолериты
1.1 0,06 291 200 0,71 9,48 240 ± 3 362 ± 53 34 26,4 1,4 0,054 2,3 0,28 2,7 0,038 1,4 0,5
2.1 0,31 1 734 3 121 1,86 57,2 243 ± 2 189 ± 31 -29 26,0 1,0 0,050 1,3 0,26 1,7 0,038 1,0 0,6
3.1 0,09 4 640 9 592 2,14 155 246 ± 2 259 ± 15 5 25,7 1,0 0,051 0,6 0,28 1,2 0,039 1,0 0,8
4.1 0,03 4 832 9 772 2,09 159 242 ± 2 227 ± 14 -7 26,2 1,0 0,051 0,6 0,27 1,2 0,038 1,0 0,8
5.1 0,05 1 146 1 444 1,30 37,2 236 ± 2 244 ± 29 2 26,5 1,0 0,051 1,3 0,27 1,6 0,038 1,0 0,6
6.1 — 2 900 5 985 2,13 93,3 237 ± 2 256 ± 17 8 26,7 1,0 0,051 0,7 0,27 1,2 0,037 1,0 0,8
7.1 — 1 395 2 120 1,57 44,9 237 ± 2 244 ± 24 3 26,7 1,0 0,051 1,1 0,26 1,4 0,037 1,0 0,7
8.1 0,18 1 431 6 481 4,68 46,2 238 ± 3 199 ± 30 -20 26,6 1,4 0,050 1,3 0,26 1,9 0,038 1,4 0,7
9.1 0,26 1 573 3 079 2,02 51,1 239 ± 3 218 ± 31 -10 26,4 1,3 0,051 1,3 0,26 1,8 0,038 1,3 0,7
10.1 0,92 546 840 1,59 17,7 239 ± 2 174 ± 80 -38 26,5 1,1 0,050 3,4 0,26 3,6 0,038 1,1 0,3
11.1 0,19 359 442 1,27 11,5 237 ± 3 279 ± 55 16 26,7 1,1 0,052 2,4 0,27 2,7 0,037 1,1 0,4
12.1 — 2 357 4 551 1,99 77,1 241 ± 2 272 ± 19 12 26,3 1,0 0,052 0,8 0,27 1,3 0,038 1,0 0,8
13.1 0,66 799 1 157 1,50 26,2 242 ± 3 230 ± 62 -5 26,1 1,2 0,051 2,7 0,27 2,9 0,038 1,2 0,4
14.1 — 4 278 14 333 3,46 143 246 ± 2 249 ± 14 1 25,7 1,0 0,051 0,6 0,27 1,2 0,039 1,0 0,8
15.1 0,10 2 763 7 744 2,90 91,0 243 ± 3 199 ± 20 -22 26,1 1,3 0,050 0,9 0,26 1,6 0,038 1,3 0,8
16.1 — 854 920 1,11 27,4 237 ± 2 259 ± 39 9 26,7 1,0 0,051 1,7 0,27 2,0 0,037 1,0 0,5
Пр. 1790 — долериты
1.1 0,02 3 635 10 927 3,11 115 232 ± 3 252 ± 26 9 27,3 1,5 0,05125 1,2 0,2592 1,9 0,037 1,5 0,8
2.1 0,00 2 014 3 628 1,86 64 234 ± 4 214 ± 34 -9 27,1 1,6 0,0504 1,4 0,2569 2,1 0,037 1,6 0,7
3.1 2,42 3 191 9 318 3,02 102 229 ± 4 250 ± 310 9 27,6 1,7 0,0512 13 0,256 14 0,036 1,7 0,1
4.1 0,15 1 274 3 378 2,74 39,4 228 ± 4 207 ± 52 -9 27,8 1,6 0,0503 2,2 0,249 2,7 0,036 1,6 0,6
5.1 0,10 1 057 2 064 2,02 33,6 234 ± 4 223 ± 52 -5 27,1 1,6 0,0506 2,3 0,2577 2,8 0,037 1,6 0,6
6.1 0,00 5 070 8 474 1,73 160 232 ± 3 205 ± 25 -12 27,2 1,5 0,05022 0,9 0,2543 1,8 0,037 1,5 0,9
ОО Г-- о" о" о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~
ОиО-Н-НО^иОООО^^Г^ГО
0,036 0,036 77777877777778 33333333333333 оооооооооооооо о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ 0~
СЛ № -НГЦ -н -н гц гп гц гц гц -н -н гц гц гц ^ -н
0,25 0,2486 66567756666657 гцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгц о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ 0~
-н р~ -н -н -ч -н -н гц 0~ -н -н -н -н ^ 0~
0,05057 0,05021 90911291110181 О^ О СЭ О^ 0„ 0„ 0„ 0„ 0„ 0„ 0„ 0„ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ о~ 0~
ио чо
оч оч г—"* г-'' 22 к & 5 чо чо чо чо чо р^ чо чо чо чо ^ гцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгцгц н
2 10 ч о Н [^гцчо^чо^оослиочоо-ноогц « гцгцгц + -н-н1л + -н-нгц + гц + о 111++1++1-Г £
221 ± 26 205 ± 39 31 & с
227 ± 3 227 ± 4 2 3 2 2 2 4 3 2 2 2 43 3 2 +1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 + 1 чо ю т с-- сл ю ГЧ СП с-- с-- ю о 33333333333334 22222222222222
6 2 ^ о^^ со' с^^ ч^^ ч^^ ч^^ иЧ' ^ ЮЮГЧ-НГЧГЧГЧСЛГЧСОСО^ЧО^4
68 ГП ГЦ 41168592816407
11 891 4 444 61917178968256 ГЧГЧЧОС^ООГЧ-НГЧСОС^ЧООЧО-Н ЧОО СЛ ЧО С—• чогч ООЧОСЛ-н^ГЧО^Г сог-- -н-нгч ^ —н с— -ни'^ о
3 450 1 652 72487607506583 СОООЮСЛСЧ-нСЛГ-^ЮСЛООООСЛ оочо ЧО^ООООГ-^СЛ ООСЛО-^ГЧСО 11 2 1 1 3
00 -НОСФОССМ^^О^ сл чосо ^ сэ с^^ с^^ с^^ с^^ с^^ с^^ с^^ с^^ с^^ ^ с^4
-н гц -НГЧСО^ЮЧОС^ООСЛ-Н-Н-Н-Н-Н
=
и &
о С
а л
о м
Ё
к •е •е
о м
о
1 сц
£ К
4 Й
I
а
о К
о л
я
I
н о и к
I а
§ &1
л о
и 3
(и М
К Й
^ &
И К
0
« я
1 £
ч к л
к §
■О Рн
н
я ¡3
Л и
Циркон из троктолит-долеритов интрузии Дегали (пр. 3031 на рис. 5) представлен идиоморф-ными бесцветными прозрачными кристаллами и их обломками, по удлинению достигающими 100—180 мкм, КУ 1,5—3. В ^ циркон темный или слабого свечения, заметна слабовыраженная грубая концентрическая зональность в зернах с анализами 2.1, 7.1, 9.1, 10.1. Внутри зерен с анализами 2.1 и 6.1 содержатся черные участки, окруженные границей с ярким свечением. Наблюдаются относительно высокие и ровные содержания и 1710 и та 3795 ррт, пониженные в сером цирконе (анализы 3.1 и 13.1). Высокая средняя величина отношения та/и = 2,29 характерна для циркона из основных пород. Преобладает высокое содержание Н, среднее по 12 анализам 12422 ррт. Низкое содержание Н 8889—9592 ррт в зернах с анализами 7.1 и 9.1 сочетается с пониженным отношением та/и = 1,12—1,49. Высокие концентрации Р 568—2721 ррт коррелируются с высоким содержанием Y 5906—22886 ррт, видимо, в цирконе присутствуют микровключения ксенотима.
Спайдерграммы циркона интрузии Дегали (рис. 4, г) совпадают с полем циркона из Хараелах-ского массива, но при этом имеют более глубокий Еи-минимум (Еи/Еи* = 0,04—0,20) и значительные колебания ЖЕЕ = 3024—11420 ррт. Средняя величина (Yb/Gd)N = 15,8 немного выше, чем в остальных пробах. Температура кристаллизации циркона (Т/^ в диапазоне 704—837 °С, среднее 753 °С) наиболее низкая по сравнению с остальными изученными цирконами. Конкордантный и-РЬ возраст циркона по 14 анализам составил 235 ± 1 млн лет (рис. 5). Он имеет очень низкое СКВО и высокую степень конкордантности, что позволяет с уверенностью говорить о позднетриа-совом возрасте кристаллизации пород интрузии Дегали.
Изотопный состав Sr и Ш в породах в разной степени обогащен радиогенными изотопами. Величина отношения 14^т/144№ (табл. 4) во всех породах превышает хондритовое значение 0,16, что делает невозможным определить Nd-модельный возраст протолитов пород. Расчет величин £ш(Т) и е8г(Т) на возраст установленного в них циркона показывает, что значения £ш(Т) варьируют от —0,4 до +1,9 и примерно соответствуют среднему составу Земли. Вариации величин 8^г/8^г = 0,706177-0,708470 вполне сопоставимы с низкокалиевыми толеитами Сибирской платформы (8^г/8^г = 0,705-0,707) [1]. Характерна обогащенность пород радиогенным стронцием, особенно пегматоидных габбродоле-ритов интрузии Ёкче (8ет(Т) = 55), что может объясняться присутствием в составе магм корового компонента.
Lu-Hf система изучена только в 11 зернах циркона, так как в большинстве случаев размер зерен оказался меньше диаметра лазерного пучка (50-70 мкм), используемого при лазерной абляции ^А ICPMS). Подходящие по размеру зерна циркона были проанализированы
Изотопный состав Nd и Sr
Металлогения Таблица 4
Номер пробы Возраст, млн лет Sm, ppm Nd, ppm 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd eNd(T) Rb, ppm Sr, ppm 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr eSr(T)
1729-1 248 2,04 7,07 0,1746 0,512701 1,9 9,998 350,0 0,0826 0,706919 34,3
1786-1 241 9,98 33,59 0,1795 0,512588 -0,4 17,34 456,1 0,1099 0,708470 55,0
1789 230 4,79 17,04 0,1700 0,512605 -0,6 15,20 238,1 0,1845 0,706191 19,24
3031 235 2,85 10,23 0,1685 0,512617 0,4 10,98 197,5 0,1607 0,706177 20,1
Примечание. Номера проб в таблице соответствуют номерам проб на рис. 1 и в табл. 1.
Таблица 5
Изотопный Lu-Hf состав циркона
Номера точек анализа T, млн лет (по данным SHRIMP II) 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf ± g eHf(T) ± 2g
1786-1 3.1 246 0,1371 0,008913 0,282922 0,000100 9,3 3,5
1786-1 4.1 227 0,1721 0,013816 0,283659 0,000144 34,3 5,0
1786-1 5.1 239 0,0985 0,005983 0,283376 0,000064 25,7 2,2
1786-1 7.1 237 0,0285 0,001522 0,282858 0,000047 8,0 1,6
1786-1 9.1 239 0,1595 0,010366 0,283600 0,000144 32,9 5,0
1786-1 12.1 241 0,2300 0,016155 0,284106 0,000255 49,9 8,9
1786-1 16.1 237 0,1123 0,008426 0,283104 0,000081 15,6 2,8
3031 1.1 236 0,0667 0,003985 0,283146 0,000043 17,8 1,4
3031 2.1 235 0,1480 0,006814 0,283390 0,000111 26,0 3,9
3031 9.1 232 0,0789 0,003874 0,283388 0,000051 26,3 1,7
3031 10.1 233 0,0698 0,004846 0,283071 0,000047 15,0 1,6
из пегматоидных габбродолеритов интрузии Ёкче (пр. 1786-1) и троктолит-долеритов Дегалинской интрузии (пр. 3031, табл. 5). Содержание REE в цирконах оказалось выше, чем в используемых цирконовых стандартах: 175Yb/177Hf = 0,000580,049; 176Lu/177Hf = 0,000015-0,0018, вследствие чего получена высокая погрешность результатов. В связи с существенным превышением содержания REE в стандартах, приемлемые результаты
получены только по трем анализам: 1786-1_7.1,
3031_1.1 и 3031_10.1. При расчете на U-Pb возраст
циркон с минимальным содержанием REE характеризуется величиной eHf (T) = +8...+15, соответствующей деплетированной мантии. В связи с малочисленностью корректных анализов Lu-Hf изотопной системы могут быть сделаны только предварительные заключения. Модельный возраст THf(DM) циркона из пегматоидных габбродолеритов интрузии Ёкче в двух случаях
Рис. 5. Катодолюминесцентные изображения и U-Pb возраст циркона
Белыми окружностями обозначены аналитические кратеры, цифры соответствуют номерам анализов в табл. 2 и 3. Диаметр кратера везде составляет 20-30 мкм. На диаграммах: N - количество анализов, пунктирные эллипсы - результаты частных анализов, жирные сплошные эллипсы соответствуют конкордантному значению, а номера проб - 1729-1 - Вангская интрузия, 1786-1 -интрузия Ёкче, 1790 - интрузия Переломная, 3031 - интрузия Дегали
позднерифейский и составляет 0,57-0,59 млрд лет. В одном случае (циркон с анализом 16.1) ТН(<РМ) = 0,26 млрд лет соответствует пермскому периоду. Для циркона из троктолит-долери-тов Дегалинской интрузии величина ТН(<РМ) = = 0,29 млн лет - также соответствует перми. Сочетание цирконов с позднерифейским и пермским модельным возрастами ТН(фМ) и величинами £щ(Т) = +8...+15, вероятно, результат плавления смешанного мантийного источника, содержащего компоненты как рифейской депле-тированной мантии Палеоазиатского океана, так и пермского плюмового источника.
Обсуждение результатов. Циркон в интрузивных траппах встречается редко и обычно его присутствие воспринимается с недоверием. Для извлечения циркона были отобраны и проанализированы десятки проб интрузивных пород, прежде чем был получен положительный результат по четырем пробам, рассмотренным выше. Циркон из всех трапповых интрузий однотипный, что хорошо видно на ^-изображениях рис. 5, но при этом существенно отличается по и-РЬ изотопному возрасту. Отмечаются следующие общие признаки для циркона из трапповых интрузий. Преобладающий D-тип кристаллов [25] показателен для щелочных пород и высокотемпературных условий кристаллизации. Высокая величина та/и отношения характерна для циркона из основных пород. Почти постоянно наблюдается
прямая корреляция высоких содержаний P и Y в цирконе. Возможно, это связано с контаминацией фосфатсодержащих или глинистых пород, предполагающейся для интрузий Норильского района [5]. В изученных цирконах преобладает высокое содержание REE, что также характерно для мафит-ультрамафитовых интрузий Норильского района: XREE достигает 38 500 ppm в интрузиве Норильск-1, 20 900 ppm — в Талнах-ском и 15 500 ppm в Хараелахском интрузивах [5]. Графики распределения REE в изученных нами трапповых интрузиях соответствуют магматическому типу и подобны циркону их Хараелахского массива. Величина аномалии Се в цирконе возрастает с увеличением фугитивности кислорода в расплаве и при снижении температуры [20]. В большинстве изученных цирконов наблюдается хорошо выраженная положительная аномалия Ce, указывающая на окислительные условия при кристаллизации циркона. Однако ее редуцированность в отдельных цирконах из пегматоид-ных габбродолеритов интрузии Ёкче (пр. 1786-1) указывает на восстановительные условия. Отрицательная аномалия Eu почти во всех цирконах предполагает, что вместе с цирконом кристаллизовался плагиоклаз.
Возрастание содержаний Th, U и REE свидетельствует о кристаллизации циркона на поздних стадиях магматического процесса или в пегма-тоидных обособлениях, обогащенных летучими. Высокие содержания Th и U в изученных цирконах в сочетании с высоким Th/U отношением предполагают кристаллизацию из остаточного расплава, в котором эти элементы накапливались. В эту схему не вписывается циркон из троктолит-долеритов интрузии Дегали с высоким содержанием U 1710 и Th 3795 ppm и отношением Th/U = 2,29. К тому же этот циркон имеет наиболее низкую температуру кристаллизации ~753 °C. По данным предшественников, в Дега-линской интрузии происходила наиболее глубокая дифференциация расплава от троктолит-долеритов до кварцевых диоритов. Возможно, Дегалинский интрузив многофазный, и изученные нами троктолит-долериты представляют более позднюю фазу основного состава, контами-нированную цирконом из кварцево-диоритовых дифференциатов.
Отметим различия в спектрах распределения REE Вангских плагиодолеритов и пегматоидных жил в других интрузиях (рис. 3). В Вангской интрузии плагиодолериты — результат гравитационной дифференциации и расслоения магмы, в ходе которого вблизи кровли накопился более легкий обогащенный плагиоклазом расплав (анортозитовый тренд), но обедненный REE. В отличие от плагиодолеритов Вангской интрузии, в пегматоидных жилах и обособлениях кристаллизовался остаточный расплав, отделившийся при застывании основного объема магмы и обогащенный летучими U, Th и REE. Поэтому пегматоидные обособления обычно имеют более высокое содержание REE по сравнению
с вмещающими породами. Это не относится к жилам долеритов (не пегматоидным) в интрузии Переломной, которые по геохимии практически не отличаются от вмещающих габбродоле-ритов. Следовательно, рост циркона происходил в процессе кристаллизации остаточного расплава, обогащенного летучими компонентами с образованием пегматоидных обособлений.
Высокое содержание REE в цирконе приводит к высокому отношению 176Lu/177Hf и сильно затрудняет интерпретацию результатов изучения Lu-Hf изотопной системы. Высокое отношение 176Lu/177Hf отмечается также для промышлен-но-рудоносных интрузивов Норильского района и связано с контаминацией фосфатсодержащих или глинистых пород [5]. Тем не менее по единичным анализам с минимальным содержанием REE установлены величины eHf(T) = +8...+15, соответствующие деплетированной мантии. Следует отметить, что для продуктивных интрузивов Норильского района также характерна высокая величина eHf(T) = +8,2 ± 1,8, в то время как Нижнеталнахский малорудный интрузив отличается близкими к нулевым значениями eHf(T) [5]. По предварительным данным Lu-Hf изотопной системы, в цирконах магматический источник трапповых интрузий был гетерогенным. Он включал компоненты рифейской деплетированной мантии, признаками которой являются высокие величины eHf(T) = +8...+15 и позднерифейский модельный возраст THf(DM) = 0,57—0,59 млрд лет. Эти значения могут указывать на деплетиро-ванную мантию Палеоазиатского океана. Однако отдельные значения THf(DM) = 0,26—0,29 млрд лет указывают на возможное участие в источнике и более молодого, вероятно плюмового, компонента.
Согласно классификации трапповых интрузий [6], изученные массивы относятся к после-лавовым фазам. Однако проблематично определение их принадлежности к конкретным комплексам серийной легенды ГГК-1000/3, по которым нет надежных изотопных датировок. Раннетриасовая интрузия Ванга (248 ± 2 млн лет) с определенной долей условности относится нами к курейскому комплексу, хотя точный возраст петротипа курейского комплекса не известен. Среднетриасовая интрузия Ёкче (241 ± 2 млн лет), сложенная преимущественно пойкилоофитовыми долеритами, возможно, относится к катангскому комплексу. Интрузия Дегали могла бы относиться к норильскому комплексу в понимании [6], однако она значительно моложе интрузий Норильского района [5]. По возрасту циркона интрузии Переломная (230 ± ± 3 млн лет) и Дегали (235 ± 1 млн лет) наиболее близки и могут относиться к одному позднетриа-совому комплексу.
Импульс магматизма на границе среднего и позднего триаса, возможно, не относится к собственно трапповому этапу, если его ограничивать временем прекращения лавововых излияний. В Норильском районе в близком
возрастном диапазоне происходило формирование Болгохтохской сиенит-граносиенитовой интрузии, на севере и востоке Сибирской платформы — блуднинского комплекса трахидолери-тового, ланктохотского габбро-диорит-сиенитового, на Таймыре — дябякатаринского плагиовер-лит-габбродолеритового и восточнотаймырского монцогаббродолерит-диорит-граносиенитового комплексов. Возможно, что в южных областях траппового магматизма с умереннощелочными интрузиями северных районов коррелируется умереннощелочной тычанский комплекс, но его радиологический возраст пока надежно не установлен. Однако в отличие от этих комплексов преимущественно с отчетливо выраженным умереннощелочным уклоном изученные нами средне-позднетриасовые интрузии имеют нормальную щелочность и по геохимическим характеристикам неотличимы от обычных трапповых интрузий. В частности, Дегалинскую интрузию на основании ее высокой магнезиально-сти, дифференцированности и сопутствующей сульфидной минерализации обычно относили к курейскому троктолит-долеритовому комплексу, однако U-Pb возраст циркона Дегалинской интрузии указывает на позднетриасовое время кристаллизации расплава.
Заключение. Изученные интрузивные массивы основного состава в западной части Тунгусской синеклизы характеризуются нормальным типом щелочности, два массива (Вангский и Дегали) имеют повышенную магнезиальность и содержат сульфидную минерализацию. Среднее содержание в породах REE около 63 ppm, снижается до 35,79 ppm в плагиодолеритах Вангской интрузии и возрастает до 220,64 ppm в пегматоидных долеритах интрузии Ёкче. Вангская интрузия отличается от других графиками распределения с выпуклой структурой HREE, что, вероятно, связано с характером магматического источника. Наиболее благоприятные условия для образования циркона в долеритовых интрузиях возникают при кристаллизации лейкократовых горизонтов в кровле расслоенных интрузий, а также пегматоидных обособлений и жил. Результаты датирования цирконов из интрузивных массивов в западной части Тунгусской синеклизы свидетельствуют о продолжительности базитового магматизма не менее 20 млн лет (от раннего до позднего триаса). Морфологические, изотопно-геохимические характеристики цирконов не вызывают сомнений в их принадлежности к породам изученных интрузий основных пород. Несмотря на широкий возрастной диапазон формирования, циркон из интрузий однотипный, имеет признаки циркона из основных пород и во многом сходен с цирконом из мафит-уль-трамафитовых интрузий Норильского района. Характерно высокое содержание REE в цирконе, что затрудняет интерпретацию результатов изучения Lu-Hf изотопной системы. По предварительным данным, изотопная Lu-Hf система
циркона свидетельствует о деплетированном мантийном источнике (еН({Т) = +8...+15) и двух группах модельных возрастов ТН(фМ): 0,570,59 и 0,26-0,29 млрд лет. В качестве источника рассматриваемых магматитов предполагается плавление рифейской деплетированной мантии Палеоазиатского океана под воздействием пермского плюма.
Работа выполнена при составлении Госгеол-карты РФ м-ба 1 : 1 000 000/3 листа Q-46 - Тутон-чана. Геохимия циркона изучена в рамках Госзадания ИГГД РАН (тема НИР № 0153-2019-0002).
1. Альмухамедов А. И. 87Sr/86Sr изотопия пермотриа-совых базальтов Сибирской платформы и вероятные источники вещества при внутриплитовом магматизме / А. И. Альмухамедов, Г. С. Плюснин, Е. А. Альмухамедов, В. В. Золотухин, В. М. Николаев, С. В. Кузнецова, Г. П. Сандимирова // Геология и геофизика. 1992. — Т. 33, № 7. - С. 48-60.
2. Альмухамедов А. И., Медведев А. Я., Золотухин В. В. Вещественная эволюция пермотриасовых базальтов Сибирской платформы во времени и пространстве // Петрология. - 2004. - Т. 12, № 4. - С. 339-353.
3. Добрецов Н. Л. Термохимическая модель мантийных плюмов Евразии как основа для выявления закономерностей формирования и прогноза месторождений благородных, цветных и редких металлов / Н. Л. Добрецов, А. С. Борисенко, А. Э. Изох, С. М. Жмодик // Геология и геофизика. - 2010. - № 9. - С. 1159-1187.
4. Иванов А. В. Внутриконтинентальный базальтовый магматизм (на примере мезозоя и кайнозоя Сибири): Автореф. доктора геол.-минерал. наук. - Иркутск, 2011. - 36с.
5. Изотопная геология Норильских месторождений. -СПб.: ВСЕГЕИ, 2017. - 348 с.
6. Лурье М. Л., Масайтис В. Л., Полунина Л. А. Интрузивные траппы западной окраины Сибирской платформы // Петрография Восточной Сибири. Т. 1: Сибирская платформа и ее северное обрамление. - М.: АН СССР, 1962. - С. 5-70.
7. Петров О. В. Первые минералого-геохимические и геохронологические характеристики цирконов из пород интрузива Норильск-1 (Сибирская платформа, Россия) / О. В. Петров, К. Н. Малич, В. В. Дистлер, С. Ф. Слу-женикин, С. С. Шевченко, В. В. Кнауф, Д. И. Мату-ков, Е. Н. Лепехина, С. Л. Пресняков, Е. В. Толмачева, Е. В. Туганова, В. О. Халенев, С. А. Сергеев // Изотопное датирование процессов рудообразования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма: Материалы III Рос. конф. по изотопной геохронологии. Т. 2. - М.: ГЕОС, 2006. - С. 102-104.
8. Скундин В. С. Геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000. Серия Тунгусская. Листы Q-46-XXXV, XXXVI. Объяснительная записка. - М.: ВГФ, 1974. - 98 с.
9. Скундин В. С. Геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000. Серия Тунгусская. Листы Q-46-XXI, XXII. Объяснительная записка. - М.: ВГФ, 1978. - 119 с.
10. Малич К. Н., Баданина И. Ю., Туганова Е. В. Магматическая эволюция ультрамафит-мафитовых интрузивов Норильской провинции (Россия): вещественные и геохронологические данные // Литосфера. - 2010. -№ 5. - С. 37-63.
11. Малич К. Н. Возраст и Hf-Nd изотопия ультра-мафит-мафитовых интрузивов Норильской провинции по данным изучения монацита, бадделеита и циркона в рудоносных и нерудоносных породах / К. Н. Малич, И. Ю. Баданина, В. В. Хиллер, Е. А. Белоусова, С. Н. Бо-
чаров, В. В. Кнауф, С. М. Туганова, А. А. Степашко // Труды ИГГ УрО РАН. - 2014. - Вып. 161. - С. 191-197.
12. Карта геологических формаций чехла Сибирской платформы. Масштаб 1 : 1 500 000 / гл. ред. Н. С. Малич. -Л.: ВСЕГЕИ, 1976.
13. Радько В. А. Фации интрузивного и эффузивного магматизма Норильского района. - СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2016. - 225 с.
14. Федотова А. А., Бибикова Е. В., Симакин С. Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях // Геохимия. - 2008. - № 9. - С. 980-997.
15. Baksi A. K. 40Ar/39Ar ages of flood basalt provinces in Russia and China and their possible link to global faunal extinction events: A cautionary tale regarding alteration and loss of 40Ar // Journal of Asian Earth Sciences. - 2014. -Vol. 84. - P. 118-130
16. Burgess S. D., Bowring S. A. High-precision geochro-nology confirms voluminous magmatism before, during, and after Earth's most severe extinction // Science Advances. -2015. - Vol. 1, N 7. e1500470. doi: 10.1126/sciadv.1500470 (31.05.2019).
17. Griffin W. L., Pearson N. J., Belousova E. et al. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 2000. - Vol. 64. - P. 133-147.
18. Grimes C. B., John B. E., Cheadle M. J. et al. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2009. - Vol. 158, N 6. -Р. 757-783.
19. Hoskin P. W. O., Ireland T. R. Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator // Geology. - 2000. - Vol. 28, N 7. - P. 627-630.
20. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochimica et Cosmochimica Acta. -2005. - Vol. 69. - P. 637-648.
21. Ivanov A. V., He H., Yang L., Nikolaeva I. V., Pa-lesskii S. V. 40Ar/39Ar dating of intrusive magmatism in the Angara-Taseevskaya syncline and its implication for duration of magmatism of Siberian Traps // Journal of Asian Earth Sciences. - 2009. - Vol. 35, N 1. - P. 1-12.
22. Kamo S. L., Czamanske G. K., Krough T E. A minimum U-Pb age for Siberian flood-basalt volcanism // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 1996. - Vol. 60. - P. 35053511.
23. Kamo S. L., Czamanske G. K., Amelin Y., Fedoren-ko V. A., Davis D. W., Trofimov V. R. Rapid eruption of Siberian flood-volcanic rocks and evidence for coincidence with the Permian-Triassic boundary and mass extinction at 251 Ma // Earth and Planetary Science Letters. - 2003. - Vol. 214. -P. 75-91.
24. Malitch K. N., Belousova E. A., Griffin W. L., Badani-na I. Yu., Pearson N. J., Presnyakov S. L., Tuganova E. V. Mag-matic evolution of the ultramafic-mafic Kharaelakh intrusion (Siberian Craton, Russia): insights from trace-element, U-Pb and Hf-isotope data on zircon // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 2010. - Vol. 159. - P. 753-768.
25. Pupin J. P. Zircon and granite petrology // Contributions to Mineralogy and Petrology. - 1980. - Vol. 73. -P. 207-220.
26. Reichow M. K., Pringle M. S., Al'Mukhamedov A. I. et al. The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: implications for the end-Permian environmental crisis // Earth and Planetary Science Letters. -2009. - Vol. 277. - P. 9-20.
27. Renne P. R., Basu A. R. Rapid eruption of the Siberian traps flood basalts at the Permo-Triassic boundary // Science. -1991. - Vol. 253. - P. 176-179.
28. Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic sys-tematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geological Society London Special Publications. - 1989. - N 42. - P. 313-345.
29. Watson E., Harrison T. Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth // Science. — 2005. - Vol. 308. - P. 841-844.
30. Whitney D. L., Evans B. W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // American Mineralogist. — 2010. — Vol. 95. - P. 185-187.
31. Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion-microprobe // Reviews in Economic Geology. - 1998. - Vol. 7. -P. 1-35.
1. Al'mukhamedov A. I., Plyusnin G. S., Al'mu-khamedov E. A., Zolotukhin V. V., Nikolaev V. M., Kuznet-sova S. V., Sandimirova G. P. 87Sr / 86Sr isotopy of Permo-Triassic basalts of the Siberian Platform and probable sources of matter during intraplate magmatism. Geologiya i geofizika. 1992. Vol. 33. No. 7, pp. 48-60. (In Russian).
2. Al'mukhamedov A. I., Medvedev A. Ya., Zolotukhin V. V. Real evolution of Permo-Triassic basalts of the Siberian Platform in time and space. Petrologiya. 2004. Vol. 12. No. 4, pp. 339-353. (In Russian).
3. Dobretsov N. L., Borisenko A. S., Izokh A. E., Zhmodik S. M. Thermochemical model of mantle plumes of Eurasia as a basis for identifying the patterns of formation and forecasting of deposits of noble, non-ferrous and rare metals. Geologiya i geofizika. 2010. No. 9, pp. 1159-1187. (In Russian).
4. Ivanov A. V. Intracontinental basaltic magmatism (on the example of the Mesozoic and Cenozoic of Siberia). Doct. Diss. (Geology). Irkutsk. 2011. 36 p. (In Russian).
5. Izotopnaya geologiya Noril'skikh mestorozhdeniy [Isotope geology of the Norilsk deposits]. St. Petersburg: VSEGEI. 2017. 348 p.
6. Lur'e M. L., Masaytis V. L., Polunina L. A. Intrusive traps of the western margin of the Siberian Platform. Petrography of Eastern Siberia. Vol. 1: Siberian platform and its northern border. Moscow: AN SSSR. 1962. Pp. 5-70. (In Russian).
7. Petrov O. V., Malich K. N., Distler V. V., Sluzheni-kin S. F., Shevchenko S. S., Knauf V. V., Matukov D. I., Lepekhina E. N., Presnyakov S. L., Tolmacheva E. V., Tu-ganova E. V., Khalenev V. O., Sergeev S. A. The first mine-ralogical-geochemical and geochronological characteristics of zircons from rocks of the Norilsk-1 intrusion (Siberian Platform, Russia). Isotopic dating of the processes of ore formation, magmatism, sedimentation and metamorphism: Proceedings of the IIIRussian Conference on Isotope Geochronology. Moscow: GEOS. 2006. Vol. 2. Pp. 102-104. (In Russian).
8. Skundin V. S. Geologicheskaya karta SSSR masshtaba 1 : 200 000. Seriya Tungusskaya. Listy Q-46-XXXV, XXXVI. Ob"yasnitel'naya zapiska [Geological map of the USSR on a scale of 1:200,000. Series Tunguska. Sheets Q-46-XXXV, XXXVI. Explanatory note]. Moscow: VGF. 1974. 98 p.
9. Skundin V. S. Geologicheskaya karta SSSR masshtaba 1 : 200 000. Seriya Tungusskaya. Listy Q-46-XXI, XXII. Ob"yasnitel'naya zapiska [Geological map of the USSR on a scale of 1:200,000. Series Tunguska. Sheets Q-46-XXI, XXII. Explanatory note]. Moscow: VGF. 1978. 119 p.
10. Malich K. N., Badanina I. Yu., Tuganova E. V. Mag-matic evolution of ultramafic-mafic intrusives of the Norilsk province (Russia): material and geochronological data. Litosfera. 2010. No. 5, pp. 37-63. (In Russian).
11. Malich K. N. Badanina I. Yu., Khiller V. V., Belou-sova E. A., Bocharov S. N., Knauf V. V., Tuganova S. M., Stepashko A. A. Age and Hf-Nd isotopy of ultramafic-mafic intrusives of the Norilsk province according to the study of monazite, baddeleyite and zircon in ore-bearing and non-ore-bearing rocks. Transactions of IGG UB RAS. 2014. Iss. 161, pp. 191-197. (In Russian).
12. Karta geologicheskikh formatsiy chekhla Sibirskoy plat-formy. Masshtab 1 : 1 500 000 [Map of geological formations of the Siberian platform cover. Scale 1:1,500,000]. Chief editor N. S. Malich. Leningrad: VSEGEI. 1976.
13. Radko V. A. Fatsii intruzivnogo i effuzivnogo mag-matizma Noril'skogo rayona [Facies of intrusive and effusive magmatism of the Norilsk region]. St. Petersurg: Karfabrika VSEGEI. 2016. 225 p.
14. Fedotova A. A., Bibikova E. V., Simakin S. G. Zircon geochemistry (ion microprobe data) as an indicator of the mineral genesis in geochronological studies. Geokhimiya. 2008. No. 9, pp. 980-997. (In Russian).
15. Baksi, A. K. 2014: 40Ar/39Ar ages of flood basalt provinces in Russia and China and their possible link to global faunal extinction events: A cautionary tale regarding alteration and loss of 40Ar. Journal of Asian Earth Sciences. 84. 118-130.
16. Burgess, S. D., Bowring, S. A. 2015: High-precision geochronology confirms voluminous magmatism before, during, and after Earth's most severe extinction. Science Advances. 28. 1. 7. e1500470, doi: 10.1126/sciadv. 1500470 (31.05.2019).
17. Griffin, W. L., Pearson, N. J., Belousova, E. et al. 2000: The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites. Geochimica et Cosmochimica Acta. 64. 133-147.
18. Grimes, C. B., John, B. E., Cheadle, M. J. et al. 2009: On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere. Contributions to Mineralogy and Petrology. 158. 6. 757-783.
19. Hoskin, P. W. O., Ireland, T. R. 2000: Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator. Geology. 28. N 7. 627-630.
20. Hoskin, P. W. O. 2005: Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta. 69. 637-648.
21. Ivanov, A. V., He, H., Yang, L., Nikolaeva, I. V., Pa-lesskii, S. V. 2009: 40Ar/39Ar dating of intrusive magmatism in the Angara-Taseevskaya syncline and its implication for duration of magmatism of Siberian Traps. Journal of Asian Earth Sciences. 35. 1. 1-12.
22. Kamo, S. L., Czamanske, G. K., Krough, T E. 1996: A minimum U-Pb age for Siberian flood-basalt volcanism. Geochimica et Cosmochimica Acta. 60. 3505—3511.
23. Kamo, S. L., Czamanske, G. K., Amelin, Y., Fedoren-ko, V. A., Davis, D. W., Trofimov, V. R. 2003: Rapid eruption of Siberian flood-volcanic rocks and evidence for coincidence with the Permian—Triassic boundary and mass extinction at 251 Ma. Earth and Planetary Science Letters. 214. 75—91.
24. Malitch, K. N., Belousova, E. A., Griffin, W. L., Badanina, I. Yu., Pearson, N. J., Presnyakov, S. L., Tugano-va, E. V. 2010: Magmatic evolution of the ultramafic-mafic Kharaelakh intrusion (Siberian Craton, Russia): insights from trace-element, U-Pb and Hf-isotope data on zircon. Contributions to Mineralogy and Petrology. 159. 753—768.
25. Pupin, J. P. 1980: Zircon and granite petrology. Contributions to Mineralogy and Petrology. 73. 207—220.
26. Reichow, M. K., Pringle, M. S., Al'Mukhamedov, A. I. et al. 2009: The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: implications for the end-Permian environmental crisis. Earth and Planetary Science Letters. 277. 9-20.
27. Renne, P. R., Basu, A. R. 1991: Rapid eruption of the Siberian traps flood basalts at the Permo-Triassic boundary. Science. 253. 176-179.
28. Sun, S., McDonough, W. F. 1989: Chemical and iso-topic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society London Special Publications. 42. 313-345.
29. Watson, E., Harrison, T. 2005: Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth. Science. 308. 841-844.
30. Whitney, D. L., Evans, B. W. 2010: Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist. 95. 185-187.
31. Williams, I. S. 1998: U-Th-Pb geochronology by ionmicroprobe. Reviews in Economic Geology. 7. 1-35.
Гусев Николай Иванович — зав. отделом, ВСЕГЕИ ^ <[email protected]> Сергеева Людмила Юрьевна — вед. инженер, ВСЕГЕИ 1. <[email protected]> Строев Тимофей Сергеевич — вед. инженер, ВСЕГЕИ 1. <[email protected]> Савельев Сергей Олегович — инженер, ВСЕГЕИ 1. <[email protected]> Шарипов Альберт Гизарович — вед. инженер, ВСЕГЕИ1. <[email protected]> Ларионов Александр Николаевич — канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотрудник, ВСЕГЕИ 1.
<[email protected]> Скублов Сергей Геннадьевич — доктор геол.-минерал. наук, гл. науч. сотрудник, Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН). Наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия; профессор, Санкт-Петербургский горный университет (СПГУ). 21-я линия, Васильевский остров, 2, Санкт-Петербург, 199106, Россия. <[email protected]>
Gusev Nikolay Ivanovich — Head of Department, VSEGEI1. <[email protected]> Sergeeva Lyudmila Yur'evna — Leading Engineer, VSEGEI1. <[email protected]> Stroev Timofey Sergeevich — Leading Engineer, VSEGEI1. <[email protected]> Savel'ev Sergey Olegovich — Engineer, VSEGEI1. <[email protected]> Sharipov Albert Gizarovich — Leading Engineer, VSEGEI1. <[email protected]>
Larionov Aleksandr Nikolaevich — Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Lead Researcher, VSEGEI1.
<[email protected]> Skublov Sergey Gennad'evich — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Chief Researcher, RAS Institute of the Precambrian Geology and Geochronology (IPGG RAS). 2 Naberezhnaya Makarova, St. Petersburg, 199034, Russia; Professor, Saint-Petersburg Mining University (SPMU). 2 21st Line, St. Petersburg, 199106, Russia. <[email protected]>
1 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ). Средний пр., 74, Санкт-Петербург, 199106, Россия.
A. P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI). 74 Sredny Prospect, St. Petersburg, 199106, Russia.
