Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Некоторые особенности месторождений cu-мо-порфировой формации и проблемы их изучения изотопными методами 13
1.1 Общие сведения о Cu-Mo-порфировых месторождениях 13
1.2 Изотопно-геохронологический аспект изучения Си-Мо-порфировых месторождений 17
1.3 Изотопно-геохимические аспекты изучения Си-Мо-порфировых месторождений 20
Глава 2. Аналитические методы 25
2.1. Инструментальный нейтронно-активационный анализ 26
2.1.1. Физические принципы активации химических элементов в породах и минералах 26
2.1.2. Погрешности анализа, связанные с неоднородностью нейтронного потока 28
2.1.3. Самопоглощение нейтронов горной породой 29
2.1.4. Особенности измерения в инструментальном нейтронно-активационном анализе 32
2.1.5. Инструментальный нейтронно-активационный анализ хлора с масс-спектрометрическим окончанием 33
2.2.39Аг-40Агметод 36
2.2.1. Основы 40Аг-39Аг метода 38
2.2.1.1. Уравнение для определения возраста 38
2.2.1.2. Процессы диффузии в минерале и температура закрытия К-Аг изотопной системы 39
2.2.2. Источники погрешностей в 39Аг-40Агметоде 41
2.2.2.1. Интерферирующие реакции 41
2.2.2.2. Диагностика неоднородности нейтронного потока в 40Аг-39Аг методе 42
2.2.2.3. Химическая неоднородность стандартов 44
2.2.2.4. Изотопно-геохронологическая неоднородность стандартных образцов
2.2.3. Техника и технология 40Ar/39Ar анализа 52
2.2.4. Форма 40Ar/39Ar - спектров и расчет возраста 55
2.3. Rb-Sr метод 59
2.4. Методы анализа стабильных изотопов углерода и серы
2.4.1. Анализ изотопного состава углерода и кислорода 62
2.4.2. Изотопный анализ серы в сульфатах и сульфидах 63
Глава 3. Изотопно-геохронологические исследования cu-mo-порфировых рудных узлов юга сибири и монголии
3.1.40Аг/39Аг геохронология Аксугского Cu-Мо-порфирового рудного узла (Северо-Восточная Тува) 65
3.1.1 .Общие геологические особенности Аксугского месторождения 65
3.1.2. История геохронологических исследований Аксугского месторождения 69
3.1.3.40Аг/39Аг-датирование магматических и метасоматических образований Аксугского месторождения 71
3.2. Аг/ Аг геохронология магматических и метасоматических событий в Сорском Cu-Мо порфировом рудном узле (Кузнецкий Алатау) 82
3.2.1. Геологические особенности Сорского месторождения 82
3.2.2. Общая характеристика Уйбатского Плутона 84
3.2.3. Геохронологическая изученность палеозойских магматических пород района Кузнецкого Алатау 87
3.2.4.40Аг/39Аг датировки магматических и метасоматических образований Сорского рудного района 91
3.3. Геохронология Cu-Мо порфирового рудного узла Эрдэнэтуин-Обо (Северная Монголия) 107
3.3.1. Геология месторождения Эрдэнэтуин-Обо 107
3.3.2. Геохронология магматических и метасоматических процессов на месторождении Эрдэнэтуин-Обо 113
3.4. Геохронология Шахтаминского Cu-Мо порфирового рудного узла 129
3.4.1. Геология Шахтаминского Cu-Мо-порфирового месторождения 129
3.4.2. Геохронология Шахтаминского Cu-Мо-порфирового месторождения 132
3.4.2.1. Rb-Sr метод 132
3.4.2.2. К-Аг и 40Аг-39Аг методы 139
3.5. Выводы 146
Глава 4. Изотопы стронция В Cu-Mo - порфировых месторождениях Сибири и Монголии 147
4.1. Геохимия изотопов стронция в акцессорных апатитах и титанитах в породах Шахтаминского месторождения 150
4.1.1. Особенности проявления апатита и титанита 150
4.1.2. Изотопный состав стронция апатита 152
4.1.3. Изотопный состав стронция в титанитах 155
4.1.4. Редкоземельные элементы в титанитах 160
4.2. Первичный изотопный состав стронция в породах месторождения Эрдэнэтуин-Обо (Северная Монголия) 166
4.2.1. Изотопы Sr в апатите: месторождение Эрдэнэтуин-Обо 167
4.2.3. Геологические особенности формирования ангидрита 168
4.2.4. Изотопы Sr в ангидрите 170
4.2.5. Редкоземельные элементы в ангидрите 172
4.3. Изотопы стронция апатитов Cu-Mo-порфировых месторождений Цаган-Субурга, Хармагтай (Монголия), Сора, Аксуг, Кызык-Чадр, Жирекен и рудопроявлений Становика (Восточная Сибирь) 175
4.3.1. Краткая геологическая характеристика месторождений Цаган- Субурга, Хармагтай, Сора, Аксуг, Кызык-Чадр, Жирекен и рудопроявлений Становика (Восточная Сибирь) 175
4.3.2. Изотопы стронция в апатитах пород из Cu-Mo-порфировых месторождений 177
4.4 Выводы 185
Глава 5. Изотопы серы В Cu-Mo-порфировых рудно магматических системах сибири и монголии 187
5.1. Общиая характеристика минерализации на месторождениях 187
5.2. Результаты исследования изотопного состава серы
5.2.1. Месторождение Аксуг 190
5.2.2. Месторождение Сора 192
5.2.2.1. Изотопы серы на Сорском месторождении 193
5.2.2.2. Изотопы углерода и стронция в карбонатах 194
5.1.3. Месторождения Цаган-Субурга и Хармагтай 198
5.2.3. Изотопы серы сульфидов и сульфатов на месторождении Эрдэнэтуин- Обо 200
5.2.4. Изотопы серы сульфидов на месторождениях Жирекен и Шахтама 205
5.3.Возможности и ограничения изотопов серы как показателя источника вещества на Cu-МО- порфировых месторождениях 209
5.4. Выводы 216
ГЛАВА 6. Особенности порфировых пород на Си-Мо месторождениях по изотопным данным 218
6.1. Возрастное соотношение вкрапленников и вмещающей массы рудоносных порфиров 218
6.1.1. Геология рудоносных порфиров 229
6.1.2. Вкрапленники порфировых пород 221
6.1.3.40Аг/39Аг геохронология порфировых пород месторождения Жирекен, Култума, Эрдэнэтуин-Обо 223
6.1.4. Изотопно-геохронологическая неоднородность порфировых пород 237
6.2. Временная корреляция эндогенных процессов Си-Мо-порфировых месторождений Центральной Азии с тектоно-метаморфогенно магматическими событиями на континентах 241
6.3. Выводы 249
Заключение 249
Литература
- Изотопно-геохронологический аспект изучения Си-Мо-порфировых месторождений
- Физические принципы активации химических элементов в породах и минералах
- История геохронологических исследований Аксугского месторождения
- Первичный изотопный состав стронция в породах месторождения Эрдэнэтуин-Обо (Северная Монголия)
Введение к работе
Актуальность. На Cu-Mo-порфировые месторождения приходится более 65 % мировых запасов Си и свыше 60% Мо. Большинство из них сформировались в пределах Тихоокеанского и Средиземноморского металлогенического пояса в мезозое и кайнозое. Для палеозоя Cu-Mo-порфировые месторождения менее характерны, но и среди них известны крупные, расположенные в Монголии -Эрдэнэтуин-Обо и другие, в России - Аксуг (Тува), Сора (Кузнецком Алатау), Шахтама, Жирекен, Култума (Забайкалье). Существующие представления о формировании Си-Mo порфировых месторождений во многом базируются на результатах исследования мезо-кайнозойских месторождений в области сочленения океан-континент Северной и Южной Америки: в частности, предложенные в середине прошлого века модели В. Холлистера (диоритовая), Лоуэлла Ж. и Гильберта Ж (монцонитовая), основывающиеся на непосредственной связи порфиров с вмещающими гранитоидами массивов, широко используются и при современных исследованиях [Vanleeuwen et al., 1994, и др.]. При этом не достаточно учтена специфика проявления палеозойских-мезозойских месторождений этого класса в пределах внутриконтинентальных подвижных поясов. Их исследование [Сотников и др., 1988] выявило особенности формирования Cu-Mo-порфировых месторождений, на основе которых предложен вариант модели, базирующейся на принципе петрогенетической автономности порфирового магматизма. Ключевым положением модели является более позднее время внедрения порфиров относительно вмещающего массива.
Повышенное внимание к роли временного фактора при формировании месторождений прослеживается с работ классиков отечественной металлогении: стадии и периоды (этапы) минералообразования [Бетехтин, 1958], последовательность и длительность процессов формирования месторождений [Смирнов, 1970]. Современным продолжением этого вектора являются понятия периода рудоподготовки, предыстории месторождения и рудоносные эпохи в истории формирования месторождений [Лаверов, Винокуров, 1988; Рундквист, 1995, 1997]. Эти последние параметры, ориентированные на более широкое исследование процесса рудообразования, слабо отражены в существующих генетических моделях Cu-Мо порфировых месторождений из-за отсутствия детальных геохронологических и рлзотояных-характеристик, которые
РОС. НАЦИОНАЛЫ л
1 С.Иетер%|>г fa/І
"...относятся к числу главных элементов описания крупных и уникальных месторождений, интенсивно изучаемых во всем мире в целях выявления особенных черт и создания генетических моделей." [Лаверов, Чернышев, Дистлер и др., 2000].
Цель исследования: Отработать методические подходы и комплекс геохронологических, изотопно-геохимических методов и провести исследование палеозойских и мезозойских Си-Мо-порфировых рудных узлов Сибири и Монголии с целью установления временных закономерностей (периодичность магматических и рудно-метасоматических процессов, периода рудоподготовки, предыстории месторождения и рудоносных эпох) и источников вещества в истории формирования месторождений.
Задачи исследования 1) Отработать методологию 40Аг-39Аг и Rb-Sr датирования рудных узлов с акцентом на выявление: а) времени проявления магматических и рудно-метасоматических процессов; б) длительности и периодичности эндогенных процессов, периода рудоподготовки, этапов рудообразования и пострудных процессов; в) возрастной последовательности рудоносного порфирового магматизма (порфировых ритмов); в) временного соотношения вкрапленник-основная масса порфиров. 2) С учетом полихронности эндогенных процессов исследовать закономерности поведения изотопов стронция в акцессорных апатите и титаните для выявления (в сочетании с традиционным изохронным Rb-Sr и 534S методами) источников вещества при формировании месторождений порфирового типа.
Объектом исследования являются Cu-Mo-порфировые рудные узлы и месторождения Центрально-Азиатского орогенного пояса (ЦАОП) в Сибири и Монголии (Сорский, Аксугский, Шахтаминский, Жирекенский, Култуминский, Эрдэнэтский, Хармагтайский, Цаган-Субургинский), временные закономерности их формирования и вещественные (геохронологические и изотопно-геохимические) характеристики рудно-магматических систем (РМС).
Фактический материал и методы исследования: Коллекции предоставлены сотрудниками лаб. рудно-магматических систем ИГ СО РАН, а также отобраны с участием автора на юге Сибири и Востоке России. Работа базируется на изотопно-геохронологических 40Аг-39Аг (92 обр.), Rb-Sr (174 ) данных; методах стабильных - 34S (324), 13С (12 ) изотопов; ИНАА (33). Анализы выполнены автором (40Аг-39Аг, ИНАА), с его участием (Rb-Sr) и под авторским руководством (34S, 13С).
2'
Новизна. Отработаны подходы исследования полихронных Си-Мо- порфировых месторождений комплексом изотопно-геохимических и геохронологических методов.
Впервые проведено масштабное и детальное исследование 40Аг-39Аг методом палеозойских-мезозойских месторождений порфирового типа на территории Сибири и Монголии, позволившие установить несколько эпох развития крупномасштабной Cu-Мо минерализации: девонская - 410-360 млн лет (Сора, Аксуг, Цаган-Субурга); триасовая -240-220 млн лет (Эрдэнэтуин-Обо); средне-позднеюрская 160-150 млн лет (Жирекен и Шахтама).
На основе 40Аг-39Аг данных установлено, что формированию Си-Мо- порфировых месторождений ЦАОП предшествовало длительное (до десятков млн лет) развитие многоимпульсного гранитоидного магматизма и сопровождающего оруденения; порфировый магматизм проявился позже (от единиц до десятков млн. лет) формирования вмещающих интрузивных пород.
Выявлены временные факторы формирования крупных месторождений: а) неоднократное проявление разновозрастных магматических и рудно-метасоматических процессов в относительно ограниченном геологическом пространстве; б) полиритмичное развитие рудоносного порфирового магматизма.
Экспериментально доказана изотопно-геохронологическая неоднородность порфировых интрузивных пород.
Научная и практическая значимость. 1) С учетом специфики развития Cu-Mo-порфировых РМС, продуцирующих крупномасштабное оруденение, отработаны изотопно-геохимические - 4 Аг-39Аг-, ИНАА-, Rb-Sr- методы и разработаны подходы их комплексного (совместно с 534S и 813С методами) применения для исследования проблем рудогенеза.
-
Установленный по геохронологическим данным длительный и многоимпульсный характер магматических и рудно-метасоматических процессов на ограниченных площадях может использоваться в качестве поискового критерия для выявления площадей, перспективных на крупномасштабное Cu-Мо оруденение.
-
Полученные в ходе исследования данные по рудным узлам ЦАОП являются важной составляющей геохронологического и изотопно-геохимического банка данных для территории Сибири и Монголии.
Защищаемые положения: 1) Отработаны методические подходы комплексного применения геохронологического (40Аг-39Аг и Rb-Sr) и
изотопно-геохимического (7Sr/ Sr, S) анализов Cu-Mo-порфировых рудных узлов Сибири и Монголии с учетом специфики их формирования (многоэтапность процессов, их совмещенность в ограниченном геологическом пространстве; присутствие ксеногенного материала в рудоносных порфирах).
-
39Аг-40Аг и Rb-Sr датированием установлено, что: а) в рудных районах формированию Cu-Мо оруденения предшествовала длительная история проявления многоимпульсного магматизма с сопутствующей разномасштабной и разнотипной рудной минерализацией (период рудоподготовки); б) общая продолжительность многоимпульсных эндогенных процессов в рудных узлах составила от ~ 160 (Аксуг) до ~16 (Жирекен) млн лет; в) интервалы между импульсами составляли 15-30 для палеозойских и 5-10 млн. лет для мезозойских рудных узлов; г) наиболее продуктивными металлогеническими эпохами с формированием крупномасштабного Cu-Мо оруденения на территории Сибири и Монголии являются: девонская (Сора, Аксуг), траисовая (Эрдэнэтуин-Обо), позднеюрская (Жирекен, Шахтама, Култума).
-
На основе анализа эволюции изотопов Sr и S в магматических и рудно-метасоматических процессах и геохронологических данных выявлена динамика мантийно-корового взаимодействия при формировании месторождений: для палеозойско-мезозойской группы месторождений (Сора, Аксуг, Эрдэнэтуин-Обо, Жирекен) установлено доминирование мантийного источника, а для мезозойской (Шахтама, Култума) - относительное повышение роли корового вешества.
4) Установлено, что порфировый магматизм на палеозойских и
мезозойских Cu-Мо- месторождениях: а) проявляется позже на
миллионы (до десятков) лет, чем формирование вмещающих
интрузивных породы, что свидетельствует о петрогенетической
автономности рудоносных порфировых комплексов; б) вкрапленники
порфировых пород на 3-6 млн. лет древнее, чем вмещающая их
основная масса, что указывает на изотопно-геохронологическую
неоднородность этих образований; в) время проявления рудоносных
порфиров коррелируется с фазами рифтинга, раскрытия океанов с
соответствующим поступлением мантийного материала в кору.
Апробация. Результаты докладывались на XXIX и XXXII международных конгрессах (Киото, Флоренция); международных конфд «Кристаллогенезис и минералогия» СПб., 2001; им. Гольдшмидта: в 1998 (Тулуза), 2002 (Давос), 2004 г. (Копенгаген); симп. по геохимии изотопов в 1992, 1995, 1998, 2001 г.г., (Москва, ГЕОХИ); Российских
конф. по изотопной геохронологии: в 2000 (Москва) и 2003г. (Санкт-Петербург); конф. IAGOD в 1999 (Лондон), 2004 г., (Владивосток). Материалы работы приведены в ПО публикациях, из которых 45 - в рецензируемых журналах.
Структура и объем работы. Работа состоит из 6 глав, введения, заключения и приложения. В 1-ой главе приведены общие сведения о Cu-Mo-порфировых месторождениях, представления об их формировании. Особое внимание уделено специфике месторождений этого типа, от которой во многом зависят методические подходы исследования и интерпретация результатов. 2-ая глава посвящена используемым аналитическим методикам с акцентированием внимания на их совершенствовании и доработке применительно к Си-Мо-порфировым месторождениям. В 3-ей главе приводятся геохронологические исследования Rb-Sr- и (в основном) 39Аг-40Аг методом довольно крупных Cu-Mo-порфировых месторождений Сибири и Монголии. Выявлению источников вещества Rb-Sr методом посвящена глава 4, а методами стабильных изотопов (34S и 12С) - глава 5. Последняя, 6, глава касается вопросов природы палеозойско-мезозойского порфирового магматизма. В приложении представлены таблицы 40Аг/39Аг данных к б-ой главе. Весь материал изложен на ЪОО страницах, включая 29 табл. и 59 рисунков.
Изотопно-геохронологический аспект изучения Си-Мо-порфировых месторождений
С выходом работы Клаудио Аллегре стали широко использоваться представления о резервуарах Земли, различающихся изотопными составами Sr, Nd, Os, Pb, S и т.д. [Allegre, 1987], в том числе и для решения вопросов металлогении [Mathur, 2000; Пушкарев, 1997; Костицин, 2002; Коваленко и др. 2004 и др.]. Си-Мо-порфировые рудно-магматические системы в связи с достаточно хорошей геолого-геохимической и физико-химической изученностью продуцируемых ими месторождений в целом являются благоприятным объектом для изотопно-геохимических исследований. По изотопному составу Sr, S, С, в магматических и рудно-метасоматических образованиях этих месторождений имеются многочисленные публикации (в подавляющем числе зарубежные). В них рассматриваются в основном мезо-кайнозойские Cu-Мо-порфировые рудно-магматические системы области океан-континент. Насколько выявленные на этих месторождениях закономерности в поведении изотопов Sr, S, С применимы к палеозойско-мезозойским месторождениям ЦАОП, сформировавшихся в пределах внутриконтинентальных орогенньгх поясов -это можно выяснить после соответствующего сопоставления. К сожалению, изотопно-геохимическая изученность Cu-Mo-порфировых месторождений ЦАОП (в частности на территории Сибири и Монголии) была (до наших работ) крайне низкая. Их особенность, как показали предварительные исследования, заключается в многоимпульсном характере проявления магматических и метасоматических процессов на месторождении, неоднократном внедрение порфировых пород, что приводит к появлению новых образований со специфической изотопной композицией, и вместе с тем к перераспределению изотопов в ранних образованиях. Эти особенности накладывают отпечаток на изотопные системы. В такой ситуации, только через комплексное геохронологическое и изотопно-геохимическое исследование можно установить природу магматическиз и рудно-метасоматических образований на месторождениях.
По имеющимся публикациям (в основном по Северной и Южной Америке) начальные отношения изотопов стронция в интрузиях Cu-Mo-порфировых месторождений колеблются в широких пределах - в основном от 0,703 до 0,709 [Armstrong, 1968; Creassy, 1966; Kesler et al., 1975; Titley, 1981; Beane, Titley, 1981; Farmer, DePaolo, 1987 и др.]. При этом было показано, что начальные стронциевые отношения в порфирах из районов с молодой корой, таких как островные дуги, значительно отличаются от отношений в порфирах из континентальных областей. Для первых характерны низкие значения (87Sr/86Sr)o, для вторых - более высокие. Граничным служит значение 0,7045 [DePaolo, Wasserburg, 1976]. Повышенные значения (87Sr/86Sr)o обычно характерны для месторождений старше 40 млн. лет.
При рекогносцировочном изучении изотопии стронция Эрдэнэтского Си-Мо-порфирового месторождения наметилась определенная тенденция - колебание величин (87Sr/86Sr)o в относительно узких интервалах для всех разновозрастных магматитов в пределах отдельных районов развития месторождений при существенных различиях возрастного положения этих магматитов [Сотников, Берзина, Пономарчук и др., 1992]. Расширение и детализация подобных изотопно-геохимических исследований является важной информацией в познании причин зарождения Cu-Мо-порфировых рудно-магматических систем и в оценке роли в этом гранитоидных (и металлогенических) предшественников.
Близость начальных стронциевых отношений между порфирами и вмещающими плутонами отмечалась и для мезо-кайнозойских месторождений Америки [Веапе, Titley, 1981]. Но в последнем случае анализировались близкие по возрасту плутоны и порфировые штоки, когда не исключается тесная генетическая связь между ними. Хотя сами авторы отмечают, что остается открытым вопрос: внедрялись ли порфировые интрузии как части плутонов или нет? В рассматриваемом же нами случае (на территории Сибири и Монголии) порфировые интрузии петрогенетически автономны относительно вмещающих плутонов, от которых они оторваны по возрасту как минимум на 20-30 млн. лет [Сотников, Пономарчук и др., 1995].
Традиционный способ определения первичного изотопного отношения ( Sr/ Sr)o предусматривает построение изохронны по валовым или минеральным образцам. Однако этим способом установить значение (87Sr/86Sr)o для магматитов палеозойских и мезозойских Cu-Мо-порфировых месторождений ЦАОП не всегда удается. Валовые породы, привлекаемые для построения изохрон, зачастую оказываются не одновременными, да к тому же существенно изменены метасоматическими и пострудными процессами. Использование минеральной изохронны для определения (87Sr/86Sr)0 в порфировых породах, с которыми связано оруденение, также чаще всего затруднено из-за отсутствия представительного набора минералов. В этих исследованиях перспективным представляется использование малорубидиевых однотипных акцессорных минералов, таких как титанит и особенно апатит, для которых характерна стабильность изотопного состава стронция при вторичных процессах [Watson et al., 1985; Creaser, Gray, 1992].
Применение акцессорных минералов не только для характеристики порфировых пород, но и вмещающих (что необходимо для сопоставления), влечет за собой дополнительные исследования эволюции стронциевых отношений при метасоматических преобразованиях более древних гранитоидов (плутоны), вмещающих порфиры и связанные с ними рудно-метасоматические образования. Это является принципиальным моментом в решении проблемы "плутоны-порфиры" для Cu-Mo-порфировых рудных узлов, когда порфиры и плутоны заметно разорваны во времени, и идентичность их источников вещества далеко не очевидна.
Наиболее изучена для Cu-Mo-порфировых месторождений изотопия серы, в том числе это касается и некоторых месторождений ЦАОП [Сотников и др., 1996; Рипп и др., 1991; Тугаринов и др.,1974]. Однако и здесь информация по Си-Мо месторождениям Сибири и Монголии остается довольно ограниченной, в основном в плане самых общих сведений.
Для большинства Cu-Mo-порфировых месторождений 534S сульфидов близко к метеоритному изотопному составу с разницей между сульфидами и сульфатами на уровне 10-15 %о [Field, 1966, 1976; Langhlin, 1969; Jensen, 1959; Gustafson, Hunt, 1975; Ohmoto, Rey, 1979; Beane, Titley, 1981; Stein, Hannah, 1984 и др.]. Относительное постоянство (34S для сульфидов, а также близкие различия между сульфидами и сульфатами из разных месторождений свидетельствуют о большом сходстве источников серы, а также Т, рН и Ю2 и процессов рудообразования. Большинством исследователей предполагается магматический источник серы вследствие отделения магматогенных флюидов или растворения во флюидах сульфидов магматического происхождения. Однако справедливым, очевидно, остается сделанное в свое время заключение [Beane, Titley, 1981]: "Хотя металлы действительно могли иметь своим источником порфировые магмы, попытки доказать это остаются неубедительными".
Физические принципы активации химических элементов в породах и минералах
Из этого выражения следует, что, несмотря на применение кадмиевого фильтра, в активации участвует и тепловая компонента. Эта особенность обычно игнорируется, однако, как будет показано в дальнейшем, она имеет важное значение при оценке погрешностей в аргон-аргоновом анализе. На самом деле соотношение тепловая/надтепловая составляющие в объеме, заполненном минералами и породой, выше теоретического значения, представленного в формуле (2.8). Это обусловлено замедлением нейтронов при упругом столкновении с ядрами элементов, особенно легкими (в частности, водородом, входящим в группу ОН в структуре минерала).
Плотность нейтронного потока в ядерном реакторе, особенно с малыми размерами активной зоны, имеет пространственный градиент, что при облучении образцов может стать источником погрешности в ИНАА и 40Аг/39Аг методе. Действительно, параметр ср„ (Ен) в формуле (2.1) является функцией координат х ,у, z. При размещение образца (точка л: ,у, z) и стандарта (точка х+д х, y+Sy, z+Sz ) рядом, поток нейтронов для них будет различаться. Это приводит к различию в активации анализируемых образцов и, соответственно, к необходимости введения поправок [Пономарчук, 1983]. Для экспериментального выявления этой неоднородности во всем спектральном энергетическом диапазоне использовались вольфрамовая, медная, и танталовая тонкие (0,0п мм) проволоки, равномерно распределенные по объему облучаемого контейнера. С их помощью выявлялась разница в получаемой образцами дозе нейтронов с точностью до 1-2 %. Градиент нейтронного потока составлял по оси и радиусу пенала соответственно 0,3 и 0,1% на 1 мм. Различие значений теплового нейтронного потока в заполненном образцами пенале длиной 80 мм достигало 35%. Метод ИНАА является относительным, и расчет проводится по устанавливаемым вместе с образцами стандартам. Учитывая, что основная погрешность в ИНАА контролируется процессом измерения и зависит во многом от площади фотопика и фона под ним, специальных мер по выявлению неоднородности нейтронного потока в рутинном анализе не проводилось. Для достижения точности в 5%-И0% достаточно было каждые 5-10 образцов сопровождать стандартным образцом. В случае 40Аг/39Аг анализа требования по выявления и учету неоднородности нейтронного потока гораздо жестче, что будет обсуждаться в дальнейшем.
Самопоглощение нейтронов горной породой. Кроме погрешностей, связанных с неоднородностью нейтронного потока, дополнительным источником погрешностей могут являться искажения, связанные с самопоглощением образцами нейтронного потока [Тустановский, 1976]. Пространственное и энергетическое распределение стационарного нейтронного потока меняется при внесении в него веществ, в частности, горных пород и минералов. В зависимости от характеристик внесенного вещества меняется и степень самопоглощения, поэтому для прецизионной аналитики большое значение имеет оценка общей и локальной неоднородности нейтронного поля. При облучении в "сухих" каналах реактора использовались А1-пеналы диаметром 30-35 мм и высотой 120 мм, для "мокрых" каналов применялись кварцевые ампулы диаметром и высотой 35 и 80 мм соответственно. Объем указанных пеналов допускает размещение значительной массы горной породы (10 -5- 100 г). Оценку допустимого общего веса облучаемой горной породы и минералов, при условии, что интенсивность нейтронного потока не должна отличаться более чем на 3%, проведем по формуле, приведенной в работе [Маслов, Лукницкий, 1971]. Объем горной породы примем равным 41 см3.
Необходимые для расчета концентрации С,- и величины СТ0І С/АОІ, а также ІІ С/АОІ, характеризующие участие каждого элемента в самопоглощении нейтронов во всей спектральной области, приведены в табл. 2.1. Фактор самопоглощения приведен в значениях относительно единичного нейтронного потока. Данные по сечениям и резонансным интегралам Ij заимствованы из работы [Маслов, Лукницкий, 1971]; содержания элементов в горных породах взяты из сводки Виноградова А.П. [Виноградов, 1962], минералов - из авторских публикаций. Результаты расчетов фактора самопоглощения для указанного числа размещаемых в пенале образцов приведены в табл. 2.2. В ней же отмечены элементы, дающие основной вклад в самопоглощение, указаны величины навесок образцов. В целом
История геохронологических исследований Аксугского месторождения
Установка для аргон-аргонового анализа, базирующаяся на серийном масс-спектрометре МИ-1201 «В», была изготовлена в лаборатории радиогенных и стабильных изотопов ИГ СО РАН. Ее устройство и отдельные узлы периодически освещались в печати по мере технического и методического совершенствования [Травин, Пономарчук, Лебедев и др., 1991; Травин, 1994; Шевченко, Пономарчук, Манойлов, 2000; Пономарчук, Шевченко, Берзина, 2001].
Для прогрева и выделения газа из образцов применялась установка экстракции на основе реактора, изготовленного из: а) молибденового тигля и танталового нагревателя (система "double-vacuum furnace" [Staudacher et al., 1978]); б) кварцевого реактора и резистивного нагревателя. Холостой опыт при работе с молибденовым тиглем не превышал по 40Аг 1-т-4 10"9 см3 при 1650С за 30 минут. При проведении 40Аг/39Аг анализа с молибденовым тиглем выявились факторы, сдерживающие производительность анализа. Это - накопление проанализированных образцов в молибденовом тигле. В этом случае при анализе очередного образца реактор с ранее накопившейся массой образцов приходилось обезгаживать при более высокой температур, чем той, при которой проводился анализ (для исключения эффекта «памяти»). При этом, несмотря на высокую температуру плавления молибдена (выше 3000С), торец тигля разъедался расплавом при температуре менее 1700С, что резко ограничивало ресурс его работы. Использование цилиндрической Mo-вставки в тигель несколько увеличивало срок работы Mo-реактора, но при этом возрастает температурная инерционность реактора, особенно по мере заполнения расплавом вставки от проанализированных образцов. Если добавить к этому трудоемкость изготовления Mo-реактора, то оснований для оснащения системы экстракции дополнительным кварцевым реактором вполне достаточно. Последний оказался весьма удобным в работе. Недостаток - не высокая максимальная температура, которая не превышала 1250С. При подъеме температуры за 20 мин до 1150С и обезгаживании в течение 20 мин бленк на массе Аг-40 составлял 2 10"9 см3. Температурный контроль осуществлялся с точностью ±5С [Пономарчук, Шевченко, Берзина, 2001]. Перемещение облученных образцов, упакованных в отожженную Ni-фольгу, из магазина-накопителя в область нагрева осуществлялось магнитом. После ступенчатого прогрева вплоть до 1250С образцы легко удалялись из области реакции за исключением минералов редкометальных пород. Последние приобретали каплевидную форму (жидкое состояние), спекались с кварцевым реактором при охлаждении.
Выделившийся при ступенчатом прогреве (за 20 мин) газ очищался пористым Ti-Zr-геттером (700С). Затем, в ожидании напуска в масс-спектрометр, очищался на втором пористом Ti-Zr-геттере (400С). До и после измерения газа от образца в масс-спектрометре определялся изотопный состав воздушного аргона для введения поправки на дискриминацию масс. Высокое разрешение масс-спектрометра (800-1000) позволяет существенно минимизировать вклад интерферирующих изобарных масс, обусловленных осколками органических молекул.
Особенность измерения на масс-спектрометре МИ 1201 "В" связана с высоким ускоряющим напряжением - 5000 V, которое является причиной вбивания изотопов аргона в стенки камеры и цилиндр фарадея. В дальнейшем эти изотопы диффундируют в камеру масс-спектрометра, смешиваются с газом от следующего анализируемого образца и могут представлять серьезный источник погрешностей. Присутствие вышедших из стенок камеры изотопов аргона индицируется по спектру воздушного аргона, в котором появляются пики 37Аг и 39Аг. Периодические измерения в режиме холостого опыта позволяют учесть вклад этих диффундирующих атомов аргона при обработке 40Аг/39Аг-спектров образца. Эффективной мерой снижения фона являлся прогрев масс-спектрометра, которое систематически проводилось в ночное время. Все измерения выполнялись в статическом режиме.
Измерение на масс-спектрометре осуществлялось в автоматическом режиме по программе, разработанной Манойловым В.В. (Институт аналитического приборостроения АН, Санкт-Петербург). Программа для обработки масс-спектрометрических данных базировалась на программе Саймона Келли (Свободный Университет, Англия). Эта программа была модернизирована Д.О. Шевченко применительно к конкретным условиям [Шевченко, Пономарчук, Манойлов, 2000]. Конечные аналитические результаты представляются в ставшем уже традицией виде 40Аг/39Аг-, 38Arci/39Mc-, 37АгСа/39Агк- и изохронной ("АГЛАГ - 39Аг/40Аг) диаграммами. Исходными для них являются табличные данные, пример которых приведен в Приложении в конце диссертации.
Крупность минералов, используемых в процессе аналитической практики, варьировала от 0,1 до 1 мм. В процедуру подготовки входила: а) промывка в дистиллированной воде с использованием ультразвука, б) промывка в 1-K3N HNO3 при 50С (для удаления карбонатов) и в) промывка в дистиллированной воде в ультразвуковой ванне и сушка (60С в течении 5 часов). Отметим, что в зарубежной практике встречается способ предварительной очистки минералов разбавленной соляной кислотой [Ishizuka et al., 2002] и др. Повышенное содержание хлора приводит к увеличению интерферирующего изотопа 3бАгс1 (см. табл. 2.3.), в связи с чем применение НС1 не желательно. Минералы, выделенные с помощью тяжелых жидкостей, дополнительно промывались очищенным спиртом, затем неоднократно дистиллированной водой.
Подготовленные к анализу образцы упаковывались в предварительно сформованные из алюминиевой фольги цилиндры. При этом к фольге предъявлялись требования - прочность при формовке пакетиков, низкие содержания микропримесей и особенно калия, хлора, кальция. Столь жесткие требования предъявлялись в случае проведения анализа на начальном этапе в молибденовом тигле, так как образцы не переупаковывались. При использовании кварцевого реактора, образцы переупаковывались в отожженную никелевую фольгу.
Сформированные образцы (идентичные по диаметру) укладывались в кварцевую ампулу в последовательности 2 навески стандарта - образец - 2 навески стандарта - образец и так до заполнения кварцевой ампулы. Последние откачивались до 10" Ра, отпаивалась, и облучались в алюминиевом контейнере на ядерном реакторе Томского политехнического университета. Расчет длительности облучения проводился по рекомендациям, изложенных в работе [Ашкинадзе, Шуколюков, Гороховский, 1977].
Первичный изотопный состав стронция в породах месторождения Эрдэнэтуин-Обо (Северная Монголия)
Наиболее ранним процессом гидротермального метасоматоза является пропилитизация пород Южной залежи [Забелин, 1988]. Здесь же широко развиты кварц-полевошпатовые прожилки, часто с пиритом и халькопиритом. Вторую группу измененных пород составляют кварц-серицитовые и кварц-серицит-хлоритовые метасоматиты по тоналитам и порфирам. Калиевые метасоматиты во внутренней зоне месторождения отсутствуют, хотя в качестве внешнего ореола кварц-калишпатовые прожилки развиты в породах раннего ритма.
На месторождении выделяются пять стадий минерализации [Сотников, Берзина, 1993]: кварц-пиритовая с гематитом; кварц-молибденитовая с пиритом и халькопиритом; кварц-халькопиритовая с борнитом, пиритом, молибденитом; полисульфидная с блеклой рудой, энаргитом, галенитом и сфалеритом; пострудная кварц-кал ьцитовая.
История геохронологических исследований Аксугского месторождения. Возрастное положение аксугской серии по геологическим данным устанавливается промежуточным между нижним кембрием и нижним-средним девоном [Бухаров и др., 1981; Добрянский и др., 1992; Четвертаков, Яровой, 1989]. В этом временном диапазоне возраст оруденения на Аксугском месторождении определяется как: ордовик-силурийский или силур-девонский [Бухаров и др., 1981], средне-позднедевонский [Забелин, 1981], раннедевонский или позднесилурийский [Забелин, 1988], девонский [Геологическое строение СССР..., 1988].
По В.И. Забелину [Забелин, 1992] становление рудно-метасоматической системы Аксугского месторождения происходило от додевонского времени до среднего девона. B.C. Попов и др. [Попов и др., 1988] предполагают, что интенсивное Cu-Мо оруденение на месторождении Аксуг явилось следствием "пространственного совмещения позднекембрийской и силурийской минерализации и переотложения ранее образованных сульфидов" (с. 88). Наиболее интенсивно поздние кварц-каолинитовые и каолинит-слюдисто-кварцевые метасоматиты с самородной медью (часто в ассоциации с халькозином) развиты по девонским осадочно-вулканогенным породам в зоне Даштыгойского разлома. В.И. Забелин [Забелин, 1981] отмечает, что эти богатые руды сконцентрированы вблизи контакта с девонскими красноцветами, которые, по-видимому, являлись своеобразным экраном в период рудообразования. Однако не исключено, что формирование таких руд могло быть связано с наложением более поздних рудно-метасоматических процессов и преобразованием ранней минерализации.
Все это свидетельствует о значительной общей длительности проявления магматических и рудно-метасоматических процессов в Аксугском рудном узле и их многократном развитии в относительно ограниченном геологическом пространстве на самом месторождении. B.C. Попов и др. [Попов и др., 1988] считают, что в пределах Аксугского месторождения "проявлено, по крайней мере, два этапа рудной минерализации (силурийский и девонский) и не исключено наличие более ранних (позднекембрийских) руд" (с. 89). Примерами последних являются проявления бедной прожилково-вкрапленной медной и молибденовой минерализации в Аксугском районе (Красная Горка и др.), приуроченные к кембрийским вулканическим центрам и интрузивам маинского комплекса.
Возрастным аналогом аксугской серии является, очевидно, кызык-чадрская породная ассоциация, развитая на месторождении Кызык-Чадр, которая совместно с первыми магматитами иногда объединяется в единый аксуг-кызыкчадрский комплекс [Бухаров и др., 1981; Рогов, 1989]. Геологический возраст порфиро-гранитовой ассоциации Кызык-Чадра также остается дискуссионным: силурийский [Рафиенко, 1982], силур-девонский [Бухаров и др., 1981], девонский [Геологическое строение СССР... 1988], позднепалеозойский [Рогов, 1989]. По кызык-чадрским гранитам имеются К-Аг датировки: 380 и 237 млн. лет [Рогов, 1989]. A.M. Козлов и Н.Н. Амшинский [Козлов, Амшинский, 1972] для западной части Ожинского выступа, в пределах которого находится месторождение Кызык-Чадр, указывают на многочисленность пермских К-Аг датировок. Подобные позднепалеозойские К-Аг возраста (308±5 + 260±10 млн. лет) были получены для порфировых даек Аксугского района в свое время А.Г. Внуковой [Внукова, 1972; Внукова, 1974].
Таким образом, на возрастное положение магматических и рудно-метасоматических образований Аксугского месторождения существует широкий спектр взглядов, каждый из которых, подчеркнем, в какой то мере геологически и геохронологически обосновывается авторами. Следует отметить, что подобная ситуация характерна не только для рассматриваемого, но и других дискутируемых в литературе в отношении возраста месторождений, в связи с чем сложилось устойчивое мнение, что рудные месторождения являются наиболее трудными объектами для геохронологических исследований.
Результаты 40Аг/39Аг - датирования приведены в работе [Сотников, Пономарчук и др. 2003] и представлены в табл. 3.2. Пространственная сближенность в пределах Аксугского месторождения разновозрастных магматических и рудно-метасоматических образований (последние в той или иной степени развиты на площади около 5 км2, что заметно превышает рассматриваемую территорию (см. рис. 3.1.) не могла не сказаться на сохранности минералов и соответственно изотопных систем в них. Это особенно видно по ранним габброидам, которые встречаются в виде небольших (до 200 м) останцев среди кварцевых диоритов и отличаются наибольшей преобразованностью относительно всех пород месторождения. Аргон-аргоновые возрастные спектры минералов из этих и других, ранних по возрасту магматитов имеют сложный вид и в какой-то мере отражают сложность магматических и рудно-метасоматических процессов в рудных узлах. Информация о возрасте в случае сложных спектров устанавливалась (см. Гл. 2) дополнительной к формализованному способу [Fleck, Sutter, Elliot 1977] обработкой спектров, аналогично той, которая приведена в работе [Gustafson, Orquera, Mcwillian, et al., 2001; Пономарчук. Сотников, Шевченко, 2000] применительно к Cu-Mo-порфировым месторождениям.
На Аксугском месторождении для аксугской серии интрузивных образований наиболее древние датировки были получены по останцам габбро [Сотников, Пономарчук и др., 2003]. 40Аг/39Аг-возрастная и Са/К диаграммы амфибола Ак-2363, отобранного из габбро, представлены на рис 3.3. Первая диаграмма характеризуется сложным возрастным спектром с максимальным значением возраста в высокотемпературной части, оцениваемом в 497±1 млн. лет при 48,7% выделенного 39Аг (в дальнейшем аббревиатура 39Аг = 48,7%). В низкотемпературной части диаграммы 2-ая возрастная ступень снижается до 360 млн. лет, а отношение Са/К опускается до 3. Такого рода изменения в спектре является отражением влияния на амфибол последующих эндогенных процессов.
На 40Аг/39Аг возрастной диаграмме амфибола Ак-2391 (не приводится) из диорита, возраст по шести последним высокотемпературным ступеням оценивается (табл. 3.2.) значением - 488±4,8 млн. лет (39Аг = 46,2%).
