Геохронологія U-Th-He піриту з Узельського родовища ВМС (Південний Урал) - нові перспективи безпосереднього датування процесів рудоутворення

Принципова геологічна карта району, що несе вулканогенний масивний сульфід (ВМС) Учали-Олександрінки, Північно-Магнітігорська зона, Південний Урал. Змінено після [44]. Положення Магнітогорської зони в структурі Південного Уралу показано вгорі ліворуч (змінено після [98]).

u-th-he

Геологічна карта Узельського родовища та положення Узєльзького вулканічного купола, змінений після [33].

Поздовжній поперечний розріз Узельського родовища. Змінено після [87, 99] та підземного картографування шахти «Узелга».

Макрофотографії уламків піротитово-пірито-сфалерито-халькопіритової руди нижнього горизонту (зразок Уз-190-5, рівень −550 м) у південній частині рудного тіла No 4 (рис. 2 та рис. 3). У лівій нижній частині фотографії (A) є кілька великих порфіробластів піриту та великий полікристалічний пірит порфіробласт у руді, де переважають піротити (B).

(A) Зерна піриту в кварцовій ампулі до вилучення He; (B) продукти термічного розкладання піритових зерен після відпалу в герметичній кварцовій ампулі при температурі

Скануюча електронна мікроскопія (SEM) зображення відібраних зерен піриту з родовища Узелга. py — пірит (FeS2), ccp — халькопірит (CuFeS2), поділ — гематит (Fe2O3), sp — сфалерит (ZnS), альт-алтайт (PbTe), урна — уранініт (UO2). (А) пірит з незначним гематитом; (B) пірит з крихітними включеннями алтайту, сфалериту та халькопіриту, а також сфалерито-халькопіритовий прожилок (з відповідним уранінітом).

Результати комплексного термічного аналізу піриту з Узельзького родовища в інтервалі температур від 25 до 1000 ° С в атмосфері. DTA (диференціальний термічний аналіз) - суцільна синя лінія; ТГ (термогравіметрія) - суцільна зелена лінія; DTG (похідна термогравіметрія) - пунктирна зелена лінія. Швидкість нагрівання - 20K/хв. Вага зразка становить

Лінеаризована діаграма U-Th-He для піриту з Узельського родовища. Відповідно до лінійного рівняння віку, вік U-Th-He задається нахилом лінії регресії; «зведений» вік - це «синтетичний багатозерновий вік», розрахований на основі сумарних показників виробництва та вмісту гелію всіх вимірювань [104]. Невизначеність становить 2 σ. Суцільні кола вказують на зерна, оболонка невизначеності яких занадто мала для візуалізації. Вік Isochron обчислюється в надбудові Isoplot Excel з лінії регресії [111].

Анотація

10 −4 см 3 STP g −1). Цей вік узгоджується з незалежними (біостратиграфічними) оцінками віку рудоутворення (близько 389–380 млн років) і є набагато старшим за вірогідний вік метаморфізму регіональної фабрики передніт-пумпелліт (

340–345 млн років). Наші результати вказують на те, що U-Th-He датування

Зразок піриту вагою 1 мг можливий і відкриває нові перспективи для датування родовищ руд. Відносна простота датування U-Th-He у порівнянні з іншими геохронологічними методами робить цей підхід цікавим для подальшого застосування.

1. Вступ

245–250 та 120 ± 1 млн років відповідно [9,10]. Високе утримання He в сперриліті свідчить про те, що пірит, який має однакову кристалографічну структуру, також може бути зручним мінералом для геохронології. Недавні експерименти з термодесорбції гелію із сульфідів підтвердили цю думку [11], і попередні результати датування U-Th-He піриту з Узельського родовища є багатообіцяючими [12].

2. Ізотопно-геохімічні обмеження

2.1. Уран і торій в сульфідах

5,4 МеВ [65], що означає середню відстань альфа-зупинки в ураниніті

10 мкм (розрахунки в SRIM; [66]). Отже, радіогенний He, що продукується в цих включеннях, здебільшого залишається включеним у кристалічну решітку господаря-піриту.

2.2. Гідротермальна похідна рідина 4 He

2.3. Затримка системи U-Th-He у стійкості до піритів та мінералів

450–600 ° C, коли мінерал починає своє перетворення в піротин (в аноксичних умовах). Це вказує на те, що при температурах стійкості піриту він, ймовірно, не втрачає. Високе утримання He в піриті опосередковано підтверджується результатами успішного 190 Pt– 4 He датування сперриліту [8].

3. Об'єкт дослідження

3.1. Геологічна установка

150–300 ° C [93]). Зони локальної рекристалізації трапляються вздовж рідкісних крутозанурених розломів малої амплітуди, а також у вузьких (товщина см-дм) контактних зонах дамб мафії. Найбільша площа перекристалізації руди розташована в центральній частині рудного тіла 4 на нижньому сульфідносодержащем рівні, що відповідає заляганню піротитоносної руди на малюнках 2 та 3.

380 км на південь) Родовища VMS становлять 340 ± 7 та 345 ± 3 млн. Років відповідно [94]. Той самий діапазон значень

350 млн. Вимірюється для серициту з родовища Gai VMS (

350 км до ПдЗ) за ізохронним методом K-Ar [32].

30 млн. Років молодший за вік приймаючих гірських порід і демонструє певні стабільні значення

360–365 млн. Р., Що на даний момент не мають загальновизнаних пояснень [94,95]. Відновлення сульфідів родовища Олександрінка (район Олександрінки, рисунок 1), що є найближчим до Узельського родовища, датованого цим методом, становить 355 ± 15 млн. Років [96]. Для Узельського родовища дані Re-Os відсутні. Було показано, що дослідження ізотопів Pb-Pb галениту з руд ВМС Уралу є більш корисним для визначення джерела металів, а не для моделювання датування Pb-Pb [97].

3.2. Геохімія та мінералогія руд

3.3. Зразок розташування та опису

4. Аналітичні методи

4.1. Вимірювання вмісту радіогенного 4 He

0,5–1 мг ваги поміщали в кварцову ампулу (

Довжиною 1 см) і герметично закріплені в умовах вакууму (10-3 торр) (Малюнок 5А). За допомогою спеціального замка ампулу транспортували в циліндр Re і нагрівали за кілька кроків до температури

1100 ° С. При нагріванні він легко дифундує крізь тонкі стінки ампули, тоді як U і Th залишаються всередині. Цей підхід дозволяє уникнути забруднення зразка матеріалом екстрактора мас-спектрометра, а також зберігає зразок для подальшого визначення U і Th. Подробиці техніки вимірювання He та конструкції приладу описані в посиланнях [5,102]. Повна процедурна заготовка, визначена нагріванням порожньої ампули в кюветі Re до 1100 ° C, відповідає

5 × 10 −10 см 3 STP, тоді як межа виявлення приладу становить

5 × 10 −13 см 3 STP з 4 He. Після вилучення He ампулу виймали з мас-спектрометра для подальшого поділу U і Th (рис. 5b).

4.2. Вимірювання вмісту U та Th

4.3. Розрахунок віку U-Th-He

5. Результати

5.1. Мінералогічні особливості

5.2. Результати експериментів з вилуговування

5.3. Результати знайомств U-Th-He

4 × 10 −5 –2 × 10 −4 см 3 STP g −1. З усіх зразків він виділявся при температурі їх розкладання на піротин і сірку (

500 ° С). Концентрації U варіювали від 0,8 до 5 ppm. Середнє співвідношення Th/U становило

50 ppb) і вищі коефіцієнти Th/U (

0,3). Це свідчить про втрату U під час відпалу зерен із незапечатаної оболонки Ta. Таким чином, ці зерна були проігноровані при підрахунку середнього (центрального) віку U-Th-He. Зерно піриту №632 також дало старший вік

2370 млн. Років і показав дуже низьку концентрацію U (

200 ppb) і нетипово високий коефіцієнт Th/U 1. Це аномальне зерно також було виключене з розрахунків, а також зерно № 437 з дуже низьким вмістом 4 He.

6. Обговорення

340–345 млн; див. розділ 3.1). Вік піриту U-Th-He досить відтворюваний, але проявляє розсіювання в діапазоні 350–410 млн. Років, що може мати різні пояснення: (i) наявність надлишку 4 He; (ii) втрати або введення U, Th, He протягом геологічної історії; (iii) методологічні недоліки.

6.1. Надлишок 4 Він

6.1.1. Захоплений гідротермальний 4 He

6.1.2. Інклюзії, пов'язані з надлишком 4 He

6.1.3. Імплантований радіогенний 4 He

300–800 мкм) набагато більше, ніж альфа-зупинна відстань у піриті, яка становить

18 мкм (SRIM [66]). Таким чином, частка імплантованого 4 He щодо збереженого 4 He може вважатися незначною [65].

6.2. Поведінка системи U-Th-He у піриті

6.2.1. Уран і торій в піриті

0,003. Розчин 0,2 н. HCl - це дуже слабка кислота, яка в основному може розчиняти фази зміни або, можливо, деякі карбонати [103]. Однак малоймовірно, що концентрація U в будь-якому асоційованому карбонаті може досягати 1000 ppm, оскільки океанічні карбонати мають до 2 ppm U [119]. Серед багатих на U мінералів найбільш розчинні аморфні оксиди урану. Таким чином, через радіаційну шкоду зони навколо багатих на U включень піриту та самого ураниніту, ймовірно, стали сильно дефектними, метаміктними і тому легко розчиняються. Мобілізація U має вирішальне значення для збереження системи U-Th-He в піриті, оскільки це вказує на те, що навіть при кімнатній температурі U може вимиватися з піритових зерен розчинами слабких кислот. Це явище вимагає додаткового вивчення.

6.2.2. Радіогенний 4 He в піриті

340–345 млн; див. розділ 3.1). Це свідчить про високу затримку радіогенного He у піриті під час метаморфізму фації преніт-пумпелліт (150–300 ° C), що добре узгоджується з кінетичними експериментами [11]. Все ще існує певна ймовірність того, що втрата He відбулася одночасно з втратою U, що може пояснити відсутність молодшого віку. Беручи до уваги відтворюваний вік U-Th-He та протиставлення геохімічної поведінки He, U та Th, здається, це дуже малоймовірно.

6.3. Методологічні недосконалості

1100 ° С. Цього більш ніж достатньо, щоб звільнити весь He від піритових зерен [11]. Зерна піриту розчинялись у HF-кислоті (див. Розділ 4.2), оскільки ми намагалися уникнути розчинення фрагментів кварцової ампули. Хоча ми не зареєстрували нерозчинених мінеральних включень у флаконах після обробки зразка кислотою HNO3, деякі невеликі силікатні включення, що містять Th, можуть залишатися нерозчиненими. Ймовірно, це випадок із зерном №632, який дав надзвичайно старший вік.

6.4. Порівняння піриту U-Th-He та геологічного віку

7. Висновки

0,5–1 мг), необхідний для цієї техніки датування, робить цей підхід цікавим для подальшого розвитку.