CC BY
44
УДК 549.514.81 + 550.42 (470.1) DOI: 10.19110/2221-1381-2016-5-38-52
ГЕОХИМИЯ И U-РЬ-ВОЗРАСТ ЦИРКОНА ПИЖЕМСКОГО ТИТАНОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СРЕДНИЙ ТИМАН]
А. Б. Макеев1, А. О. Красоткина2, С. Г. Скублов23
1Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) РАН, Москва;
2Санкт-Петербургский горный униаерситет, Санкт-Петербург; [email protected] 3Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург; [email protected]
Геохимические исследования посвящены памяти академик Н. П. Юшкина, который при жизни уделял много внимания этому научному направлению. Впервые проведено локальное датирование (U-Pb-метод, SHRIMP-II) циркона из титановых руд Пижемского месторождения. Установлен широкий разброс значений возраста в интервале от 2740 до 334 млн лет. Датировки объединяются в три совокупности: неопротерозойские (5 точек), мезо-палеопротерозойские (26 точек), архейские (3 точки) с выраженным полимодальным распределением максимумов в интервалах 600, 900, 1000-1600, 1600-2000 и 2660-2740 млн лет. Определен геохимический тип циркона с гетеровалентным изоморфизмом ксенотимового типа (Zr+Si)4+ ^ (Y+REE)3++P5+. Для большинства зерен характерно относительно низкое содержание Y + REE в интервале от 150 до 3000 ppm, но в выборке присутствует более 10 % зерен циркона с аномально высоким суммарным содержанием этих элементов (до 1-3.5 мас. %), коррелирующим с содержанием фосфора. Полученные данные согласуются с результатами исследования возраста и геохимии циркона из вышележащего конглобрек-чиевого горизонта проявления Ичетъю и четласских лампрофиров. Установлен особый, «тиманский» тип иттрий-фосфор-редкоземельного циркона. Это доказывает единый источник циркона двух промышленных объектов, при этом циркон мог поступать из разных по глубине уровней нижележащего кристаллического фундамента. Датирование циркона свидетельствует о том, что сама ти-таноносная толща более древняя, чем считалось ранее (средний девон), ее возраст определяется как докембрийский.
Ключевые слова: циркон, Пижемское месторождение, U-Pb-возраст, редкоземельные элементы, Средний Тиман.
GEOCHEMISTRY AND U-Pb AGE OF ZIRCON FROM PIZHEMSKOE TITANIUM DEPOSIT (MIDDLE TIMAN]
A. B. Makeyev1, A. O. Krasotkina2, S. G. Skublov23
institute of Geology of Ore Deposits, Petrology, Mineralogy and Geochemistry (IGEM) RAS, Moscow;
2Saint-Petersburg Mining University, Saint-Petersburg; [email protected] 3Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS, Saint-Petersburg; [email protected]
The geochemical studies are devoted to the memory of Academician N. P.Yushkin, who during his life paid much attention to this scientific direction. For the first time zircons from the titanium ores of Pizhemskoe deposit were analyzed with local dating (U-Pb method, SHRIMP-II). The wide range of age values within the interval from 2740 Ma to 334 Ma was determined. The ages could be arranged into three groups: neoproterozoic (5 points), meso- paleoproterozoic (26 points), archaean (3 points) with marked polymodal distribution of maximums in the intervals of 600, 900, 1000-1600, 1600-2000 and 2660-2740 Ma. The geochemical type of zircon with xenotime heterovalent isomorphism (Zr+Si)4+ ^ (Y+REE)3+ + P5+ was determined. The relatively low Y + REE content in the range of 150 to 3000 ppm is common for the majority of grains. However the data selecting includes more than 10 % of zircon grains with anomalously high total content of these elements up to 1-3.5 % wt., which also correlates with P content. The obtained material corresponds to the dating results and geochemistry of zircons selected from overlying conglomerate-breccia bed of the Ichetyu occurrence and chetlasskiy lamprophyres. The specific «Timansky» type of yttrium-phosphorus-rare-earth zircon was determined. This fact proves a single zircon source for both industrial sites. In addition zircon could originate from different depth levels of underlying crystal basement. The zircon dating shows that the titaniferous formation is elder than it was considered earlier (Middle Devonian) and its age should be estimated as Precambrian.
Keywords: zircon, Pizhemskoe deposit, U-Pb age, rare earth elements, Middle Timan.
Введение
Титаноносные песчаники Пижемского месторождения слагают малоручейскую свиту, которая распространена локально (6 х 18 км) на севере Вольско-Вымской гряды (Средний Тиман) на площади примерно 90 км2, образуя Пижемскую депрессию. Отложения малоручей-ской свиты с угловым и стратиграфическим несогласием залегают на метаморфических породах (глинистых хлорит-серицит-каолинит-кварцевых сланцах) верхнего протерозоя (РЯ2). Титаноносная толща перекрывается аллювиально-дельтовыми мономинеральными кварцевыми (98 мас. % БЮ2) среднедевонскими песчаниками
пижемской свиты (Б2р/) (стекольного качества) и вул-каногенно-осадочной толщей позднего девона (В3&), в строении которой принимают участие базальтовые покровы мощностью до 10 м и их туфы. Геологическое строение толщи и минералогические особенности титановых руд Пижемского месторождения близки Ярегскому месторождению Южного Тимана, но в отличие от последнего пижемские лейкоксен-кварцевые песчаники не содержат нефти [10, 11]. В минеральном составе тяжелой фракции преобладает лейкоксен, содержание его в песчаниках варьирует в пределах 5—15 %. Кроме того, присутствует реликтовый ильменит, лейкоксенизирован-ный ильменит (Бе-рутил, «псевдорутил»), циркон, ру-
тил, монацит-куларит. Для руд характерна также наложенная сидеритизация, каолинизация и ожелезнение (в виде гематита и гетита). Мощность рудной малоручей-ской толщи (шг1-2) изменяется от 10 до 90 м, увеличиваясь на северо-запад и восток, и определяется палеоре-льефом, образуя две сближенные корытообразные лин-зовидные залежи (Западную и Восточную), удлиненные в СЗ-направлении. Отсутствие руководящих окамене-лостей не позволяет определить иной возраст титано-носной толщи, кроме досреднедевонского. По Rb-Sr-изотопным данным возраст малоручейской титаноно-сной толщи определен как позднерифейский — 685 млн лет [18]. Нерешенной задачей остается определение возраста и источника редкометалльной минерализации Пижемского месторождения, в том числе циркона, который имеет здесь промышленный интерес.
Генезис Пижемского месторождения является предметом дискуссий. Вначале была высказана гипотеза о россыпной природе Пижемского месторождения [1-3, 17 и др.)]. В последнее время установлено множество фактов, доказывающих несостоятельность этой точки зрения [4, 5, 9 и др.]. Среди них стоит отметить: отсутствие органических остатков (фауны и флоры), латеральной и фаци-альной зональности для рудной малоручейской толщи, классического разреза коры выветривания риф ейских сланцев (которые предполагались коренным источником лейкоксена); несоответствие уровня содержания Ti в породах рифейского фундамента и в руде Пижемского месторождения, исключающее аккумуляцию Ti в таких масштабах при образовании коры выветривания по сланцам. Из минералогических критериев следует упомянуть остроугольность и неокатанность кварца в песчаниках Пижемского месторождения; игольчатую форму новообразованного рутила, исключающую его россыпное происхождение [5]; признаки гидротермального образования сидерита in situ (многочисленные секущие прожилки мощностью 1-2 мм). Изотопный состав углерода сидерита пижемских руд такой же, как углерода алмаза проявления Ичетъю [12, 13], — это означает, что углерод сидерита мантийный, а не коровый осадочный.
По мнению авторов, Пижемское циркон-титановое месторождение имеет эндогенное происхождение, а именно фреатомагматическое. Само Пижемское месторождение по форме рудных тел напоминает кальдеру, характеризуется ячеистым строением с конусообразными глубокими выемками (до 100 м), заполненными песча-но-глинистым материалом и имеющими пространственную связь с глубинными разломами. Об этом свидетельствуют геологические разрезы, составленные по материалам разведочного бурения. Заполнение Пижемской кальдеры песчано-глинистым материалом, возможно, происходило по типу грязевых вулканов. Инициатором и движущим фактором подобного процесса могли быть глубинное внедрение неопротерозойских базальтоидов или собственно лампрофиров (аналоги которых керсан-тит-спессартитового ряда широко распространены в соседней Четласской гряде) и их взаимодействие с метеорными водами. Последние, образуя агрессивный водяной пар, разрушали лампрофиры, которые предположительно находятся на некоторой глубине под Пижемским месторождением (они аналогичны по составу четласским — предполагаемому источнику титана Пижемского месторождения) и выносили продукты их разрушения в кальдеру. Доказательством того, что протолитом титановых
руд были именно лампрофиры, а не сланцы, являются результаты изучения типоморфных особенностей породообразующих и акцессорных минералов обоих объектов [5, 8 и др.]. Отсутствие дальнего переноса материала доказывается формой кластогенного остроугольного, совершенно неокатанного кварца. Материал кальдеры (ма-лоручейской титаноносной толщи) сформировался в агрессивной среде (СО2 + горячий водяной пар) и поэтому не содержит фауны и флоры — по сути, зернистые разности пород титановых руд являются продуктами разрушения щелочно-ультраосновных пород.
Методика исследований. Датирование циркона U-Pb-методом проводилось в ЦИИ ВСЕГЕИ на ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II по стандартным методикам. Для выбора точек анализа использовались изображения зерен циркона в проходящем свете, в режиме катодолюминесценции (CL) и в обратно-отраженных электронах (BSE). Содержание редкоземельных (REE) и редких элементов в цирконе определялось на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН (аналитики С. Г. Симакин, Е. В. Потапов) по приведенным методикам [16, 21]. Размер исследуемого участка минерала не превышал в диаметре 15—20 мкм; относительная ошибка измерения для большинства элементов составляла 10—15 %; порог обнаружения элементов в среднем равнялся 10 ppb. При построении спектров распределения REE состав циркона нормировался на состав хондрита d [24]. Оценка температуры кристаллизации циркона выполнена с помощью термометра «Ti-в-цирконе» («Ti-in-zircon») [27].
Результаты и их обсуждение
Характеристика циркона. Объектом настоящего исследования стал циркон, выделенный из сборной 250 кг технологической пробы (ПЖ-50) титановой руды средней сероцветной толщи (mr2) малоручейской свиты, составленной из 170 керновых проб 21 разведочной скважины, пробуренных в юго-западной части месторождения. Размерность кристаллов варьирует от 60 до 270 мкм, примерно половина из них — изометричные, другие — слабоудлиненные с Куд от 1.4 до 3.1, умеренно- и слабоокатанные. Цвет кристаллов циркона водяно-про-зрачный, бледно- и темно-розовый и бледно-желтый. Изометричные кристаллы чаще водяно-прозрачные и бледно-желтые с плохо выраженной зональностью или без неё. Удлиненные кристаллы циркона, как правило, демонстрируют в катодолюминесценции (CL) магматическую осцилляционную зональность.
Возраст циркона. Локально было продатировано 35 зерен циркона мелкой фракции (—0.25+0.07 мм) из пробы ПЖ-50 Пижемского месторождения (рис. 1), до этого в ГИ КНЦ РАН (методом TIMS для одиночных зерен) изучены 7 зерен циркона [11]. Полученные результаты сравниваются ниже с данными по геохимии и возрасту циркона, выделенного из шлиховых проб вышележащего полиминерального конглобрекчиевого пласта проявления Ичетъю и керновых проб лампрофиров Четласского Камня [6-8, 10].
Результаты определения возраста циркона, выделенного из немагнитной лейкоксеновой фракции пробы ПЖ-50, показали широкий разброс значений — от 334 до 2740 млн лет (рис. 2, табл. 1). Датировки разделяются на три совокупности: неопротерозойские (5 точек), мезопа-
if JRf
Рис. 1. Изображение в CL циркона Пижемского месторождения (левая часть рисунка — высокоиттриевый циркон; средняя часть — умеренно иттриевый циркон) и лампрофиров Четласского Камня (правая часть рисунка). Размер поля анализа равен ~20 мкм. Номера анализов совпадают с табл. 1, 2
Fig. 1. Image in CL zircon of the Pizhemskoe deposit (left part of drawing — high-Y zircon; middle part of drawing — moderately Y-zircon) and lamprophyres of the ridge Chetlassky Kamen (the right part of drawing). The size of the field of the analysis is equal ~ 20 microns. Numbers of analyses coincide with Table 1, 2
леопротерозойские (26 точек), архейские (3 точки) с выраженным полимодальным распределением максимумов в интервалах 600, 900, 1000-1600, 1600-2000 и 26602740 млн лет (рис. 3). Самое «молодое» измеренное значение возраста — 334 ± 8 млн лет — получено для зерна циркона (точка 33.1), которое характеризуется повышенным содержанием У, Р, HR.EE и других компонентов, что приводит к нарушению равновесия изотопной И-РЬ-системы (Б = 319 %).
Установленные значения возраста циркона из титановых руд близки возрасту циркона из лампрофиров керсантит-спессартитового ряда Четласского Камня, что говорит о возможном вкладе циркона из ксенолито-вой части лампрофиров в образование Пижемского месторождения. Собственных лампрофировых цирконов, подтверждающих позднепротерозойский возраст этих пород [8], пока не обнаружено. Широкий диапазон более древних значений возраста свидетельствует о поступлении циркона во все объекты из различных по глубине 0.6 -
г07рь/235и
Рис. 2. График с конкордией с результатами датирования циркона Пижемского месторождения
Fig. 2. Schedule with Concordia with results of dating of zircon of the Pizhemskoe deposit.
залегания пород фундамента. Пять зерен циркона образуют дискордию со значением верхнего пересечения с конкордией — около 1893 ± 37 млн лет, что соответствует широко проявленному в северо-западном регионе свеко-феннскому этапу метаморфизма. К этой возрастной отметке также тяготеют результаты, полученные «классическим» методом датирования единичных зерен циркона в ГИ КНЦ РАН [6].
Датировки циркона из дайки лампрофиров (проба 55/193) также распределились в три совокупности: неопротерозойские (890-940 млн лет — 2 точки), мезопро-терозойские (1100-1600 млн лет — 4 точки), палеопро-терозойские (2040 млн лет — 1 точка). Самый молодой возраст — 361 ± 9 млн лет — получен для зерна циркона (точка 43.1), в котором нарушено равновесие изотопной И-РЬ-системы (большое значение обратной дискор-дантности Б = -37 %, табл. 1). Распределение датировок циркона из лампрофиров повторяет особенности и вписывается в облик полимодального распределения возрастных максимумов для циркона Пижемского место-
гоо боа юоо 1Ю0 18оо ггоо геоо зоао 3400
Возраст, млм, лет
Рис. 3. Распределение значений U-Pb-возраста циркона Пижемского месторождения
Fig. 3. Distribution of U-Pb values of age of zircon of the Pizhemskoe deposit
Таблица 1. Характеристика и U-Pb-возраст циркона Пижемского месторождения и лампрофиров Четласского Камня Table 1. Characteristic and U-Pb age of zircon of the Pizhemskoe deposit and lamprophyres of the Chetlassky Kamen Ridge
Характеристика
Точка (оттенок, Размер, Возраст Возраст
анализа зональность MKM Куд 206Pbc, u, Th, 232Th 206рЬф Age Age D,
Analysis при наличии) Size, % ppm ppm /238u ppm 206pb/238u? 207Pb/206Pb, %
point Charateristics (hue, zonality if present) mem млн лет Ma млн лет Ma
Пижемское месторождение / Pizhemskoe deposit
1.1 (кайма) (rim) черный / black 86x143 1.66 1.25 137 77.9 0.59 34.9 1646±38 1664 ±74 1
2.1 (центр) (center) темно-серый dark gray светло-серый, 86x143 1.66 0.09 137 102 0,77 38.3 1814±39 1878±25 4
3.1 мозаичная Light gray, mozaic 86x114 1.32 0.00 30.6 43.0 1.45 13.9 2740±64 2699±29 -1
4.1 (край) (rim) черный / black темно-серый, 114x143 1.25 1.43 1382 1838 1.37 112 57ШЗ 1431±42 151
5.1 (центр) (center) секториальная dark gray, sectorial темно-серый, 86x129 1.50 0.21 128 45.2 0.36 40.2 2001±43 2012±24 1
6.1 о сцилляционная dark gray oscillation 114x114 1.00 1.42 200 116 0.60 41.1 1359±31 1580±55 16
7.1 (центр) (center) темно -серый dark gray 114x143 1.25 0.26 193 26.5 0.14 41.7 1444±32 1430±34 -1
8.1 (центр) (center) светло-серый, секториальная light gray, sectorial 77x157 2.04 1.45 39.7 30.4 0.79 3.21 572±17 614±280 7
9.1 (центр) (center) черный / black 100x100 1.00 0.26 475 188 0.41 97.4 1377±31 1324 ±21 -4
10.1 черный / black темно-серый, 86x100 1.16 0.20 269 128 0,49 49.0 1237±27 1196 ±33 -3
11.1 о сцил ляционная dark gray, oscilaltion 71x129 1.81 0.22 111 57.7 0.54 18.9 1164±28 1155±62 -1
12.1
(кайма) черный / black 86x114 1.32 0.41 483 160 0.34 81.5 1151±25 1247±31 8
(rim)
13.1 темно-серый,
(центр) (center) секториальная dark gray, sectorial светло-серый, 114x143 1.25 0.40 106 66.8 0.65 18.4 1187±32 1205±58 2
14.1 о сцилляционная light gray, oscillation 104x130 1.25 1.46 30.7 17.6 0.59 5.11 1124±32 1061±220 -6
15.1 темно-серый dark gray 83x143 1.72 0.22 159 94.3 0.61 40.2 1660±36 1693±30 2
16.1
(центр) черный black 99x125 1.26 0.53 404 147 0.38 96.0 1565±33 1490±32 -5
(center)
Продолжение табл. 1 Continue of table 1
Точка анализа Analysis point Характеристика (оттенок, зональность при наличии) Charateristics (hue, zonality if present) Размер, мкм Size, mem Куд 206Pbc, % и, ppm Th, ppm 232Th /238U 206pb* ppm Возраст Age 206pb/238u? млн лет Ma Возраст Age 207Pb/206Pb, млн лет Ma D, %
Пижемское месторождение / Pizhemskoe deposit
17.1 (центр) (center) темно-серый, секториальная dark gray, sectorial 73x119 1.63 0.84 73.1 175 2.48 13.3 1228±30 1084±120 -12
18.1 (центр) (center) темно-серый, секториальная dark gray sectorial 91x104 1.14 0.21 164 218 1.38 24.2 1020±23 978 ±65 -4
19.1 (кайма) (rim) черный / black 130x156 1.20 0.36 365 183 0.52 81.9 1489±32 1424 ±38 -4
20.1 (центр) (center) темно-серый, секториальная dark gray 104x130 1.25 0.40 158 43.2 0.28 46.6 1896±41 1812±30 -4
21.1 (центр) (center) темно-серый, о сцилляционная dark gray 60x182 3.03 0.71 335 56.8 0.17 61.4 1237±27 1124 ±67 -9
22.1 (ядро) (core) темно-серый dark gray 104x208 2.00 0.33 88.5 109 1.28 27.9 2007±45 1915 ±3 6 -5
23.1 (ядро) (core) темно-серый dark gray 78x104 1.33 0.86 167 129 0.80 33,1 1327±30 1253±65 -6
24.1 (центр) светло-серый, секториальная light gray, sectorial 78x104 1.33 0.50 68.7 71.0 1.07 16.2 1555±36 1495±63 -4
25.1 (кайма) (rim) черный / black 68x130 1.91 0.40 902 387 0.44 119 918±20 1694 ±18 85
26.1 (кайма) (rim) черный / black 117x146 1.25 0.57 252 95.2 0.39 45.6 1225±30 1110 ±46 -9
27.1 черный / black 154x154 1.00 0.34 378 291 0.80 113 1912±40 1977±17 3
28.1 светло-серый, о сцилляционная light gray, oscillation 146x268 1.84 0.50 145 119 0.84 12.1 59Ш5 701±100 19
29.1 черный / black 98x195 1.99 0.05 340 140 0.43 78.3 1531±33 1541 ±19 1
30.1 (ядро) (core) темно-серый dark gray 59x184 3.12 0.49 164 235 1.48 14.4 627±15 589±110 -6
31.1 (кайма) (rim) черный / black 85x141 1.66 1.60 437 73.1 0.17 100 1500±32 1856±37 24
32.1 (центр) (center) светло-серый, о сцилляционная light gray, oscillation 85x158 1.86 0.34 88.6 36.2 0.42 39.1 2662±56 2678±35 1
33.1 черный / black 89x129 1.45 0.89 1950 1637 0.87 89.9 334±8 1400±34 319
34.1 черный / black 87x94 1.08 0.22 275 186 0.70 125 2737±54 2679±12 -2
35.1 (ядро) (core) черный / black 94x200 2.13 0.16 568 279 0.51 96.6 1162±25 1112 ±24 -4
Окончание табл. 1
End of table 1
Характеристика
Точка (оттенок, Размер, 232Th 206pb* Возраст Возраст
анализа зональность мкм Куд 206РЪС, и, Th, Age Age D,
Analysis при наличии) Size, % ppm ppm /238u ppm 206pb/238u? 207Pb/206Pb, %
point Charateristics (hue, zonality if present) mem млн лет Ma млн лет Ma
Лампрофиры Четласского Камня Lamprophyres of Chetlassky Kamen
темно-серый,
36.1 о сцилляционная dark gray oscillation темно-серый, 67x133 1.99 0.10 480 144 0.31 155 2060±44 1955±13 -5
37.1 (ядро) (core) о сцилляционная dark gray oscillation темно-серый, 108x117 1.08 0.37 141 54,0 0.40 24.3 1173±27 1161 ±56 -1
38.1 (край) (rim) о сцилляционная dark gray oscillation темно-серый, 100x125 1.25 0.38 282 95,4 0.35 63.2 1491±33 1480±32 -1
39.1 (край) о сцилляционная dark gray oscillation темно-серый, 67x108 1.61 0.40 263 97,2 0.38 64,4 1607±35 1597±24 -1
40.1 (ядро) (core) о сцилляционная dark gray oscillation 60x95 1.58 0.26 2275 717 0.33 291 893±20 918±18 3
41.1 черный / black 40x70 1.75 0.70 3605 1229 0.35 488 937±20 1012±18 8
42.1 темно-серый,
(центр) (center) о сцилляционная dark gray oscillation яркий, светло- 65x80 1.23 0.29 194 80,0 0,43 31,7 1119±26 1126 ±45 1
43.1 (ядро) (core) серый, о сцилляционная bright, light gray, oscillation 45x80 1.78 0.67 245 397 1,68 12,2 361±9 228±160 -37
рождения. В отличие от последних, совокупность циркона из лампрофиров не содержит древних зерен архейского возраста. Необходимо отметить, что четласские лампрофиры несут в себе большое количество ксенолитов [8] как мантийных ультраосновных пород (лерцоли-тов, верлитов), так и вмещающих пород фундамента разнообразного состава и возраста (гнейсы, кварциты, ме-тасоматиты и др.). Поэтому широкий разброс значений возраста циркона из лампрофиров представляется легкообъяснимым. Размер зерен циркона из лампрофиров, обычно представленных обломками, заметно меньше размера циркона Пижемского месторождения. Зональность у них только магматическая осцилляционная, так же как и у неопротерозойского циркона Пижемского месторождения. Можно сделать вывод, что одним (но не основным) из источников циркона Пижемского месторождения могли быть разновозрастные ксенолиты из средне-тиманских лампрофиров, основная часть циркона могла поступать непосредственно из разновозрастных пород фундамента. Возраст циркона вышезалегающего полиминерального золото-алмаз-редкоземельно-редкометал-льно-титанового проявления Ичетъю описан нами ранее [6, 7] и существенно не отличается от возраста рассмотренных здесь объектов.
Геохимия циркона. Анализ циркона Пижемского месторождения по морфологии, структуре в CL и содержанию редких элементов показал, что весь циркон можно разделить на две совокупности: циркон с высоким содержанием Y и других редких элементов (более 3000 ppm Y, 6 зерен) и циркон с умеренным содержанием редких элементов (29 зерен, табл. 2).
Высокоиттриевый циркон отличается повышенным содержанием REE — от 2000 до 13400 ppm, пологим спектром их распределения (рис. 4, а), отсутствием (по крайней мере в четырех зернах с максимальным содержанием Y величина Ce/Ce* в среднем составляет 2.3) положительной Се-аномалии и наличием редуцированной отрицательной Eu-аномалии (Eu/Eu* в среднем 0.56 для пяти зерен).
Умеренно иттриевый циркон демонстрирует сравнительно узкий диапазон распределения REE — для 24 зерен спектры распределения REE сливаются в одну полосу шириной не более одного порядка хондритового отношения (рис. 4, б). Эта полоса достаточно дифференцирована от легких к тяжелым REE (LuN/LaN отношение в среднем около 7000), четко выражены положительная Се-аномалия (Се/Се* в среднем 43) и отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* в среднем 0.2). Такие характеристики
Рис. 4. Спектры REE для циркона Пижемского месторождения (а — высокоиттриевый; б — умеренноиттриевый циркон) и лампрофиров Четласского Камня (в). На рис. 4, б черными ромбиками обозначен состав умеренно иттриевого циркона за исключением подписанного отдельно
Fig. 4. REE ranges for zircon of the Pizhemskoe deposit (and — high-Y; — moderately Y-zircon) and lamprophyres of the ridge Chetlassky Kamen (c). In fig. 4c black diamond has composition of moderately Y-zircon except for signed separately
отвечают типичному циркону магматического генезиса [23]. Четыре циркона, показанные на рис. 4б белыми квадратами, отличаются повышенным содержанием LREE (в сумме от 60 до 160 ppm, табл. 2), практически выпо-ложенной положительной Се-аномалией (Се/Се* в среднем 4.0) и редуцированной отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* в среднем 0.51). В этих зернах отмечено высокое содержание Са (в среднем 208 ppm), Li (в среднем 43.5 ppm) и Hf (в среднем 10170 ppm) при умеренном содержании U (416-785 ppm). С учетом того, что три из четырех точек (1.1, 12.1, 27.1 на рис. 1) принадлежат черным в CL каймам циркона, то происхождение этих кайм можно считать метаморфическим при активном воздействии флюида. Одна точка циркона (7.1) резко обособлена на рис. 4, б, ее отличает пониженное содержание средних и тяжелых REE, незначительная отрицательная Eu-аномалия, но при этом положительная Се-аномалия хорошо проявлена (Се/Се* = 40), и сохраняется дифференцированный характер спектра REE. Пониженное Th/U-отношение (0.09 — табл. 2) говорит о возможном метаморфическом генезисе этого домена циркона.
Циркон из лампрофиров по характеру распределения REE можно разделить на две подгруппы — черные в CL зерна (точки 40.1 и 41.1, рис. 1) являются высокоит-триевыми (5165 и 5623 ppm соответственно). В них установлено повышенное содержание REE (3420 и 4243 ppm), спектры REE значительно приподняты в области легких REE (LuN/LaN отношение в среднем 160), положительная Се-аномалия редуцирована (рис. 4, в). Однако сохраняется отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* в среднем 0.06). Остальные шесть зерен циркона из лампрофиров по распределению REE близки к типичному умеренно-иттриевому циркону Пижемского месторождения.
Для изученного циркона характерна положительная корреляция содержания Y и P (рис. 5, а). Составы умеренно иттриевого циркона Пижемского месторождения и лампрофиров совпадают на этом графике, а высокоит-триевые цирконы образуют единый тренд точек, соединяющийся с основной группой. Такое соотношение Y и Р обусловлено ксенотимовой схемой изоморфизма в цирконе, при которой (Y + REE)3+ и P5+ замещают (Zr + Si)4+ [19]. Если в высокоиттриевом цирконе Пижемского месторождения содержание Y не превышает 15000 ppm, то в цирконе из вышележащего проявления Ичетъю содержание Y достигает 100000 ppm [14]. При этом содержание Р закономерно увеличивается от 10000 до 40000 ppm с ростом содержания Y и суммы REE. Ранее для циркона, также аномально обогащенного Y и REE, из различных комплексов пород Фенноскандинавского щита, было установлено, что содержание Р увеличивается всего лишь до 500-800 ppm, что предполагает иную, не ксенотимовую схему изоморфного вхождения Y и REE в структуру циркона [15]. Ксенотимовая схема изоморфизма для изученного циркона Тимана также подтверждается соотношением Y и суммы REE в пропорции 1:1 и практически непрерывным трендом изменения состава циркона по Y и REE с высокой степенью корреляции (рис. 5, б).
Содержание Y и Nb коррелирует только в высокоиттриевом цирконе Пижемского месторождения (рис. 5, в). В умеренноиттриевом цирконе содержание Nb варьирует от 6 до 70 ppm (табл. 2) вне зависимости от уровня содержания Y. Циркон из лампрофиров в целом, за исключением двух высокоиттриевых зерен, содержит меньше Nb.
Теблица 2. Содержание редких и редкоземельных элементов (ррш) в цирконе Пижемского месторождения и лампрофирах ЧетласскогомКамня Table 2. Composition of rare and rare-earth elements (ppm) in zircon of the Pizhemskoe deposit and lamprophyres of the Chetlassky Kamen Ridge
Циркон Пижемского месторождения / Zircon from Pizhemskoe deposit
Высокоиттриевый циркон / High-yttrium zircon
Умеренно иттриевый циркон / Moderate yttrium zircon
Component 4.1 25.1 30.1 31.1 33.1 35.1 1.1 2.1 3.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1 13.1 14.1 15.1 16.1
La 42.9 33.0 0.18 7.71 21.2 0.12 0.98 0.10 0.10 0.08 2.14 0.03 0.09 0.28 0.06 0.06 1.45 0.33 0.14 0.13 0.02
Ce 880 243 112 125 738 21.1 30.0 29.9 41.3 14.5 59.9 5.01 4.72 17.7 30.6 22.4 49.2 12.5 25.8 13.3 21.4
Pr 213 49.9 0.70 26.8 133 0.72 3.16 0.33 0.39 0.39 7.19 0.03 0.34 0.90 0.08 0.23 8.77 1.58 0.13 0.12 0.08
Nd 1830 464 10.9 210 1363 11.0 28.6 3.87 5.21 6.80 74.4 0.12 5.99 10.7 0.86 4.92 98.8 16.9 1.60 2.05 0.63
Sm 1115 461 17.1 114 1159 18.0 30.8 6.84 6.81 10.5 69.4 0.14 9.02 15.4 2.79 10.8 80.0 16.4 3.70 4.88 1.36
Eu 245 108 5.36 31.6 273 0.27 10.0 1.35 1.54 0.45 17.6 0.04 1.33 1.95 0.27 0.84 15.2 2.22 0.98 0.62 0.11
Gd 1603 681 80.4 215 1792 81.8 97.2 34.1 25.0 40.3 123 0.81 42.2 45.1 21.0 50.2 139 51.1 16.7 29.5 7.03
Dy 2183 902 323 391 2148 300 195 126 63.7 121 223 3.63 128 199 123 167 207 164 62.3 132 43.1
Er 1987 916 632 450 1698 579 296 264 106 209 319 12.8 223 430 351 356 342 291 121 269 114
Yb 2879 1465 1113 673 2675 899 459 475 178 329 590 43.5 357 721 757 583 621 459 219 464 259
Lu 429 231 189 106 409 136 68.9 78.2 28.7 52.6 95.6 11.8 61.4 107 127 83.0 98.6 72.6 36.9 69.9 48.8
Li 21.5 83.9 0.05 15.0 79.7 0.17 36.9 16.1 1.10 5.81 55.0 31.7 0.04 22.9 1.28 0.11 49.6 9.40 12.5 6.94 122
P 8629 3501 437 1661 8014 331 474 405 194 232 883 16.9 93,3 154 475 303 680 272 258 188 109
Ca 5168 1430 2.78 573 4473 5.91 109 0.82 0.68 1.35 309 1.06 0.78 28.9 0.74 0.78 325 40.9 1.67 2.23 0.87
Ti 776 181 13.7 97.8 599 16.9 60.0 22.7 18.0 18.1 49.3 3.98 22.4 10.3 5.38 10.6 44.7 21.2 40.1 8.84 13.2
Sr 58.3 24.3 0.59 6.95 61.0 0.92 4.02 0.39 0.18 0.45 2.70 0.24 0.37 0.99 0.69 0.11 3.04 0.78 0.22 0.50 0.23
Y 14044 6252 3654 3010 14741 3193 1630 1529 657 1185 1831 69.2 1287 2403 1794 2104 1903 1669 722 1518 615
Nb 49.0 31.4 15.6 13.6 54.7 15.4 67.4 59.2 41.5 45.9 30.5 27.8 18.7 60.4 50.7 46.3 30.5 15.7 23.7 23.0 17.1
Ba 484 134 1.62 19.2 407 3.33 9.87 0.90 1.24 0.85 12.1 0.69 0.79 2.07 1.35 1.23 25.2 2.78 1.62 1.29 1.18
Hf 9064 12306 9271 11204 20918 9185 9281 8988 7690 8191 10517 10350 6602 10847 11780 7201 10925 8763 7846 7778 11426
Th 2177 394 372 96.5 2133 309 148 157 45.7 51.3 188 29.6 37.8 201 132 61.5 195 84.5 24.3 92.0 171
U 2224 1335 318 730 3237 884 416 247 44.7 205 467 323 66.3 698 397 160 785 175 56.4 232 648
Th/U 0.98 0.30 1.17 0.13 0.66 0.35 0.36 0.64 1.02 0.25 0.40 0.09 0.57 0.29 0.33 0.39 0.25 0.48 0.43 0.40 0.26
Eu/Eu* 0.56 0.58 0.44 0.61 0.58 0.02 0.56 0.27 0.36 0.07 0.58 0.34 0.21 0.22 0.11 0.11 0.44 0.23 0.38 0.16 0.11
Ce/Ce* 2.23 1.45 77.0 2.11 3.37 17.0 4.12 39.6 51.4 20.4 3.69 39.6 6.58 8.51 112 45.0 3.34 4.19 45.5 26.8 137
ZREE 13408 5553 2484 2352 12409 2047 1219 1020 456 785 1581 77.9 833 1549 1413 1278 1662 1088 489 985 496
2LREE 2967 789 124 370 2254 33.0 62.8 34.2 47.0 21.8 144 5.19 11.1 29.6 31.5 27.6 158 31.3 27.7 15.6 22.2
XHREE 9081 4195 2337 1836 8723 1996 1116 977 401 752 1351 72.6 811 1502 1378 1238 1408 1038 457 964 472
LuN/LaN 96.4 67.3 10248 132 186 10605 676 7330 2845 6723 430 4032 6597 3676 21351 12697 653 2132 2495 5347 26765
LuN/GdN 2.16 2.74 19.0 3.98 1.85 13.5 5.73 18.5 9.28 10.6 6.31 118 11.8 19.2 48.9 13.4 5.72 11.5 17.9 19.2 56.2
SmN/LaN 41.7 22.4 154 23.8 87.7 232 50.3 107 112 224 51.9 7.71 161 88.1 77.8 274 88.1 80.3 41.5 62.1 124
T(Ti), °C 1360 1084 771 994 1304 791 930 821 798 798 906 668 820 745 691 749 895 814 882 732 768
Окончание таблицы 2
End of table 2
Циркон Пижемского месторождения / Zircon from Pizhemskoe deposit
Умеренно иттриевый циркон / Moderate yttrium zircon
Component 17.1 18.1 19.1 20.1 21.1 22.1 23.1 24.1 26.1 27.1 28.1 29.1 32.1 34.1 36.1 37.1 38.1 39.1 40.1 41.1 42.1 43.1
La 0.22 0.12 0.17 0.05 0.05 0.07 3.67 0.27 0.04 1.16 0.15 0.19 0.08 0.39 0.25 0.10 0.32 0.13 10.6 20.5 0.11 0.09
Ce 111 140 29.9 8.92 16.2 26.6 53.7 50.2 16.8 42.2 30.2 23.6 5.63 9.34 33.4 12.3 17.4 28.4 90.4 203 12.3 45.5
Pr 0,71 0.67 0.42 0.08 0.12 0.36 2.62 0.96 0.11 4.15 0.10 0.13 0.07 1.16 0.20 0.09 0.94 0.29 12.2 26.1 0.24 0.12
Nd 11,8 8,26 5.26 1.12 1.85 6.37 17.5 13.0 1.46 35.0 1.13 1.80 0.86 11.8 2.79 1.55 10.0 4.17 80.9 166 2.79 1.64
Sm 17.2 10.2 6.81 2.23 4.25 10.5 13.7 20.4 3.31 23.2 2.29 3.79 2.17 13.0 4.91 2.73 10.6 6.85 57.4 126 4.82 5.46
Eu 2.37 2.05 1.26 0.05 0.70 1.70 2.90 6.25 0.11 5.68 0.37 0.11 0.50 2.21 0.32 0.17 2.24 0.84 1.40 4.18 0.53 2.11
Gd 61.0 33.8 28.2 14.5 24,1 50,1 51.7 73.6 17.9 59.8 13.3 21,6 11.5 44.0 22.1 15.0 27.5 34.3 146 238 25.1 25.9
Dy 206 90.3 103 58.1 111 163 179 221 82.3 118 65.2 85.5 46.5 131 70.2 75.2 94.2 156 486 610 95.5 95.4
Er 364 156 220 131 214 301 351 402 179 182 174 179 111 206 133 185 178 384 840 956 199 211
Yb 578 277 416 223 288 497 618 688 319 267 376 316 227 321 256 352 328 782 1466 1653 343 443
Lu 92.1 46.3 66.6 36.9 39.5 79.2 104 118 49.9 41.6 67.3 54.0 39.4 53.0 46.0 58.6 51.9 126 229 241 54.8 73.5
Li 1.70 19.5 17.6 56.9 56.1 6.89 33.9 5.71 0.02 32.3 0.07 40.4 11.7 97.1 48.7 0.24 42.6 87.9 3.67 3.68 0.77 4.63
P 337 180 302 99.4 55.3 251 550 415 188 482 223 190 113 559 96.2 212 249 605 1311 1307 228 167
Ca 1.60 0.70 14.0 0.87 1.69 0.68 250 37.4 1.33 89.0 15.7 4.44 0.91 25.5 6.57 3.47 42.8 3.13 184 401 4.67 6.17
Ti 40.5 35.9 19.7 14.7 4.77 25.6 19.1 42.4 15.3 18.2 10.9 11.9 12.2 27.0 12.7 8.84 18.5 16.6 96.4 1735 22.4 5.74
Sr 0.67 0.36 0.77 0.25 0.40 0.52 1.15 0.78 0.54 1.33 0.36 0.21 0.18 1.03 0.37 0.46 1.01 0.62 10.5 28.3 0.40 1.26
Y 2088 964 1264 700 1144 1743 1975 2472 1012 1101 918 998 619 1452 787 954 1048 1984 5165 5623 1113 1129
Nb 17.2 25.0 26.0 17.6 33.9 15.2 20.0 14.3 20.8 12.8 14.7 17.3 5.86 13.1 14.8 13.8 13.6 11.2 17.1 38.9 13.4 11.8
Ba 2.26 1.53 2.27 1.18 1.20 0.98 1.40 2.89 1.10 4.81 0.79 1.10 1.23 2.38 5.58 4.34 6.69 2.85 12.0 26.9 1.90 3.06
Hf 8753 7778 10584 8387 6838 8174 8369 7245 10995 9969 8930 9569 8186 8802 7517 8511 9131 9191 11239 12474 9010 8038
Th 226 256 205 38.3 43.1 115 144 103 112 335 123 146 44.0 219 133 60.9 98.0 112 831 1646 74.2 169
U 123 275 557 208 556 135 260 118 428 601 208 494 145 406 696 216 394 343 3519 5959 256 250
Th/U 1.83 0.93 0.37 0.18 0.08 0.85 0.56 0.87 0.26 0.56 0.59 0.29 0.30 0.54 0.19 0.28 0.25 0.33 0.24 0.28 0.29 0.68
Eu/Eu* 0.22 0.34 0.28 0.02 0.21 0.23 0.33 0.49 0.04 0.46 0.20 0.04 0.31 0.28 0.09 0.08 0.40 0.17 0.05 0.07 0.15 0.54
Ce/Ce* 68.7 119 27.2 36.4 50.1 39.8 4.19 23.7 60.1 4.64 60.9 36.0 17.9 3.36 35.6 32.9 7.66 35.0 1.92 2.12 18.1 109
ÜREE 1446 765 877 476 699 1136 1397 1594 670 780 730 686 444 793 570 703 721 1523 3420 4243 739 904
ZLREE 124 149 35.8 10.2 18.3 33.4 77.4 64.5 18.4 82.5 31.5 25.7 6.64 22.7 36.7 14.1 28.6 33.0 194 415 15.4 47.4
SHREE 1302 604 833 463 675 1090 1303 1503 648 669 695 656 435 755 528 686 679 1482 3167 3698 718 849
LuN/LaN 4078 3680 3815 7786 7657 10578 273 4176 11755 345 4447 2765 4473 1303 1750 5862 1555 9151 208 113 4659 8161
LuN/GdN 12.2 11.1 19.1 20.5 13.3 12.8 16,3 13.0 22.5 5.63 40.8 20.3 27.8 9.74 16.8 31.6 15.3 29.8 12.7 8.19 17.7 22.9
SmN/LaN 126.9 135 64.9 78.1 137 232 5.96 120 129 32.0 25.2 32.2 41.0 53.3 31.1 45.4 52.6 82.5 8.66 9.85 68.1 101
T(Ti), °C 884 870 806 778 682 833 804 889 782 799 750 759 761 839 765 732 800 790 992 1567 820 696
Циркон лампрофиров Четласского Камня Zircon of lamprophyres of Chetlassky Kamen
Рис. 5. Соотношение Y-P (a), Y-REE (6), Y-Nb (в), LREE-HREE (r), Th-U (д), Ti-Ca (e) для циркона Пижемского месторождения (1 — высокоиттриевый циркон; 2 — умеренно иттриевый циркон) и лампрофиров Четласского Камня (3) Fig. 5. Ratio of Y-P (a), Y-REE (6), Y-Nb (в), LREE-HREE (г), Th-U (д), Ti-Ca (e) for zircon of the Pizhemskoe deposit (1 — high-Y zircon; 2 — moderately Y-zircon) and lamprophyres of the ridge Chetlassky Kamen (3)
Легкие и тяжелые REE коррелируют между собой, при этом высокоиттриевый циркон содержит большее количество LREE и HREE (рис. 5, г). Умеренноиттриевый циркон Пижемского месторождения образует довольно компактную группу на графике, с которой совпадают фигуративные точки циркона из лампрофиров.
Умеренно- и высокоиттриевый циркон Пижемского месторождения также отличаются друг от друга по содержанию Th и U (рис. 5, д). Высокоиттриевый циркон, как правило, содержит больше Th и U. Соотношение Th и U
в изученном цирконе достаточно выдержанное: Th/U отношение в среднем составляет 0.48 по данным геохимического исследования (табл. 2) и 0.68 по данным SHRIMP (табл. 1). Обе величины относятся к диапазону значений циркона магматического генезиса [23].
Неформульные для циркона элементы — Са и Ti — положительно коррелируют (рис. 5, е), при этом высокоиттриевый циркон содержит больше и Са, и Ti. При уровне содержания Са менее 10 ppm его корреляция с Ti пропадает. Температура кристаллизации умеренноиттриевого
100
CD
О о
О ю
Sé
¿D ¿-N. &
jytâ
Ж
&—о"
2
о ^ Д о
1 Ч °о
10 100 SmN/LaN
юооо
1000 .
СО
100 г
w 10
1 .
0,1
0.001 0.01 0.1 1 10 100 1000 La (ppim)
1.0
*
=5 LU
Ш
0.5
0.0
■ В
■ ■ «ъ --N О 0 / \ 0 ^ \ о О { 1 -, S*___' 2 О О Ь> " ° oVy / 1 оо ■ . Q. . О. ,
10
100
Ce/Ce1
Рис. 6. Соотношение Sm/La-Ce/Ce* (a), La-Sm/La (б) и Ce/Ce*-Eu/Eu* (в) для циркона. Показаны поля составов магматического (1) и гидротермально-метасоматического циркона (2) по [22, 26]. Условные обозначения для фигуративных точек циркона совпадают с рис. 5
Fig. 6. Sm/La-Ce/Ce* ratio (a), La-Sm/La (b) and Se/Ce*-Eu/Eu* (c) for zircon. Fields of structures magmatic (1) and hydrothermal-metasomatic zircon (2) are shown [22, 26]. Symbols for figurative points of zircon coincide with Fig. 5
циркона по титановому термометру [27] попадает в диапазон 670—930 °С при среднем значении 800 °С (табл. 2). В целом содержание Ti не превышает эмпирический лимит в 50—70 ppm, позволяющий использовать титановый термометр [25]. В высокоиттриевом цирконе содержание Ti достигает 600 и даже 776 ppm, что исключает его использование в качестве геотермометра (табл. 2).
В большинстве проанализированного циркона спектры распределения REE (рис. 4) отвечают характерному
для магматического циркона типу с высоким значением ЬиМ/ЬаМ-отношения, четко проявленной положительной Се-аномалией (Се/Се* достигает 137) и менее контрастной отрицательной Еи-аномалией [23]. Содержание неформульных для циркона элементов (Са, Бг, Ва, №э, Т1) сравнительно невелико и в сумме составляет 20—428 ррт.
Высокоиттриевый циркон характеризуется резко повышенным уровнем суммарного содержания ЯЕЕ, варьирующим в одном порядке — от 3400—4200 в лампрофирах до 5500—13400 ррт в Пижемском месторождении (табл. 2). Необходимо отметить, что в высокоиттриевом цирконе аномально увеличивается содержание не только неформульных элементов (Са, Бг, Ва, №э, ТГ), но также более свободно, изоморфно входящих в его решетку ИГ, ТИ, и и Р. Суммарное содержание в цирконе всех этих элементов, без учета ЯЕЕ, варьирует от 22300 до 54700 ррт (табл. 2).
На дискриминационных диаграммах (рис. 6), используемых для разделения составов циркона магматического и гидротермально-метасоматического генезиса [22, 26], изученный циркон попадает либо в поле магматического генезиса, либо занимает промежуточное положение в направлении поля составов гидротер-мально-метасоматического циркона. Высокоиттриевый циркон Пижемского месторождения и лампрофиров Четласского Камня максимально тяготеет к полю гидро-термально-метасоматического циркона, но формально в него не попадает.
По известным критериям соотношения УЬ-И, Ж-И/УЬ (рис. 7, а, б) весь изученный циркон попадает в поле циркона из континентальных пород [20]. На диаграмме У-И/УЬ (рис. 7, в) обособляются точки состава высокоиттриево-го циркона Пижемского месторождения и лампрофиров. При этом они расположены вдоль линии, разграничивающей цирконы однозначно океанического генезиса (нижняя часть диаграммы) от цирконов континентальных пород и поля неопределенности. Очевидно, что данная диаграмма, построенная на ограниченной выборке аналитических данных, не в полной мере может служить для идентификации генезиса циркона с аномально высоким содержанием У.
В целом результаты впервые проведенного датирования циркона Пижемского месторождения согласуются с результатами исследования возраста циркона, выделенного из вышележащего конглобрекчиевого пласта проявления Ичетъю [6, 7]. Геохимическая специализация циркона двух объектов во многом совпадает — все это может свидетельствовать о едином источнике циркона для них. Доказательством того, что источник циркона глубинный, а не латеральный, является отсутствие на современной эрозионной поверхности Тимана пород древнее 1 млрд лет. Кроме того, У-Р-ЯЕЕ-геохимическая специализация циркона Тимана отсутствует в магматических и осадочных породах Урала и Балтийского щита.
Для установления меры генетических связей и возможного источника вещества циркона проведен факторный анализ (метод главных компонент), в котором использованы 26 признаков, характеризующих состав циркона (54 анализа в 47 зернах: 35 зерен циркона Пижемского титанового месторождения, 8 зерен циркона из лампрофиров Четласского Камня и 11 анализов 4 зерен высокоиттриевого циркона проявления Ичетъю). В качестве признаков при обработке данных методом факторного анализа были выбраны: химический состав циркона (22 элемента — Ьа, Се, Рг, Мё, Бт, Еи, Оё, Бу,
0.6
0.4
0,2
Важ Sr4
Ca
Hf'
%
iTti-
CM
0,0
si
UCJ
Li-*
-0.2
-0.4
-0.6
t
"Ни
CL.
"уд
tl
La
lNb
-0.6 -0.4 -0.2 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0
F1
CM
1.5
1.0
0.5
0.0
-0.5
-1.0
1 1 1 ■ 1 ■ б л ЧтЪ nt сЯ ° ■ 1 1 1 ( ■ D5 . D
wа Oos и О 1 А 2 □ 3 Я 4
-0.6
-0.4
-0.2
0.0
0.2
0.4
F1
Рис. 7. Соотношение Yb-U (a), Hf-U/Yb (б) и Y-U/Yb (в) для циркона. Серым цветом показано поле циркона континентальных пород, ниже наклонной линии находится поле циркона однозначно океанического происхождения [20]. Условные обозначения для фигуративных точек циркона см. на рис. 5
Fig. 7. A ratio of Yb-U (a), Hf-U/Yb (b) and Y-U/Yb (c) for zircon. The field of zircon of continental rocks is shown by gray color, below the inclined line there is a field of zircon of unambiguously oceanic origin [20]. Symbols for figurative points of zircon coincide with
Fig. 5
Er, Yb, Lu, Li, P, Ca, Ti, Sr, Y, Nb, Ba, Hf, Th, U), U-Pb-возраст зерен циркона и морфологические признаки (коэффициент удлинения, зональность и яркость катодолю-минесцентного свечения, оцененные в баллах).
Два главных фактора удовлетворительно описывают изменчивость всей выборки данных со следующими весами: F1 = 71.63 %; F2 = 8.04 %. Другие факторы не принимаются в расчет ввиду своего незначительного вклада в общую дисперсию. Графическое изображение результата факторного анализа показано на рис. 8. Все проанализированные химические элементы разделились на четыре группы на диаграмме факторных нагрузок (рис. 8, а). Отмечены высокие корреляционные связи между всеми REE, Th, Y и P, эти элементы-примеси образовали единое компактное поле. Высокая корреляция на уровне (r = 0.92—1.00) для большой группы элементов убе-
Рис. 8. Диаграммы в координатах главных факторов (F1 и F2) для изученного циркона: а — факторных нагрузок; б — значений факторов. Условные обозначения: а) t — U-Pb-возраст, Куд — коэффициент удлинения, CL — яркость катодолю-минесценции, зон. — зональность; б) 1 — умеренноиттрие-вый циркон Пижемского месторождения, 2 — циркон лам-профиров Четласского Камня, 3 — высокоиттриевый циркон проявления Ичетъю [14], 4 — высокоиттриевый циркон Пижемского месторождения
Fig. 8. Charts in coordinates of main factors (F1 and F2) for the studied zircon: A — factorial loadings; Б — values of factors. Symbols: a) t — U-Pb age, Куд — lengthening coefficient, CL — brightness of a cathodoluminescense, zon. — zonality; b) 1 — moderately Y zircon of the Pizhemskoe deposit, 2 — zircon from lamprophyres of the Chetlassky Kamen ridge, 3 — high-Y zircon of Ichetyu occurrence [14], 4 — high-Y zircon of the Pizhemskoe deposit
дительно свидетельствует о существовании гетеровален-тного изоморфизма между Zr и Si с одной стороны и Y, REE, P с другой в ряду циркон — ксенотим. Тяжелые REE имеют более сильные корреляционные связи c Y, чем легкие. Другая группа сильно коррелирующих между собой элементов (r = 0.90—0.95) объединяет Ca, Sr, Ba, Hf, U — литофильные элементы, близкие между собой по геохимическим свойствам. Сильная корреляция (r = 0.99) между Ti и Nb свидетельствует о том, что источником циркона могли быть щелочно-ультраосновные породы, для которых эти элементы-примеси весьма характерны. Литий не коррелируется с другими элементами. Отрицательные
корреляционные связи выявлены между содержанием большинства химических элементов с одной стороны и возрастом и морфологическими признаками (зональностью, яркостью CL, коэффициентом удлинения зерен циркона) с другой стороны. Это означает, что более древний циркон содержит меньше элементов-примесей по сравнению с цирконом относительно молодого возраста, а также имеет морфологические признаки циркона магматического генезиса (удлиненную форму и осцилляци-онную зональность в контрастных тонах).
Результат факторного анализа для 54 точек циркона показывает, что фигуративные поля всех совокупностей циркона (Пижемское месторождение, проявление Ичетъю и лампрофиры Четласского Камня) в значительной степени пересекаются (рис. 8, б), в особенности это характерно для циркона Пижемского месторождения и лампрофиров. От основной группы в правую часть графика значений факторов отклоняются высокоиттриевые разности циркона всех трех объектов. Вышесказанное подтверждает вывод о едином геохимическом типе рассмотренного циркона и о возможном едином глубинном источнике для них.
Выводы
1. Впервые получены данные по геохимии и U-Pb-возрасту циркона Пижемского титанового месторождения. Проведен сравнительный анализ этих данных с таковыми для циркона из полиминерального проявления Ичетъю и лампрофиров Четласского Камня Среднего Тимана, предполагаемого источника рудного вещества для Пижемского месторождения. Установлено, что в ти-таноносной руде присутствуют зерна циркона широкого временного интервала. Материалом и коренным источником рудного вещества были не только лампрофиры — вероятно, флюидизаты дренировали тиманский фундамент с большой глубины. Результаты определения возраста циркона показали, что в изученной выборке присутствуют зерна с самыми «молодыми» датировками — 591—572 млн лет. Отсутствие фанерозойского циркона свидетельствует о том, что сама титаноносная толща более древняя, чем предполагалась ранее (средний девон), ее возраст следует считать докембрийским.
2. Установлен единый геохимический тип для циркона из всех трех объектов, для которого характерен одинаковый тренд гетеровалентного изоморфизма ксеноти-мового типа (Zr+Si)4+ ^ (Y+REE)3++P5+. В каждом из трех объектов для большинства зерен характерно относительно низкое содержание Y + REE в интервале от 150 до 3000 ppm, однако в каждом из них присутствует более 10 % зерен циркона с аномально высоким суммарным содержанием этих элементов — до 1—3.5 мас. %, коррелирующим с содержанием Р. Источник собственно Y-HREE-циркона в настоящее время доподлинно не известен. Но тем не менее этот «маркер» заметно проявился во всех рассмотренных в статье объектах. Сейчас можно говорить об особом «тиманском» типе иттрий-фосфор-редкоземельного циркона.
3. В цирконе отмечается повышенное содержание титана, которое дает высокую расчетную температуру кристаллизации — от 668 до 994 °С (среднее значение 806 °С). Такая температура характерна для коровых магматических пород. В аномальном по содержанию Y, REE и Са (индикатор степени метамиктности) цирконе отмечается повышенное содержание Ti, которое дает нере-
ально высокие температуры кристаллизации, не использованные при расчете средних значений. Установленная высокая корреляция (г = 0.99) содержания Т1 и N в цирконе подтверждает вероятность того, что источником циркона Пижемского месторождения могли служить ще-лочно-ультраосновные породы (лампрофиры), широко распространенные на Среднем Тимане.
Авторы благодарят С. Г. Симакина, Е. В. Потапова (ЯФ ФТИАН) и сотрудников ЦИИ ВСЕГЕИ за аналитические исследования циркона.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 16-05-00125), Минобрнауки России в рамках проектной части государственного задания в сфере научной деятельности № 5.2115.2014/Кна 2014-2016 гг. и НИР ИГЕМ РАН № 72-8 «Эволюция россыпеобразующих систем в процессе литогенеза: от мобилизации вещества до россыпей дальнего сноса».
Литература
1. Игнатьев В. Д., Бурцев И. Н. Лейкоксен Тимана: Минералогия и проблемы технологии. СПб.: Наука, 1997. 215 с.
2. Калюжный В. А. Некоторые черты ильменито-лей-коксеноносных осадочно-метаморфических фаций сланцев и связанные с ними россыпи на Тимане // Геология и полезные ископаемые северо-востока европейской части СССР и севера Урала. Сыктывкар, 1965. С. 467—473.
3. Калюжный В. А. Геология новых рассыпеобразующих метаморфических формаций. М.: Наука, 1982. 264 с.
4. Макеев А. Б. Пижемское титановое месторождение — флюидизатная кальдера в Пижемской депрессии (Средний Тиман) // Геохимия литогенеза: Материалы Российского совещания с международным участием (Сыктывкар, 17— 19 марта 2014 г.). Сыктывкар: Геопринт, 2014. С. 86—89.
5. Макеев А. Б. Типоморфные особенности минералов титановых руд Пижемского месторождения // Минералогия. 2016. № 1. С. 24-49.
6. Макеев А. Б., Баянова Т. Б., Борисовский С. Е, Жиличева О. М. Состав, изотопный и-РЬ-возраст и источник циркона полиминерального проявления Ичетъю (Средний Тиман) // Записки РМО. 2015. № 6. С. 9-18.
7. Макеев А. Б., Борисовский С. Е, Баянова Т. Б., Жиличева О. М, Скублов С. Г. Уникальные иттриевые цирконы полиминерального проявления Ичетъю // Минералогия. 2015. № 4. С. 29-46.
8. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И. Лампрофиры Тимана // Региональная геология и металлогения. 2009. Т. 37. С. 51-73.
9. Макеев А. Б., Дубинчук В. Т., Быховский Л. 3., Лаломов А. В., Макеев Б. А. Пижемское титановое месторождение: проблемы генезиса // Матер. XIV Межд. совещания по геологии россыпей и месторождений кор выветривания (РКВ-2010). Новосибирск, 2010. С. 417-422.
10. Макеев А. Б., Дудар В. А. Минералогия алмазов Тимана. СПб.: Наука, 2001. 336 с.
11. Макеев А. Б, Дудар В.А., Самарова Г. С., Быховский Л. 3., Тигунов Л. П. Пижемское титановое месторождение (Средний Тиман): аспекты геологического строения и освоения // Рудник будущего. 2012. № 1(9). С. 16-24.
12. Макеев А. Б., Иванух В., Обыден С. К., Брянчанинова Н. И., Иванников П. В., Сапарин Г. В. Взаимоотношение алмаза и карбонадо (по материалам исследования бразильской и среднетиманской коллекций) // Доклады АН. 2003. Т. 393. № 3. С. 393-397.
13. Макеев А. Б., Носик Л. П. Химический и изотопный состав сидерита Пижемского месторождения (Средний Тиман) // Геология и минеральные ресурсы Европейского
Северо-Востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. C. 277-279.
14. Макеев А. Б., Скублов С. Г. Иттриево-редкоземельные цирконы Тимана: геохимия и промышленное значение // Геохимия. 2016. № 9. C. 821-828.
15. Скублов С. Г., Марин Ю. Б., Галанкина О. Л., Симакин С. Г., Мыскова Т. А., Астафьев Б. Ю. Первая находка аномально (Y+REE)-обогащенных цирконов в породах Балтийского щита // Доклады АН. 2011. Т. 441. № 6. С. 792-799.
16. Федотова А. А., Бибикова Е. В., Симакин С. Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях // Геохимия. 2008. № 7. С. 1-18.
17. Цаплин А. Е, Тополюк В. В., Бакулина Л. П., Довжикова Е. Г. Строение титаноносной малоручейской свиты Среднего Тимана // Изв. вузов. Геология и разведка. 1988. № 9. С. 57-62.
18. Чернышев И. В., Макеев А. Б., Гольцман Ю. В., Брянчанинова Н. И. Возраст титановых месторождений северо-востока Восточно-Европейской платформы: Rb-Sr-данные // Доклады АН. 2010. Т. 435. № 3. С. 378-383.
19. Finch R. J., Hanchar J. M., Hoskin P. W O, Burns P. C. Rare-earth elements in synthetic zircon: Part 2. A singlecrystal X-ray study of xenotime substitution. Amer. Mineral. 2001. Vol. 86. P. 681-689.
20. Grimes C. B., John B. E., Kelemen P. B., Mazdab F., Wooden J. L., Cheadle M. J., Hanghwj K., Schwartz J. J. The trace element chemistry of zircons from oceanic crust: a method for distinguishing detrital zircon provenance. Geology. 2007. Vol. 35. P. 643-646.
21. Hinton R. W., Upton B. G. J. The chemistry of zircon: Variations within and between large crystals from syenite and alkali basalt xenoliths. Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. Vol. 55. P. 3287-3302.
22. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. Vol. 69. P. 637-648.
23. Hoskin P. W. O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Rev. Miner. Geochem. 2003. Vol. 53. P. 27-62.
24. McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth. Chem. Geol. 1995. Vol. 120. P. 223-253.
25. Page F. Z, Fu B., Kita N. T., Fournelle J., Spicuzza M. J., Schulze D. J., Viljoen F., Basei M. A. S., Valley J. W. Zircons from kimberlite: New insights from oxygen isotopes, trace elements, and Ti in zircon thermometry. Geochim. Cosmochim. Acta. 2007. Vol. 71. P. 3887-3903.
26. Pelleter E., Cheilletz A., Gasquet D., Moutlaqi A., Annich M., El Hakour A., Deloule E., Feraud G. Hidrothermal zircons: A tool for ion microprobe U-Pb dating of gold mineralization (Tamlalt-Menhouhou gold deposit — Morocco). Chem. Geol. 2007. Vol. 245. P. 135-161.
27. Watson E. B., Wark D. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contrib. Miner. Petrol. 2006. Vol. 151. P. 413-433.
References
1. Ignatiev D. V., Burtsev I. N. Leikoksen Timana:Mineralogiya i problemy tehnologii (The leucoxene of Timan: Mineralogy and problems of technology). St. Petersburg, Nauka, 1997, 215 pp.
2. Kalyuzhny V. A. Nekotorye cherty ilmenito-leikoksenonosnyh osadochno-metamorficheskih fatsii slantsev i svyazannye s nimi rossypi na Timane (Some features of ilmenite-leucoxene sedimentary-metamorphic facies of shales and associated deposits
on the Timan). In: Geology and minerals of the North-East of the European part of the USSR and the North of the Urals. Syktyvkar, 1965, pp. 467-473.
3. Kalyuzhny V. A. Geologiya novyh rassypeobrazuyuschih metamorficheskih formatsii (Geology of new placer-bearing metamorphic formations). Moscow, Nauka, 1982, 264 pp.
4. Makeyev A. B. Pizhemskoe titanovoe mestorozhdenie — flyuidizatnaya kaldera v Pizhemskoi depressii (Srednii Timan) (Pizhemsky titanium deposit — fluidizated caldera in Pizhemsky depression (Middle Timan)). In: Geochemistry of lithogenesis: Mater. Russian Symposium with international participation (Syktyvkar, 17—19 March 2014). Syktyvkar: Geoprint, 2014. P. 8689. (in Russian).
5. Makeyev A. B. Tipomorfnye osobennosti mineralov titano-vyh rud Pizhemskogo mestorozhdeniya (Typomorphic features of minerals of titanium ores from the Pizhemskoe deposit). Mineralogija (Mineralogy). 2016, N 1, pp. 24—49.
6. Makeyev A. B., Bayanova T. B., Borisovskiy S. E. , Zhilicheva O. M. Sostav, izotopnyi U-Pb vozrast i istochnik tsirkona polimineral'nogo proyavleniya Ichet'yu (Srednii Timan) (Composition, the U-Pb isotope age and source of zircon in the Ichetju polymineral occurrence (the Middle Timan)). Zapiski RMO (Proc. Russian Miner. Soc.). 2015a, No. 6, pp. 9—18.
7. Makeyev A. B., Borisovsky S. E., Zhilicheva O. M., Bayanova T. B., Skublov S. G. Unikalnye ittrievye tsirkony polimineral'nogo proyavleniya Ichet'yu (The unique Y-zircon from the Ichet'yu polymineral occurrence (Central Timan)). Mineralogija (Mineralogy). 2015, No. 4, pp. 29—46.
8. Makeyev A. B., Bryanchaninova N. I. Lamprofiry Timana (Lamprophyres of Chetlassky Kamen (Middle Timan)). Regional Geol. Metallogeny. 2009. Vol. 37. P. 51—73.
9. Makeyev A. B., Dubinchuk V. T., Bykhovsky L. Z., Lalomov A. V., Makeev B. A. Pizhemskoe titanovoe mestorozhdenie:problemy genezisa (Pizhemsky titanium deposit: Genesis). In: Proceedings of the 14th Intern. meeting on Geology of placers and weathered rock deposits (PWR-2010). Novosibirsk, 2010, pp. 417—422.
10. Makeyev A. B., Dudar V. A. Mineralogiya almazov Timana (Diamond Mineralogy of the Timan). St. Petersburg: Nauka, 2001. 336 p.
11. Makeyev A., Dudar V., Samarova G., Byhovskij L., Tigunov L. Pizhemskoe titanovoe mestorozhdenie (Srednii Timan): aspekty geologicheskogo stroeniya i osvoeniya (PizhemsKy titanium deposit (Middle Timan): geological structure and development aspects). Rudnik Budushego (Mine of the Future). 2012, N 1(9), pp. 16—24.
12. Makeyev A. B., IwanuchW., Obyden S. K., Bryanchaninova N. I., Ivannikov P. V., Saparin G. V. Vzaimootnoshenie almaza i karbonado (po materialam issledovaniya brazil'skoi isrednetimanskoi kollektsii) (Mutual relation between diamond and carbonado (on materials of Brazilian and Middle Timans collections). Doklady Earth Sciences. 2003, Vol. 393A, N 9, 2003, pp. 1251—1255.
13. Makeyev A. B., Nosik L. P. Himicheskii i izotopnyi sostav siderita Pizhemskogo mestorozhdeniya (Srednii Timan) (The chemical and isotopic composition of siderite Pizhemskoe deposit (Middle Timan)). In: Geology and mineral resources of the European North-East of Russia: Proceedings of the 15th Geology Congress of the Komi Republic. V. II, Syktyvkar, IG Komi Science Centre RAS, 2009, pp. 277—279.
14. Makeyev A. B., Skublov S. G. Ittrievo-redkozemel'nye tsirkony Timana: geohimiya i promyshlennoe znachenie (Yttrium-rare-earth zircons Timan: geochemistry and industrial value). Geochem. Int. 2016, Vol. 54, No. 9. P. 821—828.
15. Skublov S. G., Marin Yu.B., Galankina O. L., Simakin S. G., Myskova T. M., Astafev B. Yu. Pervaya nahodka anomalno
(Y+REE)-obogaschennyh tsirkonov v porodah Baltiiskogo schita (The first discovery of abnormal (Y+REE)-enriched zircons in rocks ofthe Baltic Shield). Doklady Earth Sciences. 2011, Vol. 441, Part 2, pp. 1724-1731.
16. Fedotova A. A., Bibikova E. V., Simakin S. G. Geohimiya tsirkona (dannye ionnogo mikrozonda) kak indikatorgenezisa minerala pri geohronologicheskih issledovaniyah (Ion-microprobe zircon geochemistry as an indicator ofmineral genesis during geochronological studies). Geochem. Int. 2008. Vol. 46, No. 9, pp. 912-927.
17. Tsaplin A. E., Topolyuk V. V., Bakulina L. P., Udovikova E. G. Stroenie titanonosnoi malorucheiskoi svity Srednego Timana (Structure Malorucheysky titanoferous suite of Middle Timan). Proceedings of Higher Schools, Geologiya i Razvedka (Geology and Exploration). 1988, No 9, pp. 57-62.
18. Chernyshev I. V., Makeyev A. B., Goltsman Yu.V., Bryanchaninova N. I. Vozrast titanovyh mestorozhdeniisevero-vostoka Vostochno-Evropeiskoi platformy (Age of titanium deposits of the Northeastern part of the Eastern European Platform: Rb-Sr data). Doklady Earth Sciences. 2010. Vol. 435, Part 1, pp. 1524-1528.
19. Finch R. J., Hanchar J. M., Hoskin P. W. O., Burns P. C. Rare-earth elements in synthetic zircon: Part 2. A singlecrystal
X-ray study of xenotime substitution. Amer. Mineral. 2001. Vol. 86. P. 681-689.
20. Grimes C. B., John B. E., Kelemen P. B., Mazdab F., Wooden J. L., Cheadle M. J., Hanghmj K., Schwartz J. J. The trace element chemistry of zircons from oceanic crust: a method for distinguishing detrital zircon provenance. Geology. 2007. Vol. 35. P. 643-646.
21. Hinton R. W., Upton B. G. J. The chemistry of zircon: Variations within and between large crystals from syenite and alkali basalt xenoliths. Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. Vol. 55. P. 3287-3302.
22. Hoskin P. W. O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. Vol. 69. P. 637-648.
23. Hoskin P. W. O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Rev. Miner. Geochem. 2003. Vol. 53. P. 27-62.
24. McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth. Chem. Geol. 1995. Vol. 120. P. 223-253.
