CC BY
8
Труды Карельского научного центра РАН. 2022. № 2. С. 70-81 Transactions of the Karelian Research Centre of RAS. 2022. No. 2. P. 70-81 DOI: 10.17076/geo1544
ОРИГИНАЛЬНЫЕ СТАТЬИ Original articles
УДК 553.411 (470.21)
ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ и-РВ (вытирай) И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЦИРКОНА ИЗ РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ (Ш, Ы) АПЛИТОВИДНЫХ ГРАНИТОВ МУРМАНСКОГО БЛОКА
Н. М. Кудряшов1*, О. В. Удоратина2, А. А. Калинин1, Е. В. Галеева1, М. А. Кобл3
1 Геологический институт ФИЦ «Кольский научный центр РАН» (ул. Ферсмана, 14, Апатиты, Мурманская обл., Россия, 184209), *nik@geoksc.apatity.ru
2 Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН (ул. Первомайская, 54, Сыктывкар, Коми, Россия, 167982)
3 Стэнфордский университет (Стэнфорд, Калифорния, США, 94305)
В работе приведены результаты геохимического и изотопно-геохронологического изучения циркона из аплитовидных гранитов с шеелитовой и сподуменовой минерализацией. Научный интерес к этим гранитам связан с поиском источников вещества крупнейшего в мире Колмозерского месторождения сподумено-вых пегматитов, а также с оценкой потенциального вольфрамового оруденения в пределах Кольской металлогенической провинции. До настоящего времени нет достоверных данных о возрасте сподуменовых пегматитов Колмозерско-го месторождения, а возраст возможных материнских гранитов укладывается в широкий временной диапазон от 2,7 до 1,9 млрд лет. Циркон в исследованных гранитах характеризуется внутрифазовой неоднородностью, наблюдаются менее измененные, преимущественно центральные, зоны и наиболее измененные краевые зоны. Концентрации урана в каждой из зон сильно варьируют, увеличиваясь в наиболее измененном цирконе в 2-3 раза. По геохимическим характеристикам циркон в гранитах относится к двум типам: магматическому и метасоматическому. Новые и-РЬ (по циркону) изотопно-геохронологические данные с возрастом 2723 ± 11 млн лет отражают время кристаллизации аплитовидных гранитов, а возраст 2207 ± 15 млн лет определяет время их метасо-матических преобразований, с которыми, возможно, связана шеелитовая и сподуменовая минерализация. Полученные результаты могут служить временными маркерами формирования Колмозерского месторождения сподуменовых пегматитов.
Ключевые слова: и-РЬ (SHRIMP-RG) изотопный возраст циркона; шеелитовая и сподуменовая минерализация; редкометалльные пегматиты; Фенноскандинав-ский щит
Для цитирования: Кудряшов Н. М., Удоратина О. В., Калинин А. А., Галеева Е. В., Кобл М. А. Изотопно-геохронологические и-РЬ (SHRIMP-RG) и геохимические
Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2022. No. 2
характеристики циркона из редкометалльных (W, Li) аплитовидных гранитов Мурманского блока // Труды Карельского научного центра РАН. 2022. № 2. С. 70-81. doi: 10.17076/geo1544
Финансирование. Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РНФ № 22-27-00589 и является вкладом в выполнение госзадания ГИ КНЦ РАН № 02312019-0053.
N. M. Kudryashov1*, O. V. Udoratina2, A. A. Kalinin1, E. V. Galeeva1, M. A. Coble3. ISOTOPE-GEOCHRONOLOGICAL U-Pb (SHRIMP-RG) AND GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS OF ZIRCON FROM RARE METAL (W, Li) APLITE GRANITE OF THE MURMANSK BLOCK
1 Geological Institute, Kola Science Centre, Russian Academy of Sciences
(14 Fersmana St., 184209 Apatity, Murmansk Region, Russia), *nik@geoksc.apatity.ru
2 Institute of Geology, Komi Science Centre, Ural Branch, Russian Academy of Sciences (54 Pervomayskaya St., 167982 Syktyvkar, Komi Republic, Russia)
3 Stanford University, Department of Geological Sciences Research and Development (Stanford, California, USA, 94305)
The article presents the results of geochemical and isotope geochronological investigations of zircon from aplite granite with scheelite and spodumene mineralization. The mineralized granite is of scientific interest as a possible source of matter for the world's largest spodumene pegmatite Kolmozero deposit, and for the tungsten mineralization in the Kola metallogenic province. As of now, no data are available on the age of the spodumene pegmatite Kolmozero deposit, and the estimated age of possible 'mother' granites is 2.7 to 1.9 Ga. Zircons from the studied granite are characterized by internal inhomogeneity, with less altered central parts and intensely altered outer parts. Uranium content in zircon is changeable as well, being 2-3 times higher in the altered parts of the grains. Zircons are of two geochemical types - magmatic and metasomatic. New isotope geochronological U-Pb data for zircon indicate the 2723 ± 11 Ma age of crystallization of the aplite granite, and 2207 ± 15 Ma age of alteration and, probably, of the formation of spodumene and scheelite mineralization. These figures may indicate the age of the rare metal spodumene pegmatite in the Kolmozero deposit.
Keywords: U-Pb (SHRIMP-RG) isotope age of zircon; scheelite and spodumene mineralization; rare metal pegmatite; the Fennoscandian Shield
For citation: Kudryashov N. M., Udoratina O. V., Kalinin A. A., Galeeva E. V., Coble M. A. Isotope-geochronological U-Pb (SHRIMP-RG) and geochemical characteristics of zircon from rare metal (W, Li) aplite granite of the Murmansk block. Trudy Karel'skogo nauchnogo tsentra RAN = Transactions of the Karelian Research Centre RAS. 2022;2:70-81. doi: 10.17076/geo1544
Funding. The study was supported by RSF grant #22-27-00589, and is a contribution to the implementation of state assignment to the Geological Institute KSC RAS #02312019-0053.
Введение
В мире известно множество случаев, когда можно проследить четкую связь между гранитами и пегматитовыми жилами с редкометалль-ной минерализацией [Cerny, 1991; London, 2008, 2018; Tkachev, 2011; Sweetapple, Collins, 2012; Загорский и др., 2014; Анникова и др., 2016; Wang et al., 2017]. Обычно это хорошо структурно развитые гранитные плутоны, геохимические и изотопно-геохронологические характеристики которых надежно указывают на
их связь с пегматитами. В то же время для многих пегматитовых полей родоначальные граниты установить достаточно сложно. Эти трудности связаны с тем, что пегматитовые тела могут быть удалены на многие километры от их источника. Кроме того, длительная геологическая эволюция архейских структур делает задачу поиска источников вещества редкометалльных пегматитов трудноразрешимой. Впрочем, существует и кардинально противоположная точка зрения на генезис некоторых редкометалль-ных пегматитов. Она заключается в отсутствии
«материнских» гранитов как таковых, определяя дайки и жилы пегматитов как самостоятельный тип гранитов [Бескин, Марин, 2019]. Одним из основных методов решения задачи поиска источников вещества пегматитов являются изотопно-геохронологические исследования гранитов, содержащих редко-металльную минерализацию и пространственно локализованных вблизи пегматитовых полей.
Проявления шеелитовой минерализации в Кольском регионе незначительны, повышенные концентрации вольфрама сосредоточены в основном в Кейвской структуре. В Восточных Кейвах известно проявление вольфрама Нус-са, связанное с гидротермально-метасомати-ческими преобразованиями биотитовых гнейсов лебяжинской свиты на контакте со сланцами червуртской свиты [Басалаев, Калинин, 1991]. Повышенное содержание вольфрама (до 0,1 %) обнаружено в некоторых рудных зонах редкометалльных рудопроявлений Юго-Западных Кейв - Ельозерском и Лаврентьев-ском, которые, как предполагается, связаны с субщелочными гранитами [Костин, Костина, 1973; Казаков, 1989].
Район исследования располагается в северо-восточной части Кольского региона на границе двух крупных блоков архейского возраста -Мурманского и Кейвского, в верхнем течении реки Ачерйок (рис. 1, а). На основе ревизион-но-рекогносцировочных работ Мурманской комплексной геолого-геофизической экспедицией этот участок был выделен как фрагмент Норвежско-Кейвского пояса в пределах Мурманского блока [Костин, Костина, 1970]. Здесь обнажаются микроклинизированные амфи-бол-биотитовые гнейсы, которые прорываются штокообразными интрузиями и жильными телами аплитовидных лейкократовых гранитов мощностью от 10 до 200 м, протяженностью до 1,5 км. Контакт амфибол-биотитовых гнейсов с гранат-биотитовыми гнейсами (лебяжинская серия) Кейвского блока трассируется выходами габброанортозитов (рис. 1, Ь). Следует отметить, что позиция изученных гранитов вблизи границы Мурманского блока близка к позиции колмозерских пегматитов.
Аплитовидные лейкократовые граниты имеют розоватый цвет, выделяются массивной мелкозернистой текстурой и гранобластовой структурой. В отличие от вмещающих гнейсов граниты не затронуты общим рассланцева-нием, в различной степени альбитизированы, микроклинизированы и мусковитизированы. Минеральный состав: микроклин - 30-60 %, кварц - 30-45 %, плагиоклаз - 15-35 %,
биотит - 1-5 %, мусковит 1-5 %, акцессорные минералы - циркон, апатит, магнетит, шеелит. По петрохимическим характеристикам аплитовидные граниты отвечают лейкогранитам и щелочным лейкогранитам и относятся к субщелочной серии. Мелкие кристаллы шеелита размером 0,2-0,5 мкм хорошо просматриваются в ультрафиолетовом свете в виде скоплений или отдельных зерен ярко-голубого цвета. Сподуменовая минерализация была отмечена преимущественно в амфибол-биотитовых гнейсах, а также при шлиховом анализе в русле р. Ачерйок, и может быть генетически связана с редкометалльными пегматитами Колмозерского месторождения сподуменовых пегматитов [Костин, Калинкина, 1988]. Колмозерское месторождение сподуменовых пегматитов расположено в нескольких десятках километров от района исследования, в юго-восточной части зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья мезоархейского возраста, с северо-востока оно ограничено гранитоидами Мурманского блока и с юго-запада - субщелочными гранитами Западно-Кейвского массива (рис. 1, а). Жилы и дайки сподуменовых пегматитов секут габброанортозиты Патчемварек-ского массива с возрастом 2925 ± 7 млн лет [Кудряшов, Мокрушин, 2011]. Время формирования сподуменовых пегматитов месторождения не установлено, также не выявлены и родо-начальные граниты, как возможные источники вещества этих пегматитов.
Методы исследования
Локальное U-Pb изотопно-геохронологическое исследование циркона выполнено в центре SUMAC Стэнфордского университета и Геологической службы США на ионном мультиколлекторном микрозонде SHRIMP-RG по методике, описанной в [Ireland, 1995; Coble et al., 2018]. Катодолюминесцентный анализ выполнен там же на сканирующем электронном микроскопе JEOL LV 5600. Обработка аналитических данных проводилась по программе SQUID-2 [Ludwig, 2009]. Концентрации элементов-примесей (Ti, Fe, X REE, Hf, U, Th) были рассчитаны относительно состава циркона Мадагаскар Грин (MAD) [Barth et al., 2010]. Для построения спектров распределения РЗЭ в цирконе значения были нормированы на состав хондрита CI [Boynton, 1984]. Температура кристаллизации циркона оценивалась с помощью термометра Ti-in-Zrn [Watson, Harrison, 1983]. При построении U-Pb диаграмм c конкордией использовалась программа ISOPLOT/Ex [Ludwig, 2012].
72
Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2022. No. 2
Рис. 1. (а) - cхематическая геологическая карта Кейвской структуры ([Mitrofanov, 1996], с упрощениями по: [Balagansky et al., 2021]). M-S - Медвежье-Щучьеозерский массив; (b) - геологическая схема района исследования [Костин, Костина, 1970]
Fig. 1. (a) - schematic geological map of the Keivy Terrane (from [Mitrofanov, 1996], simplified after: [Balagansky et al., 2021]). M-S Massif - Medvezhiye-Shchuchieozersky Massif; (b) - schematic geological map of the research area [Kostin, Kostina, 1970]
Результаты и обсуждение
Циркон из небольшой интрузии аплитовид-ных гранитов (проба АТ-156, рис. 1, Ь) представлен в разной степени измененными коричневыми кристаллами дипирамидально-приз-матического облика размером 100-200 мкм. Включения представлены кварцем, калиевым полевым шпатом и апатитом. В катодо-
люминесценции циркон характеризуется вну-трифазовой неоднородностью, центральные части зерен более светлые и полупрозрачные, краевые - темные и непрозрачные. В центре отдельных проанализированных кристаллов наблюдаются участки с тонкой эвгедральной зональностью роста (рис. 2). Наличие подобных структурных зон означает, что первичные кристаллы не всегда находились в равновесии
73
Рис. 2. Катодолюминесцентное изображение циркона из аплитовидных гранитов. Кружками отмечены места анализа и возраст по 207Pb/206Pb в млн лет
Fig. 2. Cathodoluminescence images of zircon grains from aplite granite. White circles indicate the analytical spots and 207Pb/206Pb age, Ma
с кристаллизующейся средой. Механизм образования подобных цирконов сложен и может включать несколько разных процессов [Za-myatin et al., 2017]. Кроме того, способность циркона к изменениям возрастает у цирконов с нарушенной структурой вследствие мета-миктности, трещиноватости или пластических деформаций. Наиболее подвержены изменениям цирконы с высокими концентрациями U и Th, значительные нарушения кристаллической структуры происходят при радиоактивном распаде этих элементов [Ewing et al., 2003; Geisler
et al., 2007]. Концентрации U и Th в изученном цирконе из аплитовидных гранитов сильно варьируют, в наиболее измененных зонах содержание урана увеличивается в 2 и более раз. Для магматического циркона обычно отношение Th/U > 0,1, если только циркон не был изменен [Belousova et al., 2002; Grimes et al., 2015], для метаморфических (метасоматических) цирконов обычно Th/U < 0,1 [Rubatto, Gebauer, 2000]. В наиболее измененных участках циркона 1.1 и 7.1 отношения Th/U самые низкие и равны 0,13 и 0,03 соответственно (табл. 1).
Таблица 1. Содержание иттрия, редкоземельных элементов, железа и титана (ppm) и температура кристаллизации исследованных цирконов
Table. 1. Content of yttrium, rare earth elements, iron and titanium (ppm) and crystallization temperature in the studied zircons
Точка / Элемент Spot / Element 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 9.2
Ti48 14,3 4,7 55,2 5,3 7,2 1,4 17 22,9 16,2 7,0
Fe 278 102 272 72 162 95 450 142 123 120
Y 492 618 788 638 837 182 1166 1053 632 741
La 10,72 0,16 10,8 0,01 6,72 0,01 0,04 0,77 5,49 9,06
Ce 14 47 90 63 120 4 81 58 77 182
Nd 2,0 1,3 29,6 1,0 26,0 0,1 0,7 6,7 22,4 24,2
Sm 0,5 1,7 8,2 2,1 6,4 0,1 1,9 5,0 4,5 8,8
Eu 0,6 0,3 2,2 0,8 1,7 0,1 0,6 3,1 0,9 2,0
Gd 8,2 13,9 34,9 17,6 28,9 0,8 25,4 49,2 19,5 27,2
Dy 34 55 88 58 75 8 102 124 58 69
O-
\__y Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2022. No. 2
Окончание табл. 1 Table 1 (continued)
Точка /
Элемент Spot / 1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 9.2
Element
Er 97 119 130 119 154 34 212 182 115 135
Yb 347 225 224 246 313 154 461 280 249 287
Hf 10 631 10 543 7833 10 057 9 158 20 251 10 603 8116 10 867 9861
Th/U 0,13 0,56 0,92 0,76 0,74 0,75 0,03 1,22 0,6 0,55
Eu/Eu* 0,28 0,06 0,13 0,13 0,13 0,16 0,08 0,2 0,1 0,13
Ce/Ce* 2,97 103,3 5,06 481,8 9,05 186,7 253,2 25,21 6,98 12,32
IREE 514 463 618 508 732 201 884 709 551 744
ILREE 27,2 50,2 138,6 66,0 159,1 4,2 83,6 70,5 109,4 224,1
IHREE 486 413 477 441 571 197 800 635 441 518
Yb /La n' n 47,6 2122 30,6 71547 68,7 45 395 16 982 533,7 66,8 46,7
Sm /La nn 0,07 17,52 1,21 647,99 1,51 46,66 77,96 10,27 1,32 1,56
T(Ti), C ° 862 745 1045 758 788 644 883 920 877 785
Спектры РЗЭ в исследованных цирконах имеют в целом дифференцированный характер распределения от легких к тяжелым РЗЭ. Спектры точек 3.1, 5.1, 9.1 и 9.2 сходны между собой, характеризуются общим высоким содержанием РЗЭ (551-744 ppm), пологим спектром легких РЗЭ (Smn/Lan варьирует от 1,21 до 1,56 ppm), имеют небольшую положительную Се-аномалию (Ce/Ce* = 5-12) и обогащены тяжелыми РЗЭ (441-635 ppm) (табл. 1, рис. 3). Описанные спектры распределения характерны для циркона магматического генезиса [Hoskin, 2005]. Спектры точек 2.1, 4.1, 6.1 и 8.1 повторяют в целом общий рисунок вышеописанных точек, но отличаются значительно низким содержанием легких элементов, в частности La (0,01-0,77 ppm). Кроме этого, в них отмечается небольшая отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0,06-0,2), а также хорошо выраженная положительная Се-анома-лия (Ce/Ce* = 25-186). В совокупности спектры распределения этих четырех точек тоже можно отнести к циркону магматического генезиса, но в разной степени измененному наложенными метасоматическими процессами. От вышеприведенных спектров резко отличается точка 1.1 (рис. 3). Этот спектр имеет V-образную форму без выраженных аномалий по Ce и Eu, что указывает на нарушения кристалличности структуры циркона, вызванные гидротермально-метасоматическими процессами [Hoskin, 2005]. Таким образом, рассмотренные особенности распределения редких и редкоземельных элементов позволяют отне-
сти циркон из аплитовидных гранитов к двум типам: магматическому (с наблюдаемыми в некоторых участках циркона изменениями) и метасоматическому.
Определение температуры кристаллизации циркона является важным фактором оценки кристаллизующейся среды. Циркон из аплитовидных гранитов отличается концентрациями Ti в разных зонах. В сильно измененных зонах циркона содержание Ti составляет в среднем 25 ppm, в менее измененных - в среднем 5 ppm, поэтому к температурам кристаллизации циркона, рассчитанным с помощью Ti-термометра [Watson, Harrison, 1983], следует подходить критически. Наиболее корректно использовать только значения температуры, полученные для наименее измененных участков циркона. Для таких участков температурный интервал был оценен как 650-750 °С (табл. 1).
Для девяти проанализированных точек циркона были построены две дискордии. Одна проведена по семи проанализированным точкам (2.1, 4.1, 5.1, 6.1, 8.1, 9.1 и 9.2), другая по двум точкам (1.1 и 7.1) (табл. 2, рис. 4). Для семи точек получен дискордантный возраст 2723 ± 11 млн лет, СКВО = 9,3, по двум точкам была проведена дискордия, возраст которой составил 2207 ± 15 млн лет (рис. 4). Аналитическая точка 3,1 оказалась выше конкордии и в расчет не принималась. Как видно на рис. 4, практически все аналитические данные дискор-дантны и свидетельствуют о нарушении U-Pb системы за счет частичного выноса свинца.
75
Рис. 3. Распределение РЗЭ в цирконе из аплитовидного гранита, нормирован на хондрит по: [Boynton, 1984]
Fig. 3. Chondrite-normalized REE patterns for the zircon from aplite granite (data sources from Table 1). Normalizing chondrite values [Boynton, 1984]
Таблица 2. Результаты U-Pb изотопного исследования циркона из аплитовидного гранита
Table 2. U-Pb isotope data for the zircon from aplite granite
Номер 206Pb , Содержание, мкг/г Content, цд/д 232Th / Изотопные отношения ± % Isotope ratios ± % RhO Возраст, млн лет Age, Ma D,
точки Spot no. % 206Pb* U Th 238U 207Pb / 206Pb 207Pb / 235U 206Pb / 238U 206Pb / 238U 207Pb / 206Pb %
AT-156-7.1 0,31 542 1614 1208 0,77 0,139 ± 0,8 7,5 ± 2,1 0,391 ± 2,0 0,92 2127±41 2215±14 +5
AT-156-1.1 0,31 393 1642 207 0,13 0,145 ± 0,5 5,6 ± 1,5 0,279 ± 1,4 0,94 1519±21 2292 ± 9 +35
AT-156-3.1 1,02 55 113 104 0,95 0,170 ± 1,3 13,4 ± 2,3 0,570 ± 1,9 0,82 2802 ± 50 2557 ± 22 -17
AT-156-8.1 0,68 42 105 129 1,26 0,179 ± 1,1 11,3 ± 2,1 0,460 ± 1,8 0,85 2405 ± 44 2642±18 +9
AT-156-9.2 0,25 208 527 291 0,57 0,181 ± 0,5 11,4 ± 1,5 0,459 ± 1,4 0,94 2413±31 2660 ± 8 + 10
AT-156-6.1 0,07 286 671 21 0,03 0,183 ± 0,4 12,5 ± 1,6 0,495 ± 1,5 0,97 2597 ± 33 2683 ± 6 +4
AT-156-2.1 0,13 152 348 197 0,58 0,186 ± 0,5 13,0 ± 1,6 0,508 ± 1,5 0,94 2652 ± 34 2705 ± 8 +3
AT-156-5.1 0,14 214 502 373 0,77 0,186 ± 0,4 12,7 ± 1,5 0,496 ± 1,4 0,96 2587 ± 33 2710 ± 7 +5
AT-156-9.1 0,11 252 615 368 0,62 0,189 ± 0,4 12,4 ± 1,4 0,477 ± 1,4 0,97 2499 ± 31 2733 ± 6 + 10
AT-156-4.1 0,14 234 519 395 0,79 0,190 ± 0,9 13,8 ± 3,6 0,525 ± 3,5 0,97 2712±84 2742± 15 + 1
Примечание. Ошибка в калибровке стандарта соответствовала 0,29 %. Погрешности даны на уровне 1а; 206Pbc и 206Pb* указывают содержание обыкновенного и радиогенного свинца соответственно. Измеренные отношения скорректированы на 204Pb, D - дискордантность: D = 100 х [возраст ((^Pb/^Pb) / возраст (MPb/eU)) - 1], Rho - коэффициент корреляции между ошибками определения отношений 206Pb/238U и 207Pb/235U. Значения исправлены на масс-фракционирование, холостое загрязнение и обыкновенный свинец по модели [Stacey, Kramers, 1975].
Note. Error in the calibration standard is 0.29 %. The errors are given 1а, 206Pbc and 206Pb* - common and radiogenic lead. Corrected ratios and 206Pb content are corrected for 204Pbc. D is discordance: D = 100 х [age ((^Pb/^Pb) / age (^Pb/^U)) - 1]. Rho is the error correlation coefficient of radiogenic 206Pb/238U versus 207Pb/235U. Isotope ratios are corrected for mass fractionation, blank and
common lead according to the model [Stacey, Kramers, 1975].
fà-
\__У Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2022. No. 2
0,6
0,5
S 0,4 е-
0,3
0,2
AT-156 3.1,-/ ^ 2600 ^Щ/ у— Жьл
2207±15 млн.лет
п=2 2200^^ /9.2
_ / у 7 I / 2000 f / ,л / 2723±11 млн. лет
1800 / / / СКВО=9.3 п=7
1600у /j j /
/ / /ii 0 мл », лет / 1 / / 1--1- 1 1 1 1
8 10
"I17Pb/:"?U
12
14
16
Рис. 4. Диаграмма с конкордией для циркона из аплитовидного гранита. Сплошные эллипсы - аналитические данные, включенные в расчет дискордии; пунктирные эллипсы - не включенные в расчет дискордии
Fig. 4. Concordia diagram for the zircon from the aplite granite. Solid ellipses -analytical data included in the discordance calculation; dotted ellipses - not included in the discordance calculation
В наименее измененных зонах циркона концентрации урана составляют 100-670 ppm, тогда как в точках 1.1 и 7.1, где изменения максимальны, значения U в 2-3 раза выше и равны 1610-1640 ppm. Таким образом, верхнее пересечение дискордии с конкордией с возрастом 2723 ± 11 млн лет отражает время кристаллизации циркона при формировании аплитовидных гранитов, а возраст 2207 ± 15 млн лет в связи с малым количеством изотопных данных можно лишь предварительно определить как время наложенного метасоматического процесса.
Заключение
Для большинства гранитоидов, размещенных в пределах Мурманского блока, изотопно-геохронологические данные имеют мезо-нео-архейский возраст [Timmerman, Daly, 1995; Козлов и др., 2006]. Возраст регионального метаморфизма амфиболитовой фации пород оценивается как неоархейский - 2,772,73 млрд лет [Пушкарев и др., 1978; Кудря-шов и др., 2015]. Гранитоиды Мурманского блока через зону глубинного разлома граничат
с породами Кейвского блока (рис. 1). Основу Кейвского блока составляют кислые и средние метавулканиты, высокоглиноземистые гнейсы, углеродистые сланцы, кварциты, щелочные граниты и габбро-анортозиты. U-Pb (TIMS) возраст цирконов из метаморфизован-ных риодацитов лебяжинской свиты составляет 2871 ± 15 млн лет [Беляев, Петров, 2000]. Новые U-Pb (SHRIMP II) изотопно-геохронологические данные циркона из кислых вулканитов лебяжинской свиты определяют время их формирования в 2678 ± 7 млн лет [Balagansky et al., 2021]. Все толщи прорываются субщелочными анорогенными гранитами с возрастом 2,65-2,67 млрд лет [Zozulya, Bayanova, 2005]. U-Pb (SHRIMP-RG) возраст циркона из габбро-анортозитов Ачинского массива определен в 2674,7 ± 9,7 млн лет [Кудряшов и др., 2019]. Полученные изотопно-геохронологические данные 2723 ± 11 млн лет для магматического циркона из аплитовидных гранитов также указывают на неархейское время их кристаллизации. Процессы интенсивной микрокли-низации и последующей мусковитизации как сильно рассланцованных и катаклазированных
77
вмещающих амфибол-биотитовых гнейсов, так и аплитовидных гранитов, по-видимому, сопровождались появлением акцессорных шеелита, сподумена и других минералов редких металлов. По результатам изотопно-геохронологического изучения метасоматически измененного циркона время этих процессов можно приблизительно оценить в 2,2 млрд лет. Полученные результаты могут служить временными маркерами формирования Колмозерского месторождения сподуменовых пегматитов, более определенно говорить о времени и условиях формирования редкометалльных пегматитов Колмозерского месторождения можно будет только после определения их возраста.
Авторы благодарны всем сотрудникам группы сепарации вещества Геологического института КНЦ РАН, а также А. В. Чернявскому (ГИ КНЦ РАН), В. И. Басалаевой (ГИ КНЦ РАН) и Р. И. Корнейкову (ИХТРЭМС КНЦ РАН) за помощь в проведении полевых исследований и подготовке образцов для геохимических и изотопно-геохронологических исследований.
Литература
Анникова И. Ю., Владимиров А. Г., Смирнов С. З., Гаврюшкина О. А. Геология и минералогия Ала-хинского месторождения сподуменовых гранит-порфиров (Горный Алтай, Россия) // Геология рудных месторождений. 2016. Т. 58, № 5. С. 451-475. с1о1: 10.7868/Б0016777016050026
Басалаев А. А., Калинин А. А. Вольфрамовое оруденение верхнеархейских супракрустальных комплексов Кейвской структуры (Кольский полуостров) // Доклады АН СССР. 1991. Т. 321, № 5. С.1058-1061.
Беляев О. А., Петров В. П. Новые аспекты в изучении истории метаморфизма и метаморфической структуры докембрия северо-восточной части Балтийского щита // Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. Апатиты, 2002. Т. 2. С. 195-207.
Бескин С. М., Марин Ю. Б. Особенности гранитовых систем с редкометалльными пегматитами // Записки РМО. 2019. Т. 148, № 4. С. 1-16. Со1: 10.30695/2ПГю/2019.1484.00
Загорский В. Е., Владимиров А. Г., Макагон В. М., Кузнецова Л. Г., Смирнов С. З., Дьячков Б. А., Анникова И. Ю., Шокальский С. П., Уваров А. Н. Крупные поля сподуменовых пегматитов в обста-новках рифтогенеза и постколлизионных сдвиго-во-раздвиговых деформаций континентальной литосферы // Геология и геофизика. 2014. Т. 55, № 2. С. 303-322.
Казаков Н. В. Новое в изучении минерально-сырьевых ресурсов Мурманской области (медно-нике-левые руды, фосфатное сырье, нетрадиционные типы полезных ископаемых). Апатиты, 1989. С. 30-31.
Козлов Н. Е., Сорохтин Н. О., Глазнев В. Н., Козлова Н. Е., Иванов А. А., Кудряшов Н. М., Мартынов Е. В., Тюремнов В. А., Матюшкин А. В., Осипенко Л. Г. Геология архея Балтийского щита. СПб.: Наука, 2006. 345 с.
Костин В. А., Костина Н. А. Отчет по результатам ревизионно-рекогносцировочных работ, проведенных в пределах восточной части Мурманского блока гранитоидов (по работам за 1967-69 гг.). Апатиты, 1970. Т. 1. 67 с.
Костин В. А., Костина Н. А. Состояние и перспективы расширения минерально-сырьевой базы Северо-Запада РСФСР. Л.: Недра, 1973. С. 277-279.
Костин В. А., Калинкина А. С. Акцессорная сподуменовая минерализация в гнейсах и гранитах восточной части Балтийского щита // Минералогия докембрия Карелии. Петрозаводск, 1988. С. 165-169.
Кудряшов Н. М., Мокрушин А. В. Мезоархейский габбро-анортозитовый магматизм Кольского региона: петрохимические, геохронологические и изотопно-геохимические данные // Петрология. 2011. Т. 19, № 2. С. 173-189.
Кудряшов Н. М., Калинин А. А., Лялина Л. М., Серов П. А., Елизаров Д. В. Геохронологические и изотопно-геохимические характеристики пород, вмещающих рудопроявления золота архейского зеленокаменного пояса Колмозеро-Воро-нья (Кольский регион) // Литосфера. 2015. № 6. C. 83-100.
Кудряшов Н. М., Балаганский В. В., Удора-тина О. В., Мокрушин А. В., Кобл М. А. Время формирования габбро-анортозитов Ачинского комплекса: U-Pb (SHRIMP RG) изотопно-геохронологическое изучение циркона // Труды Ферсма-новской научной сессии ГИ КНЦ РАН. 2019. № 16. С. 318-322. doi: 10.31241/FNS.2019.16.064
Пушкарев Ю. Д., Кравченко Е. В., Шестаков Г. И. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978. 136 с.
Balagansky V. V., Myskova T. A., Lvov P. A., Larionov A. N., Gorbunov I. A. Neoarchean A-type acid metavolcanics in the Keivy Terrane, northeastern Fennoscandian Shield: Geochemistry, age, and origin // Lithos. 2021. Vol. 380-381. Art. 105899. doi: 10.1016/j.lithos.2020.105899
Barth A. P., Tani K., Meffre S. Wooden J. L., Coble M. A., Arculus R. J., Ishizuka O., Shukle J. T. Generation of silicic melts in the early Izu-Bonin arc recorded by detrital zircons in proximal arc volcaniclastic rocks from the Philippine Sea // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2017. Vol. 18, iss. 10. P. 35763591. doi: 10.1002/2017GC006948
Belousova E., Griffin W., O'Reilly S. Y., Fisher N. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. Vol. 143. P. 602-622.
Boynton W. V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies // Rare earth element geochemistry / Ed. P. Henderson. Developments in Geochemistry. 1984. Vol. 2. P. 63-114. doi: 10.1016/ B978-0-444-42148-7.50008-3
fà-
\__y Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2022. No. 2
Coble M. A., Vazquez J., Barth A. P., Wooden J., Burns D., Kylander-Clark A., Jackson S., Vennari C. E. Trace Element Characterization of MAD-559 Zircon Reference Material for Ion Microprobe Analysis // Geostand. Geoanalytical Res. 2018. Vol. 42. P. 481497. doi: 10.1111/ggr. 12238
Cerny P. Rare-element granite pegmatites. Part I. Anatomy and internal evolution of pegmatite deposits // Geosci. Can. 1991. Vol. 18. P. 49-67.
Ewing R. C., Meldrum A., Wang L., Weber W. J., Corrales L. R. Radiation effects in zircon // Rev. Mineral. Geochem. 2003. Vol. 53. P. 387-425.
Geisler T., Schaltegger U., Tomaschek F. Re-equilibration of zircon in acqueous fluids and melts // Elements. 2007. Vol. 3. P. 43-50.
Grimes C. B., Wooden J. L., Cheadle M. J., John B. E. "Fingerprinting" tectono-magmatic provenance using trace elements in igneous zircon // Contrib. Mineral. Petrol. 2015. Vol. 170. P. 1-26. doi: 10.1007/ s00410-015-1199-3
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.
Ireland T. R. Ion Microprobe Mass-Spectrometry: Techniques and Applications in Cosmochemistry and Geochronology // Advances in Analytical Geochemistry / Eds. M. Hyman, M. Rowe. UK. 1995. Vol. 2. P. 1-118.
London D. Pegmatites // Spec. Publ. Can. Mineral.
2008. Vol. 10. P. 1-368.
London D. Ore-forming processes within granitic pegmatites // Ore Geology Reviews. 2018. Vol. 101. P. 349-383. doi: 10.1016/j.oregeorev.2018.04.020
Ludwig K. R. SQUID 2: A User's Manual. Rev. // Berkeley Geochronology Centre Special Publication.
2009. No. 5. P. 1-110.
Ludwig K. R. Isoplot 3.75, a Geochronological Toolkit for Excel // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2012. No. 5. P. 1-75.
Mitrofanov F. P. (ed.). Geological Map of the Kola Region (North-Eastern Part of the Baltic Shield). Scale 1:500 000. Apatity: KSC RAS, 1996.
Rubatto D., Gebauer D. Use of cathodolumi-nescence for U-Pb zircon dating by ion microprobe: some examples from the Western Alps // Cathodoluminescence in geosciences / Eds. M. Pagel, V. Barbin, P. Blanc, D. Ohnenstetter. Springer, Berlin Heidelberg New York, 2000. P. 373-400.
Stacey J. S., Kramers J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. Vol. 26, no. 2. P. 207-221.
Sweetapple M. T., Collins P. L. F. Genetic framework for the classification and distribution of Archean rare metal pegmatites in the North Pilbara Craton, Western Australia // Econ. Geol. 2012. Vol. 97. P. 873-895. doi: 10.2113/gsecongeo.97.4.873
Tkachev A. V. Evolution of metallogeny of granitic pegmatites associated with orogens throughout geological time // Geological Society, London, Special Publications. 2011. Vol. 350. P. 7-23. doi: 10.1144/SP350.2
Timmerman M. J., Daly J. S. Sm-Nd evidence for late Archaean crust formation in the Lapland-
Kola Mobile Belt, Kola Peninsula, Russia and Norway // Precambrian Res. 1995. Vol. 72. P. 97-107.
Wang X., Ren M., Chen J. The muscovite granites: Parental rocks to the Nanling Range tungsten mineralization in South China // Ore Geology Reviews. 2017. Vol. 88. P. 702-717. doi: 10.1016/ j.oregeorev.2016.07.001
Watson E. B., Harrison T. M. Zircon saturation revisited: temperature and com-position effects in a variety of crustal magma types // Earth and Planetary Science Letters. 1983. Vol. 64. P. 295-304.
Zamyatin D. A., Shchapova Yu. V., Votyakov S. L., Nasdala L., Lenz C. Alteration and chemical U-Th-total Pb dating of heterogeneous high-uranium zircon from a pegmatite from the Aduiskii massif, middle Urals, Russia // Miner. Petrol. 2017. Vol. 111. P. 475-497. doi: 10.1007/s00710-017-0513-3
Zozulya D. R., Bayanova T. B., Eby G. N. Ceology and age of the Late Archean Keivy alkaline Province, Northeastern Baltic Shield // J. Geol. 2005. Vol. 113. P. 601-608.
References
Annikova I. Yu., Vladimirov A. G., Smirnov S. Z., Gavryushkina O. A. Geology and mineralogy of the Al-akha spodumene granite porphyry deposit, Gorny Altai, Russia. Geologiya rudnykh mestorozhdenii = Geology of Ore Deposits. 2016:58(5):451-475. doi: 10.7868/ S0016777016050026 (In Russ.)
Balagansky V. V., Myskova T. A., Lvov P. A., Lari-onov A. N., Gorbunov I. A. Neoarchean A-type acid metavolcanics in the Keivy Terrane, northeastern Fennoscandian Shield: Geochemistry, age, and origin. Lithos. 2021 ;380-381:105899. doi: 10.1016/j. lithos.2020.105899
Barth A. P., Tani K., Meffre S., Wooden J. L., Coble M. A., Arculus R. J., Ishizuka O., Shukle J. T. Generation of silicic melts in the early Izu-Bonin arc recorded by detrital zircons in proximal arc volcaniclas-tic rocks from the Philippine Sea. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2017;18(10):3576-3591. doi: 10.1002/2017GC006948
Basalaev A. A., Kalinin A. A. Tungsten mineralization in the Upper-Archean supracrustal complexes of the Keivy structure (Kola Peninsula). Doklady AN SSSR = Proceed. of the USSR Academy of Science. 1991;321(5):1058-1061. (In Russ.)
Belousova E., Griffin W., O'Reilly S. Y., Fisher N. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contrib. Mineral. Petrol. 2002;143:602-622.
Belyaev O. A., Petrov V. P. New aspects in the study of metamorphism and metamorphic structure of the Precambrian in the north-eastern part of the Baltic Shield. Geologiya ipoleznye iskopaemye Kol'skogo poluostrova = Geology and Minerals of the Kola Peninsula. Apatity; 2002. Vol. 2. P. 195-207. (In Russ.)
Beskin S. M., Marin Yu. B. Specific features of granite systems with rare metal pegmatite. Zapiski RMO = Proceed. of the RMS. 2019;148(4):1-16. doi: 10.30695/zrmo/2019.1484.00 (In Russ.)
79
Boynton W. V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. Rare earth element geochemistry. Developments in Geochemistry. 1984;2:63-114. doi: 10.1016/ B978-0-444-42148-7.50008-3
Coble M. A., Vazquez J., Barth A. P., Wooden J., Burns D., Kylander-Clark A., Jackson S., Vennari C. E. Trace Element Characterization of MAD-559 Zircon Reference Material for Ion Microprobe Analysis. Geo-stand. Geoanalytical Res. 2018;42:481-497. doi: 10.1111/ggr. 12238
Cerny P. Rare-element granite pegmatites. Part I. Anatomy and internal evolution of pegmatite deposits. Geosci. Can. 1991;18:49-67.
Ewing R. C., Meldrum A., Wang L., Weber W. J., Corrales L. R. Radiation effects in zircon. Rev. Mineral. Geochem. 2003;53:387-425.
Geisler T., Schaltegger U., Tomaschek F. Re-equilibration of zircon in acqueous fluids and melts. Elements. 2007;3:43-50.
Grimes C. B., Wooden J. L., Cheadle M. J., John B. E. "Fingerprinting" tectono-magmatic provenance using trace elements in igneous zircon. Con-trib. Mineral. Petrol. 2015;170:1-26. doi: 10.1007/ s00410-015-1199-3
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;69:637-648.
Ireland T. R. Ion Microprobe Mass-Spectrometry: Techniques and Applications in Cosmochemistry and Geochronology. Advances in Analytical Geochemistry. 1995;2:1-118.
KazakovN. V. New results in the study of mineral resources of the Murmansk Region (copper-nickel ores, phosphates, non-traditional minerals). Apatity; 1989. P. 30-31. (In Russ.)
Kostin V. A., Kostina N. A. Report on results of revision- reconnaissance works, carried out in the eastern part of the Murmansk granite block (in 1967-1969). Apatity; 1970. Vol. 1. 67 p. (In Russ.)
Kostin V. A., Kostina N. A. Present state and prospects of expansion of the mineral resources base in the north-eastern part of the RSFSR. Leningrad: Nedra; 1973. P. 277-279. (In Russ.)
Kostin V. A., Kalinkina A. S. The accessory spodu-mene mineralization in gneisses and granites in the eastern part of the Baltic Shield. Mineralogiya dokem-briya Karelii = Mineralogy of the Precambrian in Karelia. Petrozavodsk; 1988. P. 165-169. (In Russ.)
Kozlov N. E., Sorokhtin N. O., Glaznev V. N., Kozlova N. E., Ivanov A. A., Kudryashov N. M., Martynov E. V., Tyuremnov V. A., Matyushkin A. V., Osipenko L. G. Geology of the Archean of the Baltic Shield. St. Petersburg: Nauka; 2006. 345 p. (In Russ.)
Kudryashov N. M., Balaganskii V. V., Udoratina O. V., Mokrushin A. V., Kobl M. A. Time of formation of gabbro-anorthosite of the Achinsky complex: U-Pb (SHRIMP RG) isotope geochronological study of zircon. Trudy Fersmanovskoi nauchnoi sessii GI KNTs RAN = Fersman Scientific Session Proceed. 2019;16:318-322. doi: 10.31241/FNS.2019.16.064 (In Russ.)
Kudryashov N. M., Kalinin A. A., Lyalina L. M., Serov P. A., Elizarov D. V. Geochronological and isotope geochemical characteristics of the rocks hosting gold occurrences in the Archaean Kolmozero-Voron'ya Greenstone Belt (Kola region). Litosfera = Lithosphere. 2015;6:83-100. (In Russ.)
Kudryashov N. M., Mokrushin A. V. The Mesoar-chean gabbro-anorthosite magmatism in the Kola region: petrochemical, geochronological, and isotope geochemical data. Petrologiya = Petrology. 2011;19(2):173-189. (In Russ.)
London D. Ore-forming processes within granitic pegmatites. Ore Geology Reviews. 2018;101:349-383. doi: 10.1016/j.oregeorev.2018.04.020
London D. Pegmatites. Spec. Publ. Can. Mineral. 2008;10:1-368.
Ludwig K. R. Isoplot 3.75, a Geochronological Toolkit for Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2012;5:1-75.
Ludwig K. R. SQUID 2: A User's Manual. Rev. Berkeley Geochronology Centre Special Publication. 2009;5:1-110.
Mitrofanov F. P. (ed.). Geological Map of the Kola Region (North-Eastern Part of the Baltic Shield). Scale 1:500 000. Apatity: KSC RAS; 1996.
Pushkarev Yu. D., Kravchenko E. V., ShestakovG. I. Geochronometric reference points in the Precambrian of the Kola Peninsula. Leningrad: Nauka; 1978. 136 p. (In Russ.)
Rubatto D., Gebauer D. Use of cathodolumines-cence for U-Pb zircon dating by ion microprobe: some examples from the Western Alps. Cathodolumines-cence in geosciences. Springer, Berlin-Heidelberg-New York; 2000. P. 373-400.
Stacey J. S., Kramers J. D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth Planet. Sci. Lett. 1975;26(2):207-221.
Sweetapple M. T., Collins P. L. F. Genetic framework for the classification and distribution of Archean rare metal pegmatites in the North Pilbara Craton, Western Australia. Econ. Geol. 2012;97:873-895. doi: 10.2113/ gsecongeo.97.4.873
Timmerman M. J., Daly J. S. Sm-Nd evidence for late Archaean crust formation in the Lapland-Kola Mobile Belt, Kola Peninsula, Russia and Norway. Precambrian Research. 1995;72:97-107.
Tkachev A. V. Evolution of metallogeny of granitic pegmatites associated with orogens throughout geological time. Geological Society, London, Special Publications. 2011;350:7-23. doi: 10.1144/SP350.2
Wang X., Ren M., Chen J. The muscovite granites: Parental rocks to the Nanling Range tungsten mineralization in South China. Ore Geology Reviews. 2017;88:702-717. doi: 10.1016/j.oregeorev. 2016.07.001
Watson E. B., Harrison T. M. Zircon saturation revisited: temperature and com-position effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters. 1983;64:295-304.
Zagorskii V. E., Vladimirov A. G., Makagon V. M., Kuznetsova L. G., Smirnov S. Z., D'yachkov B. A., Annikova I. Yu., Shokal'skii S. P., Uvarov A. N. Big fields of spodumene pegmatite under conditions
®-
\__y Transactions of the Karelian Research Centre of the Russian Academy of Sciences. 2022. No. 2
of rifting and post-collisional shift-pull-apart deformations of the continental lithosphere. Geologiya i geo-fizika = Geology and Geophysics. 2014;55(2):303-322. (In Russ.)
Zamyatin D. A., Shchapova Yu. V., Votyakov S. L., Nasdala L., Lenz C. Alteration and chemical U-Th-total Pb dating of heterogeneous high-uranium zircon from
a pegmatite from the Aduiskii massif, middle Urals, Russia. Miner. Petrol. 2017;111:475-497. doi: 10.1007/s00710-017-0513-3
Zozulya D. R., Bayanova T. B., Eby G. N. Ceol-ogy and age of the Late Archean Keivy alkaline
Province, Northeastern Baltic Shield. J. Geol. 2005;113:601-608.
Поступила в редакцию / received: 02.02.2022; принята к публикации / accepted: 14.03.2022. Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов / The authors declare no conflict of interest.
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ:
Кудряшов Николай Михайлович
канд. геол.-мин. наук, ведущий научный сотрудник
e-mail: nik@geoksc.apatity.ru
Удоратина Оксана Владимировна
канд. геол.-мин. наук, ведущий научный сотрудник
e-mail: udoratina@geo.komisc.ru
Калинин Аркадий Авенирович
канд. геол.-мин. наук, ведущий научный сотрудник
e-mail: kalinin@geoksc.apatity.ru
Галеева Елена Викторовна
аспирант
e-mail: uthg@mail.ru
Кобл Мэтью А.
исследователь, инженер
e-mail: coblem@stanford.edu
roNTRIBUTORS:
Kudryashov, Nikolai
Cand. Sci. (Geol.-Miner.), Leading Researcher Udoratina, Oksana
Cand. Sci. (Geol.-Miner.), Leading Researcher
Kalinin, Arkady
Cand. Sci. (Geol.-Miner.), Leading Researcher
Galeeva, Elena
PhD Student
Coble, Matthew A.
Scientist, Engineer
