CC BY
12
УДК 549.514.81 + 550.42 (470.1) DOI: 10.19110/2221-1381-2017-11-28-42
НОВЫЕ ДАННЫЕ О U-PÖ-B03PACTE И СОСТАВЕ ЦИРКОНА (SHRIMP-II, SIMS) ИЗ ПОЛИМИНЕРАЛЬНОГО РУДОПРОЯВЛЕНИЯ ИЧЕТЪШ (СРЕДНИЙ ТИМАН)
А. Б. Макеев1, А. О. Красоткина2, С. Г. Скублов 3' 2
1Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН), Москва
[email protected] 2Горный университет, Санкт-Петербург 3Институт геологии и геохронологии докембрия (ИГГД РАН), Санкт-Петербург
Впервые проведено локальное датирование и определен состав REE (U-Pb-метод, SHRIMP-II и SIMS) циркона из конглобрекчиевого пласта проявления Ичетъю. Установлен широкий разброс значений возраста в интервале от 3283 до 706 млн лет. Среди циркона установлены высокоиттриевые и низкоиттриевые разновидности, содержание иттрия коррелирует с тяжелыми редкоземельными элементами и фосфором. Эти данные согласуются с результатами исследования возраста циркона, выделенного из нижележащих титановых руд Пижемского месторождения. Результаты исследования свидетельствуют о едином источнике циркона двух промышленных объектов, при этом циркон мог поступать из разных по глубине горизонтов нижележащего кристаллического фундамента.
Ключевые слова: циркон, U-Pb-возраст, редкоэлементный состав, рудопроявление Ичетъю, Средний Тиман.
NEW DATA ON U-Pb-AGE AND GEOCHEMISTRY OF ZIRCON (SHRIMP-II, SIMS) FROM ICHETU OCCURRENCE (MIDDLE TIMAN)
A. B. Makeev1, A. O. Krasotkina2, S. G. Skublov 3' 2
1IGEM RAS, Moscow 2Mining University, St. Petersburg 3IPGG RAS, St. Petersburg
For the first time zircons from conglomerate-breccia bed of the Ichetyu occurrence were analyzed with local dating (U-Pb-method, SHRIMP-II and SIMS). The wide range of age values within the interval from 3283 to 706 Ma was determined. The highyttrium and mid-yttrium varieties were marked among zircons, yttrium contents correlate with heavy rare earth elements and phosphorus. The obtained material corresponds to the dating results and geochemistry of zircons selected from underlying titanium ores of Pizhemskoe deposit. This fact proves a single zircon source for both industrial sites. In addition zircon could originate from different depth levels of underlying crystal basement.
Keywords: zircon, U-Pb-age, trace element composition, Ichetu occurrence, Middle Timan.
Введение
Широко известные на Среднем Тимане (Республика Коми) Пижемское месторождение титана и полиминеральное проявление Ичетъю обещают быть крайне востребованными как в отношении гигантских ресурсов титана и кварцевых песчаников стекольного качества, так и в возможном расширении перечня перспективных полезных компонентов (редкие металлы — иттрий, цирконий, ниобий, редкоземельные элементы, алмазы и др.). Стоит отметить, что прогнозные ресурсы (Р^Р2) циркона в полиминеральном проявлении Ичетъю составляют 600 т, а в нижерасположенном Пижемском циркон-титановом месторождении ~ 1 млн т (по данным Ухтинской ГРЭ). Несмотря на то, что оба объекта на протяжении последних лет являются предметом поисково-оценочных и разносторонних преимущественно технологических и минерало-го-геохимических исследований, по-прежнему проблема генезиса и связанная с ней проблема возраста оруденения являются открытыми.
Начало изучению геологического строения севера Русской платформы, Тиманского кряжа и Печорского
Урала было положено в 1840—1841 гг. работами экспедиции Р. Мурчисона, Э. Вернейля и А. Кайзерлинга. По результатам этих работ в 1849 г. была составлена первая геологическая карта, отражающая главные структурные элементы Северо-Запада России (на карту впервые нанесен Тиманский кряж). Первые систематические геолого-разведочные работы в регионе были проведены в 50-х годах прошлого века в связи с алмазоносностью Среднего Ти-мана. Впервые в 1958 г. Ф. Ф. Патрикеевым был поднят вопрос о постановке специальных работ по поискам титановых россыпей, т. к. район среднего течения р. Печорской Пижмы считался перспективным в этом отношении. В 1959—60 гг. Ухтинская экспедиция [14] проводила специальные поисково-опробовательские работы на выявление титановых россыпей в бассейне рек Южного и Среднего Тимана. В результате этих работ летом 1960 г. было обнаружено два рудопроявления на правом берегу р. Умбы и на р. Печорская Пижма. Ухтинской ГРЭ в 1963—1965 гг. инициированы поисковые работы с бурением в пределах Пижемской депрессии под руководством И. С. Сидоровой и Н. И. Матюхина, в результате которых было уста-
новлено широкое распространение титаноносных пород на площади примерно 90 км2, в дальнейшем толща получила название малоручейской свиты и условно отнесена к среднему девону. В 1996—2002 гг. в результате геологоразведочных и опытно-эксплуатационых работ в пределах Пижемского месторождения (рис. 1) была оценена уникальность [8] и подсчитаны прогнозные ресурсы золото-алмаз-полиминерального проявления Ичетъю.
С 2009 г. в пределах Пижемской депрессии поисково-оценочные работы ведет ЗАО «РУСТИТАН», получившее лицензию на Верхнепижемский участок Пижемского месторождения на площади 35 км2. Изучение керна 67 поисковых скважин и более 30 пробуренных ранее скважин не подтверждает ритмичного пятичленного строения толщи, предложенного И. С. Сидоровой. В настоящее время принято подразделять малоручейскую свиту на три толщи (рис. 1, 2): верхнюю (шг3), среднюю (шг2) и нижнюю (шг1). Общая мощность свиты варьирует от 20 до 120 м, увеличиваясь на север и восток. Верхняя и средняя толщи — сероцветные слабосцементированные песчаники. Нижняя толща, самая мощная и крепко сцементированная, сложена переслаиванием лейкоксен-кварцевых песчаников, алевролитов, аргиллитоподобных глин и гравелитов в её основании. Цемент руд представлен сидеритом (рис. 2, а, Ь), гематитом (рис. 2, ф, каолинитом и серицитом. Содержание ТЮ2 в рудных песчаниках варьирует от 2 до 13.5 %. Титановые минералы представлены рядом эволюционирующих фаз от ильменита через Бе-рутил, «псевдорутила» к лейкоксену (эта фаза состоит из сагенитовой решетки рутила с вкраплениями кварца) до игольчатого чистого рутила [6]. Содержание кварца в пижемском лей-коксене изменяется от 15 до 30 %. Соотношение в руде титановых минералов и фаз установлено по данным мес-сбауэровской спектроскопии. Впервые достоверно установлено соотношение лейкоксена и магнитных титановых минералов (~ 5 : 3 в коллективном концентрате), а также соотношение «псевдорутила» к Бе-рутилу и ильмениту ~ 20 : 6 : 4 в магнитном концентрате [10]. Схематическую реакцию преобразования ильменита в лейко-ксен, проходящую при высокой температуре (510 ± 35) оС (данные расчета по титан-циркониевому геотермометру [6]), можно представить в следующем виде:
3РеТЮ3 + 2БЮ2 + 02 + С02 ^ лейкоксен 2[ТЮ2]х[8Ю2] + БеС03 + Ре203 + ТЮ2.
Проблема генезиса
На ранних этапах исследования титановых месторождений Тимана была высказана гипотеза о россыпной природе Пижемского и Ярегского месторождений [2, 3 и др.]. Затем В. Г. Колокольцевым [4] была предложена альтернативная полигенетичная модель для Ярегского месторождения, по которой на первично-осадочные породы накладывается гидротермально-метасоматическое титановое оруденение. При этом источник рудного вещества автор видит в нижележащих рифейских сланцах.
В последнее время установлено множество фактов, доказывающих несостоятельность россыпной точки зрения [5—10]. Среди них стоит отметить: отсутствие латеральной и фациальной зональности для рудной малору-чейской толщи, которая распространена локально (6х18 км) на севере Вольско-Вымской гряды на площади 90 км2, образуя Пижемскую депрессию; отсутствие классического разреза коры выветривания рифейских сланцев (которые предполагались коренным источником лейко-
Рис. 1. Геологический разрез через девонские отложения Среднего Тимана [11, 13]. Масштабы: горизонтальный 1 : 10000, вертикальный 1 : 2000. Условные обозначения: 1 — девонские и четвертичные песчаники, пески, алевролиты и глины; 2 — металлоносные конглобрекчии D2pg проявления Ичетью, мощность горизонта дается вне масштаба, чтобы показать место проявления в разрезе; 3 — сланцы кварц-мусковит-каолинит-хло -ритовые; 4 — алевролиты кварц-мусковит-хлоритовые; 5 — рыхлые тектонические брекчии, представленные алевро-псаммитовым материалом пород рифея с щебнем и дресвой этих же пород; 6 — разломы: а — установленные, b — предполагаемые. Значками на разрезе отмечено положение проявления Ичетъю (I) и Пижемского месторождения (P)
Fig. 1. Geological section through Devonian sediments of Middle Timan region [11, 13]. Scales: horizontal 1 : 10000, vertical 1 : 2000. Symbols: 1 — Devonian and Quaternary sandstone, sand, siltstone, and clay; 2 — metalliferous conglobreccia D2pz of the Ichetu occurrence; 3 — quartz-muscovite-kaolinite-chlorite schist; 4 — quartz muscovite chlorite siltstone; 5 — loose tectonic breccias represented by aleuropsam-mitic material of the Riphean rocks with detritus and grass of the same rocks; 6 — proved (a) and inferred (b) faults. Icons on the section is marked the Ichetu occurrence (I) and the Pizhemsky deposit (P)
ксена); 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 остроуголь-ность и неокатанность кварца в песчаниках Пижемского месторождения (рис. 2); игольчатую форму новообразованного рутила (рис. 2, b), исключающую его роcсыпное происхождение; признаки гидротермального образования сидерита in situ (многочисленные секущие прожилки (рис. 2, а) мощностью 1—2 мм). Изотопный состав углерода сидерита пижемских руд такой же, как углерода алмаза проявления Ичетъю [1, 11], — из этого следует, что углерод сидерита глубинного генезиса, а не корового осадочного происхождения. По мнению авторов, Пижемское циркон-титановое месторождение и полиминеральное проявление Ичетъю имеют эндогенное происхождение, а именно фре-атомагматическое. Пижемское месторождение по форме
Рис. 2. Изображения препаратов лейкоксен-кварцевых титановых руд Пижемского месторождения (a — в шлифе, b—d—элект-ронно-микроскопические BSE-изображения): а — изображение шлифа лейкоксен-кварцевого мелкозернистого песчаника с прожилком сидерита (0.7—1.0 мм) и сидеритом в поровом цементе (обр. 2/35.5). Черное — лейкоксен, серое — сидерит, белое — кварц. Николи параллельны. Размер поля 2.4x3.2 мм; b — лейкоксен-кварцевый песчаник с сидеритовым цементом, видны новообразованные на месте игольчатые двойники рутила. Аншлиф обр. 1/67-7-20. Керн скважины ГТС-1, нижняя малоручейская толща mr1; c — кристалл циркона с пленкой ксенотима в титаноносной породе, свидетельство перекристаллизации циркона и выноса из него Y, HREE, P в гидротермальных условиях; d — гематитовый (светлое) цемент лейкоксен-кварцевого песчаника, кварц — черный, лейкоксен — серый. Аншлиф обр. МТУ-7-2. Во всех препаратах виден только дробленый нерегенерированный кварц, вероятно имеющий происхождение из кварцитовых протерозойских пород фундамента
Fig. 2. Images of leucoxene-quartz titanium ores of the Pizhemsky deposit (a — in thin section, b—d — electron microscopy BSE images): а — image of the leucoxene-quartz fine-grained sandstone with siderite vein (0.7—1.0 mm) and siderite in the pore cement (sample 2/35.5). Black — leucoxene, grey — siderite, white — quartz. Analizator parallel. The field size 2.4x3.2 mm; b — leucoxene-quartz sandstone with siderite cement and visible newly formed needle-shaped twins of rutile. Sample 1/67-7-20. Borehole GTS-1, lower Belorucheysky unit mr1; c — crystal of zircon with xenotime thin plate in titanium-bearing rocks, evidence of recrystallization of zircon and the removal from it of Y, HREE, and P in hydrothermal conditions; d — hematite (light) cement of leucoxene-quartz sandstone, quartz — black, leucoxene — gray.
Sample MTU-7-2
рудных тел, имеющих пространственную связь с глубинными разломами, напоминает кальдеру, заполненную пес-чано-глинистым материалом по типу грязевых вулканов. Инициатором и движущим фактором образования месторождения могли быть глубинное внедрение неопротерозойских базальтоидов, или собственно лампрофиров (аналоги которых керсантит-спессартитового ряда широко распространены в соседней Четласской гряде), и их взаимодействие с метеорными водами. Последние, образуя агрессивный водяной пар, разрушали лампрофиры аналогичные по составу четласским (предполагаемому источнику титана Пижемского месторождения), нахождение которых предполагается на некоторой глубине под Пижемским месторождением, 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 [6, 8]. Отсутствие дальнего переноса материала доказывается формой кластогенного остроугольного совершенно неокатан-ного кварца, слагающего всю массу титановых руд (рис. 2), а также хрупкостью лейкоксена, не выдерживающего переноса более чем на 2 км.
Проблема возраста
Предыдущими исследованиями КЬ-Бг-методом по глинистой составляющей и лейкоксену титаноносной толщи Пижемского месторождения был получен изохронный возраст (685 ± 30) млн лет [18], который рассматривается авторами как соответствующий сопряженному возрасту формирования и титанового оруденения и вмещающих его пес -чано-глинистых пород. Следует отметить, что ранее пижем-ские титановые руды считались среднедевонскими. Возраст глинистых сланцев, подстилающих Пижемское месторождение, определен ранее по серициту К-Аг-методом, около 635 млн лет [18]. Получается, что древняя титаноносная толща возрастом (685 ± 30) млн лет залегает на более молодых глинистых сланцах. Так как возраст сланцев на 50 млн лет меньше возраста титаноносной толщи, то они не могли служить материалом для образования титановых руд. Наиболее вероятным источником рудного вещества являются высокотитанистые четласские лампрофиры и щелочные базальты Четласского Камня и Вольско-Вымской гряды [7, 8]. Из них самые известные и изученные — Косьюское, Бобровское и Октябрьское дайковые поля. По Мь-Бг-изо-топным данным, наиболее многочисленная совокупность проб лампрофиров образует изохрону с позднепротерозой-
ским возрастом (819 ± 19) млн лет [6]. Кроме того, есть лам-профировые дайки с возрастом около (606 ± 10) млн лет, одновозрастные с четласскими карбонатитами. Возраст рудных минералов (торита, монацита и тантало-ниобатов) из Новобобровского комплексного редкометалльно-торий-редкоземельного месторождения на Среднем Тимане был определен Sm-Nd-методом как (581 ± 47) млн лет [16]. Все это свидетельствует о длительном периоде генерации лам-профировой магмы на Среднем Тимане, охватывающем около 200 млн лет [7, 18].
Сравнительно недавно было выполнено локальное изотопно-геохимическое исследование циркона из Пи-жемского месторождения [9]. Впервые были получены данные по геохимии и U-Pb-возрасту циркона Пижемс-кого титанового месторождения и проведен сравнительный анализ этих данных с аналогичными для циркона из лампрофиров Четласского Камня Среднего Тимана, предполагаемого источника рудного вещества для Пижемско-го месторождения. Было установлено, что материалом и коренным источником рудного вещества были не только лампрофиры, но и породы тиманского фундамента с большой глубины. В изученной выборке присутствуют зерна циркона с возрастом не менее 591—572 млн лет. Есть несколько зерен пижемских цирконов с датировками около 300 млн лет, но так как эти зерна циркона — как раз те, уникальные, с высоким содержанием Y, HREE, P, U, Th, то они обладают нарушенными U-Pb-изотопными отношениями, поэтому они нами в общий расчет не берутся. Отсутствие циркона с доказанным фанерозойским возрастом свидетельствует о том, что сама титаноносная толща более древняя, чем считалась ранее (средний девон), а ее возраст следует считать докембрийским [9].
Для циркона из проявления Ичетъю U-Pb-датиро-вание ранее проводилось только для ограниченной выборки (9 зерен) классическим методом TIMS (ссылки в [12]). Установлено, что U-Pb-возраст циркона проявления Ичетъю широко варьирует от 2247 до 1478 млн лет, а источником циркона являются породы фундамента Среднего Тимана. Исследование особенностей редко-элементного состава циркона из рудопроявления Ичетъю показало, что примерно для 10 % индивидов характерны внутренние участки и зоны с необычно высокими содержаниями Y и HREE, а также четкая корреляция их с содержанием Р. Такая схема изоморфного замещения в минерале (цирконовой компоненты на ксенотимовую), делают цирконы Среднего Тимана уникальными, что исключает их латеральный перенос из других регионов. Проведенные геохронологические и минералого-геохи-мические исследования позволяют предположить, что фундамент Среднего Тимана (наиболее вероятный источник циркона проявления Ичетъю) сложен породами па-леопротерозойского возраста и, вероятно, является продолжением под Мезенскую синеклизу и Средний Тиман палеопротерозойской коллизионной структуры, с которой пространственно связана Архангельская алмазоносная провинция [12].
В настоящем сообщении приводятся результаты локального изотопно-геохимического исследования двух проб циркона из проявления Ичетъю (проба MY08-4, отобранная в левом борту реки Умбы, вблизи канавы КУ-1, и проба ПМС-239 из расчистки в левом борту реки Пижмы, участок «Сидоровский»). Расстояние между точками опробования 14 км.
Геологическая характеристика
рудопроявления Ичетъю
Полиминеральное алмаз-золото-редкометалльно-редкоземельно-титановое рудопроявление Ичетъю представляет собой горизонт конглобрекчиевых пород со сложной пятнисто-струйчато-линзовидной морфологией тел и выдержанной мощностью от 0.2 до 1.5 м (рис. 1, 3). Породы рудопроявления представлены светло-серыми кварцевыми песчаниками, гравелитами, конгломератами и конглобрекчиями, залегающими между двумя мощными толщами в основании Пижемских мономинеральных кварцевых песчаников (Бдо) стекольного качества и выше ильменит-лейкоксен-кварцевой титано-носной толщи Пижемского месторождения Среднего Тимана [6, 8]. Впервые золотоносность горизонта Ичетъю была установлена А. А. Черновым в сороковых годах XX столетия, а алмазоносность — В. А. Дударом в восьмидесятых годах.
На рис. 3 изображены особенности залегания конг-лобрекчиевого полиминерального горизонта проявления Ичетъю в основании песчаников пижемской свиты (D2pg) на контакте с верхней толщей (шг3) кварц-каоли-нитовых рыхлых песчаников малоручейской свиты (Пи-жемского титанового месторождения): а — расчистка продуктивного алмазоносного конглобрекчиевого горизонта проявления Ичетъю (мощность — 1.5 м). Контакт малоручейских титаноносных слоев и пижемских песчаников (Б2р/). Длина вешки — 3.0 м. Титаноносные слои представлены здесь мелкозернистыми каолинизирован-ными кварцевыми песчаниками верней части малоручей-ской свиты (шг3). Карьер К-100 на правом берегу р. Средней; Ь — осветленная будина (толщиной 0.6 м) песчаника, облекаемая конглобречиевым горизонтом, — свидетельство его термального воздействия на песчаники и более позднего внедрения (обнажение в скале «Золотой Камень», правый берег р. Пижмы); с — основание конг-лобрекчиевого горизонта (вид сверху), видны обломки пород (сланцев-полосатиков, углистых черных сланцев, кварцитов), вынесенных вместе с конглобрекчией с большой глубины через нижезалегающую толщу рифейских пород. Такие виды пород на поверхности не встречаются, а вмещающие рифейские глинистые сланцы залегают в этом месте в 100 м ниже титаноносных пород (обнажение в левом брегу р. Умбы); й — кварц-каолинитовые породы верхней малоручейской толщи (шг3) с вихревыми складками фестончатой текстуры, выше на них залегает конглобрекчиевый горизонт. Фестончатая текстура породы свидетельствует о термомассопереносе в вертикальном направлении, видна мелкая галька и обломки кварцита в вертикальных трещинах породы, прорывающиеся вверх (обнажение в правом берегу р. Умбы).
Породы рудопроявления отличаются разнообразием минерального состава. В их составе диагностировано более 50 минералов, главные из которых: кварц, рутил, ана-таз, ниобиевый рутил, ильменит, циркон, монацит, колумбит, гранаты, хромшпинелиды, турмалин, ставролит, золото с примесью серебра, кривогранные алмазы уральско-бразильского типа [8]. Среди этого минерального разнообразия в ряде шлиховых проб во фракции (+0.10...—0.25 мм) циркон составляет более 50, а во всей пробе — от 10 до 60 мас. % от минерального состава тяжелого шлиха и представляет промышленный интерес.
Рис. 3. Особенности залегания конглобрекчиевого полиминерального горизонта проявления Ичетъю в основании песчаников пижемской свиты (D2pg) на контакте с верхней толщей (mr3) кварц-каолинитовых рыхлых песчаников малоручейской свиты (Пижемского титанового месторождения): a — расчистка продуктивного алмазоносного конглобрекчиевого горизонта проявления Ичетъю (мощность — 1.5 м). Контакт малоручейских титаноносных слоев и пижемских песчаников (D2pz). Длина вешки — 3.0 м. b — осветленная будина (толщина 0.6 м) песчаника, облекаемая конглобречиевым горизонтом, c — основание конгло брекчиевого горизонта (вид сверху); d — кварц-каолинитовые породы верхней малоручейской толщи (mr3)
Fig. 3. Images of the outcrops, describing the features of the polymineral horizon of the Ichetu occurrence at the base of Pizhemsky unit (D2pg) in contact with the upper layer (mr3) quartz-kaolinite sandstone of Malorucheysky unit (Pizhemsky titanium deposit): a — clearing productive diamondiferous horizon of Ichetu occurrence (thickness — 1.5 m). Contact Malorucheysky titanium-bearing layers and Pizhemsky sandstones (D2pz); b — clearing (thickness 0.6 m) of sandstone; c — base conglobreccia horizon (top view); d — quartz-
kaolinite rocks of the upper Malorucheysky unit (mr3)
Методы исследования
Циркон из пробы MY08-4 был продатирован U-Pb-методом в ЦИИ ВСЕГЕИ на ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II по стандартным методикам [27]. Для выбора точек анализа использовались изображе -ния зерен циркона в проходящем свете, в режиме катодо-люминесценции (CL) и в обратноотраженных электронах (BSE). Содержание редкоземельных (REE) и редких элементов в цирконе в тех же кратерах, где выполнялось датирование, определялось на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН (аналитики С. Г. Симакин, Е. В. Потапов) по приведенным методикам [17]. Кроме того, было исследовано распределение редких и редкоземельных элементов в цирконе из пробы ПМС-239, датирование и CL-исследование для которой не проводилось. Размер исследуемого на ионном микрозонде участка циркона 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 С [24]. Оценка температуры кристаллизации циркона выполнена с помощью геотермометра «Ti-в-цирконе» [26].
Результаты и их обсуждение
Характеристика циркона. Проба MY08-4. Примерно половина зерен имеет изометричные очертания, другие
слабоудлиненные (Куд 1 : 3). Зерна умеренно или слабо-окатаны, часть зерен представляет собой обломки кристаллов (рис. 4, а). Цвет кристаллов циркона варьирует от прозрачного до бледно-желтого и розового. Удлиненные кристаллы циркона, как правило, демонстрируют в СЬ магматическую осцилляционную зональность, заключающуюся в чередовании светлых и темных серых полос. В целом осцилляционная зональность проявлена неконтрастно, местами она сменяется мозаичной зональностью или зональность вообще отсутствует. По характеристике циркона в СЬ его можно условно разделить на две группы: первая, преобладающая, с цирконом преимущественно темной окраски и вторая — с цирконом светло-серых тонов в СЬ. В единичных зернах циркона в СЬ-изображении можно выделить тонкие, не более 20 мкм по ширине, каймы черного цвета вокруг центральной части зерен светло-серого оттенка (например, зерна 12, 20, 31, рис. 4, а).
Проба ПМС-239. В этой пробе детально были исследованы зерна циркона, демонстрирующие следы наложенных изменений появлением участков более темного оттенка в ВБЕ-изображении (рис. 4, Ъ—ё). Эти зерна имеют изометричные очертания с частично корродированными краями. Вторичные изменения разнообразны по морфологии проявления. Они могут быть проявлены в виде ден-дритовидной «паутины», приуроченной к краевой части зерна и равномерно покрывающей до 20 % площади циркона (рис. 4, Ъ). Другая форма проявления изменений —
Рис. 4. Изображение циркона из проявления Ичетъю, проба MY08-4 в CL (а) и проба ПМС-239 в BSE (b—d). Размер поля анализа
равен ~ 20 мкм. Номера анализов совпадают с табл. 1, 2
Fig. 4. Images of zircons from the Ichetu occurrence, sample MY08-4 in CL (a) and sample PMS-239 in BSE (b—d). The size of the field of the analysis is equal ~ 20 microns. Numbers of analyses coincide with Table 1, 2
это замещение краевой части зерна, сложенной более темной высокоурановой полосой осцилляционной зональности (рис. 4, с). Помимо замещения краевых частей циркона также возможно замещение центральной части зерна, возникающей тогда, когда гидротермальный раствор проникает в глубь зерна по системе трещин, пронизывающих все зерно целиком (рис. 4, d).
Возраст циркона
Локально было продатировано 37 зерен циркона из пробы МУ08-4 полиминерального рудопроявления Ичетъю (рис. 5, табл. 1). Подавляющая часть аналитических точек является конкордантными. Дискордантность проявлена в темных в СЬ высокоурановых доменах циркона (точки 13.1 и 36.1, рис. 4, а), в каймах черного цвета (точки 12.2 и 31.2), а также в сильнотрещиноватом зерне (№ 20). Следует отметить, что И-РЬ-возраст каём значимо не отличается от возраста центральной части этих же зерен (табл. 1).
Результаты определения И-РЬ-возраста циркона показали широкий разброс индивидуальных значений 207РЬ/ 206РЬ-возраста от 706 до 3283 млн лет (рис. 5, табл. 1). Самое молодое измеренное значение 206РЬ/238И-возраста — (706 ± 13) млн лет — получено для зерна циркона с сектори-альной зональностью типа «елочки» (точка 35.1, рис. 4, а). Наиболее древний субконкордантный кластер образован четырьмя точками (4.1, 6.1, 18.1 и 29.1) и имеет возраст (2635 ± 31) млн лет по верхнему пересечению дискордии с конкордией (рис. 5).
Рис. 5. График с конкордией с результатами датирования циркона из проявления Ичетъю
Fig. 5. Plot with concordia for zircons from the Ichetu occurrence
Таблица 1. Результаты датирования циркона из проявления Ичетъю (проба MY08-4) Table 1. Results of dating of zircons from the Ichetu occurrence (sample MY08-4)
Точка анализа Point of analysis Характеристика в CL Characteristics in CL 206Pbc, % u, ppm Th, ppm 232Th/238U 206р^* ppm Возраст / Age 207Pb/206Pb, млн лет / Ma D, %
Проба МУ-08/4 / Sample МУ-08/4 13.1 31.2 темная зона / dark zone темная кайма / dark margin 0.62 0.10 732 1004 148 627 0.21 0.64 144 157 1531 1817 ±34 + 14 16 69
36.1 темная зона / dark zone 0.38 674 588 0.90 113 1568 +23 36
12.2 темная кайма / dark margin 0.05 598 75 0.13 166 1988 ±13 10
3.1 темная краевая зона / dark marginal zone 0.11 568 242 0.44 123 1477 + 15 2
1.1 светлый центр / light center 0.58 54.4 65.7 1.25 12.0 1459 ±62 -1
2.1 светлый центр / light center 0.09 122 39.8 0.34 33.4 1744 ±23 -2
4.1 темная зона / dark zone 0.14 80 90.9 1.17 37.3 2681 + 16 -4
5.1 темный центр, слабая зональность / dark center, weak zonality 0.13 284 144 0.52 62.7 1470 +23 0
6.1 темный центр/ dark center 0.06 182 101 0.57 81.6 2649 + 11 -2
7.1 темная зона / dark zone 0.07 304 282 0.96 68.6 1476 ±20 -2
8.1 светлый центр / light center 0.00 113 77.4 0.71 29.6 1742 +26 1
9.1 темный центр / dark ccntcr 0.30 303 194 0.66 82.6 1788 +20 1
10.1 темный центр / dark center 0.05 548 181 0.34 98.5 1197 ±20 -2
11.1 светлый центр / light center 0.40 60.4 75.4 1.29 14.5 1595 ±56 1
12.1 светлый центр / light center 0.32 349 151 0.45 98.1 1955 ±23 7
14.1 светлый центр, зональный / light center, zonal 0.49 164 63.2 0.40 28.1 1079 ±62 -8
15.1 темный центр / dark center 0.11 420 147 0.36 100 1512 ±21 -4
16.1 темный центр, слабозональный / dark center, weak zonality 0.21 487 266 0.57 111 1484 ±23 -2
17.1 темный центр, слабозональный / dark center, weak zonality 0.43 240 76.8 0.33 64.5 1736 ±29 -1
18.1 светлый центр / light center 0.47 53.3 38.3 0.74 23.1 2657 ±31 1
19.1 светлый центр, слабозональный / light center, weak zonality 0.07 145 65.9 0.47 38.6 1775 ±29 2
20.1 светлый центр / light center 0.19 104 133.4 1.33 53.1 3283 ±13 9
20.2 темная кайма / dark margin 0.10 350 104 0.31 178 3098 +9 3
21.1 темный центр, слабозональный / dark center, weak zonality 0.57 184 114 0.64 41.3 1459 ±42 -2
22.1 темная зона dark zone 0.05 348 97.3 0.29 81.5 1579 ±20 2
23.1 темный центр, зональный / dark center, zonal 0.03 357 191 0.55 81.7 1491 ±20 -2
24.1 темный центр dark center 0.64 201 108 0.55 65.8 2011 ±37 -3
25.1 темная зона dark zone 0.62 123 30.1 0.25 35.5 1920 ±34 4
26.1 темный центр, слабозональный / dark center, weak zonality 0.00 188 91.1 0.50 42.9 1495 ±27 -2
27.1 темный центр, зональный / dark center, zonal 0.12 448 224 0.52 100 1489 ±21 0
28.1 темный центр, зональный / dark center, zonal 0.13 301 167 0.57 75.1 1728 ±27 5
29.1 светлый центр / light center 0.00 116 131 1.16 47.9 2595 ±18 3
30.1 темный центр, слабозональный / dark center, weak zonality 0.06 178 173 1.01 38.0 1478 ±31 3
31.1 светлый центр, зональный / light center, zonal 0.22 240 138 0.60 63.4 1732 ±32 0
32.1 светлый центр / light center 0.16 56.0 3.80 0.07 16.6 1902 ±41 0
33.1 темная зона / dark zone 0.23 214 95.4 0.46 46.7 1464 +33 0
34.1 светлый центр / light center 0.85 61.9 26.1 0.44 9.07 1007 ±21 -
35.1 темная зона / dark zone 0.33 183 157 0.89 18.3 706 ±13 —
37.1 темная кайма / dark margin 0.33 379 103 0.28 87.6 1485 ±26 -3
Примечание. Номер аналитической точки соответствует номеру зерна и кратера в пределах этого зерна. Ошибки для интервала 1ст; Pbc and Pb* — нерадиогенный и радиогенный свинец соответственно. Ошибка калибровки стандарта — 0.56% (1ст). Изотопные отношения скорректированы по измеренному 204Pb. D, % — Дискордантность: В=100*([Возраст(207РЬ/206РЬ)]/ [Возраст(206РЬ/238и)]-1}. Курсивом отмечены значения 206Pb/238U-возраста.
Note. Number of analytical point corresponds to number of grain and crater within this grain. Errors for interval 1ст; Pbc and Pb* — radiogenic and non-radiogenic lead accordingly. Calibration error 0.56% (1ст). Isotope relations are corrected by 204Pb. D, % — Dicordancy: D= 100*{[Age(207Pb/206Pb)]/[Age(206Pb/238U)]-1}. 206Pb/238U-values are in italic.
рождения на Среднем Тимане — около 580 млн лет [16].
В целом сравнение относительно распространенности значений возраста для циркона из проявления Ичетью и Пижемского месторождения подтверждает единый источник циркона для этих двух промышленных обьектов. Наличие не только протерозойских, но и архейских датировок циркона свидетельствует о поступлении циркона из различных по глубине залегания пород фундамента в районе современного расположения Среднего Тимана.
Геохимия циркона
Проба MY08-4. По характеру распределения REE четко обособляются пять точек анализа, относящиеся к темным в CL зонам циркона, преимущественно находящимся в краевой части зерен (рис. 4, a). Суммарное содержание REE в них составляет в среднем 3900 ppm, достигая 7600 ppm (табл. 2). Характерными особенностями являются выполо-женность спектра с сохранением его дифференцированно-сти от легких к тяжелым REE в незначительной степени (LuN/LaN отношение в среднем 150), практически полное отсутствие положительной Се-аномалии (Се/Се* не превышает 2.2) и редуцированная отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* в среднем равняется 0.66, табл. 2). Четыре спектра REE из пяти подобны и практически сливаются вместе на графике с логарифмическим масштабом нормированного содержания (рис. 7, a). Это свидетельствует о закономер-
Рис. 6. Распределение значений U-Pb-возраста циркона из проявления Ичетью (а) и Пижемского месторождения (b)
Fig. 6. Distribution of U-Pb-values of age of zircons of the Ichetu occurrence (a) and the Pizhemsky deposit (b)
Основная часть фигуративных точек расположена на конкордии или вблизи нее в интервале примерно от 2000 до 1000 млн лет (рис. 5). На графике с конкордией статистически выделяются два конкордантных кластера: первый древний, с возрастом (1751 ± 15) млн лет (для 6 точек), второй более молодой, с возрастом (1483 ± 10) млн лет (для 12 точек). Менее чем 1483 млн лет возраст циркона установлен только для 4 точек циркона (35.1, 34.1, 14.1 и 10.1, табл. 1). Эти два конкордантных кластера выделяются максимальными пиками на относительной вероятности распространенности U-Pb-возраста (рис. 6, а). К ним примыкает возрастной пик с отметкой около 1930 млн лет, по цирконам которого возрастной кластер, однако, не рассчитывается. Общей закономерностью распространенности значений возраста для циркона из проявления Ичетью является резкое преобладание протерозойских значений возраста (30 определений из 40, табл. 1).
Аналогичные построения для циркона из Пижемского месторождения [9] также показали преобладание отметок возраста в интервале 900—2000 млн лет (рис. 6, b). Примечательно, что для циркона из проявления Ичетью и из Пижемского месторождения в целом совпадают отметки наиболее проявленных пиков распределения возраста как в области протерозойских значений, так и в области архейских значений (около 2650 млн лет). Циркон из Пижемского месторождения отличается наличием четко проявленного пика с возрастом около 600 млн лет (рис. 6, b). Это значение возраста хорошо коррелируется с возрастом лампрофировых даек — около (606 ± 10) млн лет [7] — и возрастом рудных минералов из Новобобровского комплексного редкометалльно-торий-редкоземельного место-
Рис. 7. Спектры REE для циркона из проявления Ичетъю, проба MY08-4
Fig. 7. REE patterns in zircons from the Ichetu occurrence, sample
MY08-4
Таблица 2. Содержание редких и редкоземельных элементов в цирконе из проявления Ичетъю (ррш) Table 2. Trace and rare earth elements contents ppm for zircons from the Ichetu occu
Проба MY-08/4 / Sample MY-08/4
Компонент Component Темные в CL зоны и каймы Dark zones and margins Центральные части зерен циркона / Central parts of zircon grains
13.1 31.2 36.1 3.1 12.2 1.1 2.1 4.1 5.1 6.1 7.1 8.1 9.1 10.1 11.1 12.1 14.1 15.1 16.1 17.1 18.1 19.1 20.1 20.2
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu 12.4 174 39.9 340 261 71.6 424 659 548 738 121 13.7 244 66.1 665 665 181 1071 1569 1267 1632 244 18.8 287 67.4 571 462 121 710 1127 949 1270 190 5.12 92.2 19.7 152 146 35.2 255 376 368 553 83.4 1.87 25.3 6.48 52.5 34.5 12.1 66.0 141 120 201 39.8 0.14 47.3 0.37 3.35 4.67 0.96 16.5 56.7 115 219 37.0 0.11 6.15 0.33 4.63 7.00 0.43 32.7 108 198 310 49.3 0.10 26.9 0.51 7.18 10.8 1.95 38.3 103 172 280 46.8 0.47 21.2 I.07 II.0 12.9 3.05 38.8 120 211 363 57.4 0.04 30.0 0.31 5.28 9.40 0.49 44.4 171 313 465 66.8 0.10 50.7 0.06 0.51 0.74 0.23 4.67 21.6 66.2 196 41.1 0.05 22.2 0.25 4.93 6.93 2.08 25.1 74.8 145 291 49.3 0.10 43.4 0.07 0.82 2.45 0.42 18.8 103 264 525 90.2 0.11 58.5 0.13 1.67 3.54 0.54 21.0 79.8 192 404 68.9 0.19 49.0 0.93 12.1 15.3 3.95 62.8 197 369 623 101 0.84 57.7 2.99 33.0 46.6 16.0 145 338 402 581 85.2 0.06 13.8 0.07 1.0 2.64 0.10 16.8 79.4 181 328 53.0 0.19 11.0 0.58 5.94 8.69 1.60 33.1 119 229 390 62.5 0.06 41.6 0.11 1.43 3.11 0.24 16.4 78.4 179 382 64.5 0.12 18.3 0.07 0.80 2.24 0.07 15.2 77.4 194 384 64.6 0.11 12.1 0.17 1.81 2.19 0.43 6.50 19.5 30.7 44.6 7.07 0.10 18.3 0.19 1.65 2.77 0.47 13.2 57.3 135 259 47.1 0.48 19.0 1.56 19.8 30.2 7.61 104 347 653 1004 151 1.06 11.9 2.06 17.8 18.2 5.90 46.3 163 300 569 88.7
Li P Ca Ti Sr Y Nb Ba Hf Th U 107 2190 1044 141 6.14 3643 46.6 26.5 17029 156 1229 51.2 4627 2569 446 35.72 8775 151 167 12360 766 1726 90.6 3656 1686 280 10.2 6353 69.9 44.7 10747 749 1128 121 1066 502 109 3.59 2337 57.3 20.2 12175 326 1044 127 400 117 29.1 1.23 869 9.31 6.54 11537 52.8 837 0.49 179 6.44 14.1 0.12 645 12.3 1.85 8720 87.6 89.8 13.2 165 0.45 26.9 0.18 1162 8.73 1.35 6943 46.6 198 2.76 181 7.72 17.0 0.29 1078 10.5 1.77 7506 115 137 2.35 296 53.9 22.8 0.42 1201 17.2 3.17 9487 149 433 26.1 182 0.67 11.9 0.33 1857 20.1 1.12 5969 117 274 78.4 50.0 0.45 10.9 0.17 379 28.8 1.53 9557 290 409 28.2 80.2 0.41 14.1 0.33 870 18.7 1.37 7507 99.4 186 88.2 273 1.14 6.35 0.50 1427 19.3 1.23 9439 244 500 0.07 141 0.41 14.5 0.11 1104 9.91 1.17 9808 236 998 0.06 238 0.45 9.92 0.32 2211 9.74 2.02 7382 114 124 49.1 644 87.6 24.7 1.01 2784 14.5 5.44 8997 190 474 28.7 178 0.59 15.2 0.20 996 6.69 1.73 8862 72.5 266 43.1 278 12.8 19.1 0.38 1365 11.8 2.44 9353 174 668 88.3 174 0.22 18.9 0.36 1000 13.6 1.01 10373 323 817 7.37 329 1.14 13.3 0.42 1030 10.3 1.57 10700 101 430 2.03 127 1.64 12.1 0.30 211 59.1 4.17 8967 47.1 88.4 8.60 236 5.23 12.6 0.23 738 46.4 1.70 9485 74.9 242 28.7 395 70.3 16.2 1.46 3568 53.8 5.43 9016 224 190 130 552 84.9 44.3 2.97 1791 51.5 7.36 11660 79.9 620
Th/U Eu/Eu* Ce/Ce* IREE ZLREE ZHREE LuN/LaN LuN/GdN SmN/LaN 0.13 0.66 1.90 3390 566 2491 94.4 2.31 33.7 0.44 0.65 1.96 7617 989 5783 172 1.84 78.0 0.66 0.65 1.95 5772 944 4245 97.4 2.17 39.3 0.31 0.56 2.22 2086 269 1635 157 2.65 45.7 0.06 0.77 1.75 702 86.1 569 205 4.88 29.5 0.98 0.34 49.5 501 51.1 445 2471 18.2 51.7 0.24 0.09 7.79 716 11.2 697 4277 12.2 101 0.84 0.29 29.3 687 34.7 640 4664 9.88 179 0.34 0.42 7.28 841 33.7 791 1184 11.9 44.1 0.43 0.07 64.9 1105 35.7 1059 15903 12.2 372 0.71 0.38 158 382 51.4 329 3894 71.1 11.6 0.54 0.48 48.2 622 27.4 585 9701 15.9 227 0.49 0.19 121 1048 44.4 1001 8467 38.9 38.2 0.24 0.19 119 830 60.5 766 6172 26.5 52.8 0.92 0.39 28.2 1434 62.3 1353 5104 12.9 129 0.40 0.59 8.82 1708 94.5 1551 979 4.77 88.9 0.27 0.05 51.7 676 14.9 659 8488 25.6 70.3 0.26 0.29 8.02 860 17.7 832 3167 15.3 73.2 0.40 0.10 123 768 43.2 721 10473 31.7 83.9 0.23 0.04 49.8 757 19.3 735 5230 34.4 30.1 0.53 0.34 21.8 125 14.2 108 624 8.80 32.1 0.31 0.24 33.2 536 20.2 512 4770 28.9 46.6 1.18 0.41 5.27 2338 40.8 2259 2996 11.8 99.8 0.13 0.62 1.95 1224 32.9 1167 807 15.5 27.5
T(Ti), °C 1047 1243 1157 1010 847 774 839 792 821 759 750 774 704 777 742 830 781 803 803 769 760 764 788 894
Таблица 2. Окончание Table 2. End
Проба MY-08/4 / Sample MY-08/4
Проба ПМС-239 / Sample ПМС-239
Компонент Component Центральные части зерен циркона / Central parts of zircon grains Измененный циркон Altered zircon Неизмененный циркон / Unaltered zircon
21.1 22.1 23.1 24.1 25.1 26.1 27.1 28.1 29.2 30.1 31.1 32.1 33.1 34.1 35.1 37.1 66.2 39.2 39.3 39.1 411.2 411.1 66.1
La 0.08 0.05 0.13 0.07 0.12 0.12 0.17 0.64 0.15 0.08 0.16 0.22 0.04 0.09 0.09 0.10 14.3 17.6 6.48 0.31 1.32 0.42 0.07
Се 37.2 6.32 34.6 7.99 4.47 4.87 45.0 39.3 23.8 51.3 48.4 1.22 20.1 19.9 10.1 8.04 278 272 115 33.6 42.1 8.64 16.5
Рг 0.18 0.07 0.37 0.11 0.15 0.46 0.42 2.11 0.30 0.23 0.30 0.05 0.06 0.10 0.25 0.21 74.3 66.9 23.0 0.80 5.07 0.82 0.26
Nd 1.88 1.18 3.89 1.31 1.87 7.69 3.53 21.7 3.88 2.97 4.41 0.19 0.82 1.60 4.02 2.19 637 516 196 11.8 41.5 7.34 3.77
Sm 3.59 2.95 4.88 2.55 3.53 11.3 4.94 19.7 6.40 2.71 8.05 0.49 1.72 2.92 7.31 4.38 456 349 143 32.7 40.7 7.07 8.58
Eu 0.41 0.04 0.63 0.16 0.73 0.62 0.79 5.15 0.81 0.85 1.66 0.50 0.15 0.42 0.85 0.43 132 111 44.6 11.4 13.7 1.86 0.78
Gd 17.5 17.3 19.0 10.7 15.5 48.2 21.0 46.0 27.7 8.34 33.9 4.31 9.27 15.7 39.1 23.7 719 675 335 175 82.0 24.0 35.4
Dy 76.4 86.9 74.6 41.5 66.9 167 85.6 128 83.5 35.1 126 18.5 44.1 67.6 149 96.6 1211 1465 910 607 167 82.5 130
Er 167 193 164 82.0 158 306 201 248 155 87.6 292 29.1 103 130 298 209 989 1440 1113 851 171 115 222
Yb 335 367 333 148 336 474 409 463 259 220 475 39.0 221 246 499 372 1308 1560 1202 968 229 189 356
Lu 55.7 59.2 53.6 22.9 60.7 76.5 68.6 74.9 39.8 42.5 95.6 5.97 37.1 41.7 78.1 59.4 187 208 156 121 33.7 32.8 54.9
Li 67.6 8.47 4.79 84.6 54.1 0.79 102 33.2 7.20 4.52 35.5 0.12 3.28 0.56 0.11 27.5 12.5 43.4 56.9 45.5 13.8 19.9 1.47
Р 244 251 179 96.3 80.7 311 202 428 224 76.1 352 11.6 99.3 188 188 176 4517 5518 1541 126 551 426 297
Ca 1.12 0.76 13.2 0.47 5.48 6.25 7.16 80.0 7.78 8.57 0.53 0.33 0.73 0.71 3.39 13.1 1502 782 290 15.0 93.7 21.7 15.6
Ti 38.0 15.6 21.9 57.8 7.46 27.2 15.2 22.4 8.25 17.0 22.2 4.29 18.0 34.6 13.1 11.3 376 266 135 16.6 28.5 9.57 32.2
Sr 0.38 0.28 0.48 0.21 0.48 0.40 0.41 1.22 0.33 0.35 0.11 0.05 0.15 0.32 0.45 0.50 7.73 4.38 2.37 1.21 2.01 1.12 1.10
Y 938 1139 887 498 954 1977 1131 1388 922 470 1614 203 586 738 1718 1172 6438 8892 6434 5009 1193 788 1365
Nb 13.6 33.4 37.9 24.4 23.4 26.4 33.4 39.6 27.7 33.5 12.6 15.7 14.8 6.42 5.87 19.5 135 141 110 149 74.1 87.1 71.4
Ba 2.15 2.13 2.15 1.83 1.44 0.90 1.34 3.48 1.29 1.87 1.81 0.99 1.04 0.99 1.43 1.05 44.7 25.3 9.99 5.61 10.6 5.43 4.18
Hf 9396 9503 9916 7863 9939 8726 10092 10421 9124 9831 7981 8663 9065 9435 9673 10005 11737 5691 6046 5415 9735 9771 8268
Th 196 128 251 116 34.1 109 293 205 159 197 159 2.43 101 31.8 239 128 432 327 289 175 173 75.6 91.1
U 403 604 629 311 222 321 843 550 205 297 403 89.2 313 105 372 652 915 695 798 670 371 435 275
Th/U 0.49 0.21 0.40 0.37 0.15 0.34 0.35 0.37 0.78 0.66 0.39 0.03 0.32 0.30 0.64 0.20 0.47 0.47 0.36 0.26 0.47 0.17 0.33
Eu/Eu* 0.16 0.02 0.20 0.09 0.30 0.08 0.24 0.52 0.19 0.55 0.31 1.06 0.12 0.19 0.15 0.13 0.70 0.70 0.62 0.46 0.72 0.43 0.14
Ce/Ce* 72.5 24.2 37.3 21.2 8.16 5.03 41.0 8.21 27.4 89.9 53.8 2.85 97.0 50.9 16.8 13.7 2.06 1.92 2.27 16.4 3.94 3.57 30.21
IREE 695 734 689 318 648 1097 840 1049 601 452 1086 99.6 437 526 1086 776 6006 6681 4245 2812 828 469 828
XLREE 39.4 7.62 39.0 9.49 6.61 13.1 49.2 63.7 28.1 54.5 53.2 1.68 21.0 21.7 14.5 10.5 1004 873 340 46.4 90.0 17.2 20.6
XHREE 652 723 644 306 637 1072 785 960 565 394 1023 96.9 415 501 1063 761 4415 5349 3716 2721 683 443 798
LuN/LaN 6368 10522 3827 3014 4861 6148 3967 1134 2642 4953 5914 261 8393 4683 8817 5931 126 114 232 3767 246 760 7896
LuN/GdN 25.8 27.8 22.8 17.3 31.7 12.8 26.4 13.2 11.6 41.2 22.8 11.2 32.4 21.5 16.2 20.3 2.10 2.50 3.76 5.59 3.32 11.0 12.5
SmN/LaN 68.2 87.0 58.0 55.8 47.0 151 47.5 49.6 70.6 52.4 82.8 3.55 64.7 54.5 137 72.6 51.2 31.8 35.5 170 49.5 27.2 205
T(Ti), °C 876 784 817 926 718 840 782 819 726 792 819 673 798 866 767 754 1210 1148 1040 790 845 739 858
CO
ном (равновесном) характере вхождения несовместимых элементов REE в состав циркона при его изменении.
Данная группа циркона отличается от остальныгх точек циркона повышенным содержанием всех проанализированные элементов (табл. 2). При этом степень обогащения редкими элементами варьирует в значительной степени: для Са превышение составляет примерно 100 раз, для Р — 10 раз, для остальныгх элементов 2—3 раза или несколько более, для Шразличие в содержании для сравниваемые групп циркона минимально — примерно полтора раза. Величина Th/U-отношения сильно варьирует от 0.06 до 0.66, составляя в среднем 0.32 (табл. 2). Содержание Ti в среднем составляет 200 ppm при максимальном значении 446 ppm. Учшывая, что наиболее корректные определения по геотермометру [26] «Ti-в-цирконе» получаются при содержаниях Ti не более 20 ppm [19], термометр для данной группы использовать нельзя. Содержание Ti демонстрирует положительную корреляцию с содержанием Са — элементом-индикатором метасоматического воздействия на циркон и нарушения U-Pb-изотопной системы [20].
Остальные проанализированные точки циркона из про -бы MY08-4, отличающиеся как структурой и окраской в CL (рис. 4, a), так и значением U-Pb-возраста (табл. 1), характеризуются типичными для циркона магматического генезиса [22] фракционированными спектрами распределения REE (Е^^а^отношение в среднем 5170) с отчетливо проявленными положительной Се-аномалией (Се/Се* в среднем 43) и отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* в среднем 0.28). На рис. 7, b спектры распределения REE сливаются в полосу шириной в один порядок нормализованные содержаний. При этом наблюдается закономерность в том, что спектры REE с максимальным их суммарным содержанием (более 1100 ppm) отличаются вытоложенными Eu- и Се-аномали-ями. По всей видимости, это результат воздействия на циркон гидротермальных процессов, описанных выше, приведших к образованию группы аномального по составу циркона. Две точки циркона (32.1 и 18.1, рис. 7, b), напротив, выделяются пониженным содержанием тяжелые REE, а для точки 32.1 еще и U-образным провалом в области легких REE. Такая особенность распределения REE характерна скорее для метаморфических цирконов, чем для магматических. Зерно циркона, в котором проанализирована точка 32.1, возможно , принадлежит к эклогитовому типу, учшывая характерный спектр REE с отрицательной аномалией по Nd, аномально низкое содержание Th и Th/U-отношение [15].
Содержание редких элементов в рассматриваемой популяции циркона значительно варьирует, однако не выеодит за границы диапазонов содержания, характерные для циркона магматического генезиса [21]. Температура кристаллизации циркона, рассчитанная по геотермометру [26] «Ti-в-цирконе», варьирует от 670 до 926 °С, составляя в среднем 790 °С. Эти определения попадают в температурный интервал кристаллизации щелочные пород кислого и среднего состава, возможно преобладающих в составе фундамента Среднего Тимана.
Проба ПМС-239. Спектры распределения REE (рис. 8, a—c) в неизмененном цирконе, отличающемся светло-серым оттенком в BSE-изображении (рис. 4, b—d, точки анализа 39.1, 66.1, 411.1), имеют типичный для циркона магматичес -кого генезиса дифференцированный характер с увеличением содержания от легких к тяжелым REE [21, 23] и четко выраженными положительной Се-аномалией (Ce/Ce* достигает 30.1) и отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* составляет в среднем 0.34). Суммарное содержание REE достигает
Рис. 8. Спектры REE для циркона из проявления Ичетъю, проба ПМС-239
Fig. 8. REE patterns in zircons from the Ichetu occurrence, sample PMS-239
2812 ppm, содержание Y в среднем составляет 2388 ppm, P — 283 ppm, Ca — 17 ppm, Ti — 19.4 ppm (табл. 2).
Зоны изменения циркона с характерным темным оттенком в BSE приурочены к краевым участкам зерен (точки 39.2, 39.3 — дендритовидные изменения; постепенное замещение каймы — точка 66.2, рис. 4, b, c), а также к цен-тралыной части зерна (точка 411.2, рис. 4, d). В последнем случае очевидно, что изменение централыной части зерна (метамиктного ядра?) вызвано поступлением гидротер-малыные растворов по системе трещин, соединяющих краевую и централыную части зерна. По составу зоны изменения отличаются от неизмененного циркона повышенным содержанием REE (в среднем 4440 ppm, табл. 2), Y — 5339 ppm, P — 3032 ppm, Ca — 667 ppm, Ti — 202 ppm.
В зонах изменения содержание HREE увеличивается примерно в 3 раза, LREE в 20 раз. Происходит выпола-живание всего спектра REE, редуцирование Ce- и Eu-ано-малий. Следует отметить, что содержание U, увеличиваясь в 2—3 раза, в измененных участках не превышает 915 ppm (табл. 2), что отличает зоны изменения от типичного метамиктного циркона. Рост содержания Y в среднем от 788 до 8892 ppm коррелируется с увеличением содержания P— 126 и 5518 ppm соответственно, что согласуется с выделенным ранее для цирконов Тимана особым геохимическим типом иттриевых цирконов [9, 12].
Сравнение цирконов проявления Ичетъю и
Пижемского месторождения
Обогащенные редкими и редкоземельными элементами цирконы из проявления Ичетъю (первая группа в настоящей работе, рис. 7, а) обнаруживают значительные черты сходства с группой высокоиттриевых цирконов из Пижемского месторождения (рис. 6, а, [9]) в характере распределения REE, отличаясь от них пониженным в пол-
тора-два раза содержанием как REE, так и Y. Для циркона из обоих объектов характерны выположенные спектры распределения REE за счет повышенного содержания легких REE c редуцированными Се- и Eu-аномалиями.
В сравниваемых цирконах, как несущих явные следы наложенных изменений состава, так и менее измененных, обнаруживается положительная корреляция Y с Р и суммарным содержанием REE (рис. 9, а, b). При этом наблюдается практически полное совпадение полей составов циркона во всем диапазоне содержаний сравниваемых элементов. Примечательно, что Y и суммарное содержание REE демонстрируют положительную корреляцию, близкую к идеальной (рис. 9, b). Содержание Y коррелирует с содержанием Nb только в цирконе с повышенным содержанием Y (более 2000—3000 ppm), для других составов корреляция отсутствует (рис. 9, с). Содержание легких REE положительно коррелирует с содержанием тяжелых REE во всем диапазоне (рис. 9, d). При этом содержание тяжелых всегда превышает содержание легких REE: в измененных темных цирконах отношение HREE/LREE в среднем попадает в
Рис. 9. Соотношение Y-P (a), Y-REE (b), Y-Nb (с), LREE-HREE (d), Th-U (e), Ti-Ca f для цирконов из проявления Ичетъю и Пижемского месторождения: 1 — измененный циркон; 2 — неизмененный циркон проявления Ичетъю; 3 — высокоиттриевый циркон, 4 — умеренно-иттриевый циркон Пижемского месторождения. Содержание всех элементов
приведено в ppm
Fig. 9. Ratio of Y-P (a), Y-REE (b), Y-Nb (c), LREE-HREE (d), Th-U (e), Ti-Ca f for zircons of the Ichetu occurrence and the Pizhemsky deposit: 1 — altered zircons; 2 — unaltered zircons (the Ichetu occurrence); 3 — high-Y zircons; 4 — moderately Y-zircons (the Pizhemsky
deposit). Contents of all trace elements are in ppm
интервал 4—6, в неизмененных цирконах оно значительно выше и доходит до 96 (табл. 2). Содержание ТИ и и в целом положительно коррелирует (рис. 9, е), однако ТИ/И-отно-шение значительно варьирует в выделенных группах циркона (табл. 1, 2; [9]). Содержание Са и Т не обнаруживает положительной связи при содержании Т менее 100 ррт (рис. 9,при аномально высоком увеличении содержания Т содержание Са также увеличивается и может превышать 1000 ррт (табл. 2). Эта особенность подтверждает закономерное вхождение этих элементов в состав циркона при наложенных гидротермально-метасоматических процессах.
Ранее для разделения магматических и гидротермаль-но-метасоматических цирконов было предложено использовать дискриминационные диаграммы, где метасоматичес-кие цирконы занимают фигуративное поле, характеризующееся отсутствием Се-аномалии, пологим характером спектра в области ЬЯЕЕ (рис. 10, а, Ь; [22]). Неизмененные цирконы как проявления Ичетью, так и Пижемского месторождения либо соответствуют полю магматических цирконов, либо тяготеют к нему, а измененные цирконы в поле мета-соматических цирконов вообще не попадают. Особенно хорошо это заметно на диаграмме соотношения величин Се- и Еи-аномалии (рис. 10, с). Неоднозначность выделения полей цирконов на этой диаграмме и, как следствие, возможность ее применимости отмечались в ряде работ [25].
Выводы
Проведенное впервые локальное изотопно-геохимическое исследование циркона из полиминерального проявления Ичетью и сравнение полученных данных с опубликованными нами ранее данными для циркона из сходного и территориально сопряженного Пижемского месторождения титана на Среднем Тимане [9] позволяют сделать следующие выводы.
1. Общей закономерностью распространенности значений возраста для циркона из проявления Ичетью является резкое преобладание протерозойских значений И-РЬ-возраста в интервале примерно от 2000 до 1000 млн лет. Присутствуют два узких конкордантных кластера: один древний, с возрастом (1751 ± 15) млн лет, второй более молодой, с возрастом (1483 ± 10) млн лет. Они отвечают контрастным максимальным пикам на относительной вероятности распространенности И-РЬ-возраста (рис. 6, а). В настоящее время недостаточно сведений, чтобы увязать эти возрастные интервалы с конкретными геологическими событиями на Тимане, это предстоит сделать в будущем по мере поступления новых данных. Аналогичные построения для циркона из Пижемского месторождения [9] также показали преобладание отметок возраста в интервале 900— 2000 млн лет (рис. 6, Ь). Для циркона из проявления Ичетью и из Пижемского месторождения в целом совпадают отметки наиболее проявленных пиков распределения возраста как в области протерозойских значений, так и в области архейских значений. В целом сравнение относительно распространенности значений возраста для циркона из проявления Ичетью и Пижемского месторождения подтверждает единый источник циркона для этих двух сопряженных промышленных обьектов. Наличие не только протерозойских, но и архейских датировок циркона свидетельствует о поступлении циркона из различных по глубине залегания пород фундамента в районе Среднего Тимана.
2. По содержанию редких и редкоземельных элементов в цирконе из проявления Ичетью выделяется группа аномальных по составу зерен циркона, отличающаяся по-
Рис. 10. Соотношение SmN/LaN-Ce/Ce* (a), La-SmN/LaN (b) и Ce/Ce*-Eu/Eu* (с) для циркона. Показаны поля составов магматического (1) и метасоматического (2) циркона по [21, 24]. Условные обозначения для фигуративных точек циркона совпадают с рис. 9
Fig. 10. Ratio SmN/LaN- Ce/Ce* (a), La- SmN/LaN (b) and Ce/Ce*-Eu/Eu* (с) for zircons. Fields of composition of magmatic (1) and hydrothermal-metasomatic zircons (2) are shown [21, 24].
Symbols for figurative points of zircon coincide with Fig. 9
вышенным содержанием практически всех проанализированных элементов и характерным выположенным профилем распределения REE. Невошедший в эту группу циркон имеет черты геохимии циркона магматического генезиса, но в то же время демонстрирует единые тренды вариации состава вместе с измененным цирконом (рис. 7). Обнаруживается практически полное перекрытие полей составов по целому ряду несовместимых элементов-примесей циркона из проявления Ичетью и циркона из Пижемского месторождения. Рассмотренные особенности изменения состава циркона (значительный привнос Y, REE, P, Ca при подчиненном увеличении содержания Th и U) свидетельствуют о гидротермально-метасоматическом характере этого процесса, косвенно подтверждая точку зрения о флюидизатно-туффизитовом генезисе проявления Ичетью.
З.Метасоматический характер увеличения содержания Ti в цирконе вплоть до аномально высоких значений (300—400 ppm) исключает возможность использования
титанового термометра, по крайней мере для измененных разновидностей циркона. Известные более 10 лет дискриминационные диаграммы для метасоматических и магматических цирконов требуют серьезной корректировки в части конфигурации полей составов.
Авторы благодарят С. Г. Симакина, Е. В. Потапова (ЯФ ФТИАН) и сотрудников ЦИИ ВСЕГЕИ за аналитические исследования циркона, выполненные при финансовой поддержке РФФИ (гранты 16-05-00125 и 17-35-50003). Часть исследования выполнена в рамках НИР ИГЕМ РАН № 72-8 «Эволюцияроссыпеобразующих систем в процессе литогенеза: от мобилизации вещества до россыпей дальнего сноса».
Литература
1. Взаимоотношение алмаза и карбонадо (по материалам исследования бразильской и среднетиманской коллекций) // А. Б. Макеев, В. Иванух, С. К. Обыден и др. / Доклады АН. 2003. Т. 393. № 3. С. 393-397.
2. Игнатьев В. Д., Бурцев И. Н. Лейкоксен Тимана: Минералогия и проблемы технологии. СПб.: Наука, 1997. 215 с.
3. Калюжный В. А. Некоторые черты ильменито-лей-коксеноносных осадочно -метаморф ических ф аций 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.
4. Колокольцев В. Г., Лисицына М. А. О гидротермаль-но-метасоматическом генезисе лейкоксеновых руд Ярег-ского месторождения (Южный Тиман) // Вулканогенно-осадочное рудообразование. СПб., 1992. С. 89—91.
5. 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.
6. Макеев А. Б. Типоморфные особенности минералов титановых руд Пижемского месторождения // Минералогия. 2016. № 1. С. 24—49.
7. Макеев А. Б., Брянчанинова Н. И. Лампрофиры Чет-ласского Камня (Средний Тиман) // Региональная геология и металлогения. 2009. № 37. С. 51—73.
8. Макеев А. Б., Дудар В. А. Минералогия алмазов Тимана. СПб.: Наука, 2001. 336 с.
9. Макеев А. Б., Красоткина А. О., Скублов С. Г. Геохимия и И-РЪ-возраст циркона Пижемского титанового месторождения (Средний Тиман) // Вестник Института геологии Коми НЦ Уро РАН. 2016. № 5. С. 38—52.
10. Макеев А. Б., Лютоев В. П. Спектроскопия в технологической минералогии, минеральный состав концентратов титановых руд Пижемского месторождения (Средний Тиман) // Обогащение руд. 2015. № 5 (359). С. 33—41.
11. 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. С. 277—279.
12. Макеев А. Б., Скублов С. Г. Иттриево-редкоземель-ные цирконы Тимана: геохимия и промышленное значение // Геохимия. 2016. № 9. С. 821—828.
13. Пижемское титановое месторождение: проблемы генезиса // А.Б. Макеев, В.Т. Дубинчук, Л.З. Быховский и др. / Материалы XIV межд. совещания по геологии россыпей и месторождений кор выветривания (РКВ-2010). Новосибирск, 2010. С. 417—422.
14. Плякин А. М., Ершова О. В. История открытия и изучения Умбинско-Средненского полиминерального месторождения / / Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2011. № 7. С. 25-29.
15. Скублов С. Г., Березин А. В. Бережная Н. Г. Общие закономерности состава цирконов из эклогитов по редким элементам применительно к проблеме возраста эк-логитов Беломорского подвижного пояса // Петрология. 2012. Т. 20. № 5. С. 470—494.
16. Удоратина О. В., Капитанова В. А. Геохронология пород субстрата и руд редкометалльно-редкоземельных месторождений и рудопроявлений на севере Урала и Тимане // Известия Коми научного центра УрО РАН. 2016. № 4(28). С. 85—100.
17. Федотова А. А., Бибикова Е. В., Симакин С. Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях // Геохимия. 2008. № 9. С. 980—997.
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. Fu B., Page F. Z, Cavosie A. J., Fournelle J., Kita N. T, Lackey J. S., Wilde S. A., Valley J. W. Ti-in-zircon thermometry: applications and limitations. Contrib. Mineral. Petrol. 2008. Vol. 156. P. 197—15.
20. Geisler T., SchleicherH. Improved U-Th-total Pb-dat-ing of zircons by electron microprobe using a simple new background modeling procedure and Ca as a chemical criterion of fluid-induced U-Th-Pb discordance in zircon. Chem. Geol. 2000. Vol. 163. P. 269—285.
21. Harley S. L., Kelly N. M. Zircon Tiny but Timely. Elements. Vol. 3. P. 13—18.
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. V. 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. Pelleter E., Cheilletz A., Gasquet D., Mouttaqi A., Annich M., HakourA. E., Etienne Deloule E., FeraudG. Hydrothermal zircons: A tool for ion microprobe U-Pb-dating of gold mineralization (Tamlalt—Menhouhou gold deposit — Morocco). Chem. Geol. 2007, V. 245, pp. 135—161.
26. Watson E. B., Wark D. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contrib. Mineral. Petrol. 2006. Vol. 151. P. 413—433.
27. Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In: Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes (Eds. M. A. McKibben, W. C. Shanks III and W. I. Ridley). Rev. Econ. Geol. 1998, V. 7, pp. 1—35.
References
1. Makeyev A. B., Ivanuch V., Obyden S. K., Bryanchanino-va N. I., Ivannikov P. V., Saparin G.V. Vzaimootnoshenie almaza i karbonado (po materialam issledovaniya brazil'skoi i srednetiman-skoi kollektsii) (Mutual relation between diamond and carbonado (on materials of Brazilian and Middle Timans collections)). Dok-lady Earth Sciences, 2003, V. 393A, No. 9, pp. 1251—1255.
2.Ignatiev D. V., Burtsev I. N. Leikoksen Timana:Mineralogi-ya i problemy tehnologii (The leucoxene of Timan: Mineralogy and problems of technology). St. Petersburg: Nauka, 1997, 215 p.
3. Kalyuzhny V. A. Nekotorye cherty il'menito-leikoksenon-osnyh osadochno-metamoficheskih 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 NorthEast of the European part of the USSR and the North of the Urals. Syktyvkar, 1965, pp. 467-473.
4. Kolokoltsev V. G., Lisitsyna M. A. O gidrotermal'no-metasomaticheskom genezise leikoksenovyh rud Yaregskogo mestorozhdeniya (Yuzhnyi Timan) (On hydrothermal-metaso-matic origin of leucoxene ore from Yarega deposit (South Timan)). In: Volcanogenic-sedimentary ore formation. St. Petersburg, 1992, pp. 89-91.
5.Makeyev A. B. Pizhemskoe titanovoe mestorozhdenie — fyuidizatnaya kal'dera v Pizhemskoi depressii (Srednii Timan) (Pizhemsky titanium deposit — fluidizated caldera in Pizhem-sky depression (Middle Timan)). In: Geochemistry of litho-genesis: Materials of Russian Symposium with international participation (Syktyvkar, 17-19 March 2014). Syktyvkar: Geo-print, 2014, pp. 86—89.
6. Makeyev A. B. Tipomofnye osobennosti mineralov ti-tanovyh rud Pizhemskogo mestorozhdeniya (Typomorphic features of minerals of titanium ores from the Pizhemskoe deposit). Mineralogija (Mineralogy). 2016, No. 1, pp. 24—49.
7. Makeyev A. B., Bryanchaninova N. I. Lamprofiry Chet-laskogo Kamnya (Srednii Timan) (Lamprophyres of Chetlassky Kamen (Middle Timan)). Regional Geol. Metallogeny, 2009, V. 37, pp. 51-73.
8. Makeyev A. B., Dudar V. A. Mineralogia almazov Timana (Diamond Mineralogy of the Timan). St. Petersburg: Nauka, 2001, 336 p.
9. Makeyev A. B., Krasotkina A. O., Skublov S. G. Geo-himiya i U-Pb-vozrast tsirkona Pizhemskogo titanovogo mestorozhdeniya (Srednii Timan) (Geochemistry and U-Pb-age of zircon from Pizhemskoe titenium deposit (Middle Timan)). Vest-nik IG Komi SC UB RAS. 2016, No. 5, pp. 38—52.
10. Makeyev A. B., Lyutoev V. P. Spektroskopiya v tehno-logicheskoi mineralogii, mineral'nyi sostav kontsentratov titanovyh rud Pizhemskogo mestorozhdeniya (Srednii Timan) (Spectrosco-py in technological mineralogy, mineral composition of concentrates of titanium ore from Pizhemsky deposit (Middle Timan)). Obogashchenie rud, 2015, No. 5(359), pp. 33—41.
11. 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: Materials of XV Geology Congress of the Komi Republic. V. II, Syktyvkar: Institute of geology Komi SC UB RAS, 2009, pp. 277—279.
12. Makeyev A. B., Skublov S. G. Ittrievo-redkozemel'nye tsirkony Timana:geohimiya i promyshlennoe znachenie (Yttrium-rare-earth zircons Timan: geochemistry and industrial value). Geochemistry International, 2016, V. 54, No. 9, pp. 788—794.
13. Makeyev A. B., Dubinchuk V. T., Bykhovsky L. Z., Lalo-mov A. V., Makeev B. A. Pizhemskoe titanovoe mestorozhdenie: problemy genezisa (Pizhemsky titanium deposit: Genesis). In: Materials of XIV Intern. meeting on Geology of placers and weathered rock deposits (PWR-2010). Novosibirsk, 2010, pp. 417—422.
14. Plyakin A. M., Ershova O. V. Istoriya otkrytiya i izucheniya Umbinsko-Srednenskogo polimineral'nogo
mestorozhdeniya (The history of the discovery and study of the Umba-Srednenskogo polymineral deposit). Vestnik IG Komi SC UB RAS, 2011, No. 7, pp. 25—29.
15. Skublov S. G., Berezin A. V., Berezhnaya N. G. Ob-schie zakonomernostisostava tsirkonov izeklogitovpo redkim ele-mentamprimenitel'no k probleme vozrasta eklogitov Belomorsko-gopodvizhnogopoyasa (General relations in the trace-element composition of zircons from eclogites with implications for the age of eclogites in the Belomorian Mobile Belt). Petrology, 2012, V. 20, No. 5, pp. 470—494.
16. Udoratina O. V., Kapitanova V. A. Geohronologiya po-rod substrata i rud redkometall'no-redkozemel'nyh mestorozhde-nii i rudoproyavlenii na severe Urala i Timane (Geochronology of the rocks of the substrate and ores of rare metal — rare earth deposits and ore occurrences in the north of the Urals and Timan). Proceedings of the Komi Science Centre Ural Branch Russian Academy of Sciences, 2016, No. 4(28), pp. 85—100.
17. Fedotova A. A., Bibikova E. V., Simakin S. G. Geohimiya tsirkona (dannye ionnogo mikrozonda) kakindikator genezisa minerala prigeohronologicheskih issledovaniyah. (Ion-microprobe zircon geochemistry as an indicator of mineral genesis during geochronological studies). Geochemistry International, 2008, V. 46, No. 9, pp. 912—927.
18. Chernyshev I. V., Makeyev A. B., Goltsman Yu. V., Bryanchaninova N. I. Vozrast titanovyh mestorozhdenii severo-vostoka Vostochno-Evropeiskoi platformy: Rb-Sr-dannye (Age of titanium deposits of the Northeastern part of the Eastern European Platform: Rb-Sr data). Doklady Earth Sciences, 2010, V. 435, Part 1, pp. 1524—1528.
19. Fu B., Page F. Z., Cavosie A. J., Fournelle J., Kita N. T., Lackey J. S., Wilde S. A., Valley J. W. Ti-in-zircon ther-mometry: applications and limitations. Contrib. Mineral. Petrol. 2008. V. 156, pp. 197—215.
20. Geisler T., Schleicher H. Improved U—Th—total Pb dating of zircons by electron microprobe using a simple new background modeling procedure and Ca as a chemical criterion of fluid-induced U—Th—Pb discordance in zircon. Chem. Geol. 2000, V. 163, pp. 269—285.
21. Harley S. L., Kelly N. M. Zircon Tiny but Timely. Elements. V. 3, pp. 13—18.
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, V. 69, pp. 637—648.
23. Hoskin P. W .O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Rev. Miner. Geochem. 2003, V. 53, pp. 27-62.
24. McDonough W. F., Sun S.- S. The composition of the Earth. Chem. Geol. 1995, V. 120, pp. 223—253.
25. Pelleter E., Cheilletz A., Gasquet D., Mouttaqi A., Annich M., Hakour A. E., Etienne Deloule E., Feraud G. Hydrothermal zircons: A tool for ion microprobe U—Pb dating of gold mineralization (Tamlalt—Menhouhou gold deposit — Morocco). Chem. Geol. 2007, V. 245, pp. 135—161.
26. Watson E. B., Wark D. A., Thomas J. B. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contrib. Mineral. Petrol. 2006, V. 151, pp. 413—433.
27. Williams I. S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In: Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes (Eds. M.A. McKibben, W.C. Shanks III and W.I. Ridley). Rev. Econ. Geol. 1998. V. 7. pp. 1—35.
