Полифазный Белокурихинский массив гранитов, Горный Алтай: изотопно-геохимическое исследование циркона Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

ЗАПИСКИ ГОРНОГО ИНСТИТУТА

Journal of Mining Institute Сайт журнала: pmi.spmi.ru

Научная статья

Полифазный Белокурихинский массив гранитов, Горный Алтай: изотопно-геохимическое исследование циркона

С.Г.Скублов12Н, Е.В.Левашова1, М.Е.Мамыкина2, Н.И.Гусев3, А.И.Гусев4

1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия

2 Санкт-Петербургский горный университет императрицы Екатерины II, Санкт-Петербург, Россия

3 Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия

4 Алтайский государственный гуманитарно-педагогический университет им. В.М.Шукшина, Бийск, Россия

Как цитировать эту статью: Скублов С.Г., Левашова Е.В., Мамыкина М.Е., Гусев Н.И., Гусев А.И. Полифазный Белокурихинский массив гранитов, Горный Алтай: изотопно-геохимическое исследование циркона // Записки Горного института. 2024. Т. 268. С. 552-575. EDN RGKCIJ

Аннотация. В результате проведенного изотопно-геохимического исследования циркона из гранитов Белоку-рихинского массива в Горном Алтае U-Pb методом впервые определен возраст трех фаз внедрения: возраст первой фазы относится к временному интервалу 255-250 млн лет, второй и третьей фазы имеют сближенный возраст около 250 млн лет. Продолжительность формирования Белокурихинского массива возможно оценить, как не превышающую 5-8 млн лет. Величина 518О для циркона из гранитов второй и третьей фаз внедрения составляет в среднем 11,5-12,0 %о, что свидетельствует о существенном вкладе коровой компоненты при формировании материнских расплавов для гранитов этих фаз. Значения температуры кристаллизации циркона по Ti-в-цирконе термометру для трех фаз укладываются в интервал 820-800 °С. Р-Т параметры кристаллизации титанита из первой фазы, определенные по титанитовому термобарометру, составляют в среднем 770 °С и 2,7 кбар. Циркон из первой фазы в большей степени имеет геохимические характеристики типичного магматического циркона. Циркон из второй и третьей фаз может быть как неизмененный магматический, так и обогащенный несовместимыми элементами (LREE, Th, U, Ti, Ca и др.) в результате флюидного воздействия, соответствующий по своим геохимическим характеристикам циркону гидротермально-метасоматического типа. Ряд зерен циркона из второй и третьей фаз гранитов демонстрирует аномальные геохимические характеристики - нетипичные для циркона спектры распределения REE (в том числе, спектры типа «крыльев птицы» со встречным наклоном профилей распределения легких и тяжелых REE), максимально высокое, по сравнению с другими разновидностями, содержание ряда элементов-примесей. Такой обогащенный состав циркона и широкие вариации в содержании несовместимых элементов обусловлен неравновесными условиями кристаллизации циркона и эволюцией состава флюидонасыщенного расплава на заключительных этапах формирования массива.

Ключевые слова: граниты; редкие элементы; редкоземельные элементы; циркон; U-Pb метод; геохронология; Белокурихинский массив; Горный Алтай

Финансирование. Исследования выполнены при финансовой поддержке проекта Российского научного фонда № 23-77-01014.

Поступила: 02.11.2023 Принята: 05.03.2024 Онлайн: 17.04.2024 Опубликована: 26.08.2024

Введение. Исследование гранитоидного магматизма позволяет решить многие вопросы пет-рогенезиса и эволюции континентальной коры, а также сопряженных с ним рудообразующих процессов [1, 2]. Важная генетическая информация об этих процессах может быть получена путем исследования минералов-индикаторов с детальным изучением особенностей строения и состава минералов [3-6]. Особенное место среди них занимает циркон - ведущий минерал-геохронометр, также содержащий информацию об условиях кристаллизации и последующих преобразованиях породы [7-10].

Пермо-триасовые граниты Алтайской коллизионной системы привлекают пристальное внимание исследователей [обзор в 11]. Эта территория относится к западному сектору Центрально-

Азиатского складчатого пояса. Получен значительный объем геологических, геохимических и изотопных данных, позволивших выявить специфику отдельных магматических ассоциаций и предположить важную роль корово-мантийного взаимодействия при формировании гранитоидов [12]. Полифазный Белокурихинский массив является одним из типичных представителей пермо-триа-совых анорогенных гранитов Горного Алтая. В последние годы были получены новые данные о его возрасте и условиях образования [13-15]. Однако ряд вопросов, таких как возраст всех трех фаз массива, определенный Ц-РЬ методом по циркону, оценка продолжительности и условий образования массива, получение дополнительных изотопно-геохимических характеристик материнских расплавов, остаются не до конца решенными. Именно этим вопросам посвящена настоящая работа, в основе которой лежит комплексное изотопно-геохимическое исследование циркона из гранитов Белокурихинского массива.

Геологическая характеристика. Изучение Белокурихинского массива началось в 1950-х годах и проводится по настоящее время широким кругом исследователей: А.Н.Леонтьев [16], А.Г.Владимиров с коллегами [17, 18], А.И.Гусев с коллегами [19], О.А.Гаврюшкина [12] и др. Однако такой ключевой минерал для определения возраста и решения вопроса генезиса вмещающих пород как циркон ранее детально не исследовался.

Белокурихинский массив расположен в северной части Горного Алтая. Массив развит в междуречье Ануй-Песчаная и имеет площадь около 500 км2, залегает в форме лакколита среди ордо-викско-девонских пород карбонатной и терригенно-карбонатной формаций. Предполагаемая по данным моделирования мощность лакколита составляет 2-3 км. В Белокурихинском массиве выделяют три фазы внедрения: 1) биотитовые и амфибол-биотитовые гранодиориты, встречаются в северной части массива и занимают примерно 5 % от площади массива; 2) биотитовые граниты, развитые по всей территории массива, занимают около 70 %; 3) двуслюдяные, мусковитовые, турмалин- и гранатсодержащие лейкограниты, представленные штоками, занимают примерно 25 % [19].

К первой фазе относятся крупно- и среднезернистые гранодиориты светло-серого цвета. Они имеют порфировидную структуру (среди основной массы встречаются крупные зерна плагиоклаза размером до 3 см). Основная масса породы состоит из плагиоклаза (представлен олигоклазом) -35 %; калиевого полевого шпата - 15 %, кварца - 25 %, темноцветных минералов (роговая обманка - до 7 %, биотит - до 10 %). Из акцессорных минералов присутствуют титанит, апатит, циркон. Мелкие зерна (до 0,05 мм) циркона встречаются в виде включений в биотите, а также в основной массе на контактах кварца с плагиоклазом и калиевым полевым шпатом. Вторичные изменения проявлены в серицитизации плагиоклаза и хлоритизации биотита.

Вторая фаза представлена среднезернистыми биотитовыми гранитами. Состав породы: кварц -30 %, плагиоклаз (олигоклаз) - 25 %, калиевый полевой шпат - 25 %, биотит - 8 %, акцессорные минералы - апатит и циркон. Циркон встречается в виде мелких зерен (до 0,01 мм) на контактах кварца с биотитом и калиевым полевым шпатом, в виде включений в зернах биотита. Порода практически не затронута вторичными изменениями.

Третья фаза представлена мелкозернистыми лейкогранитами - калиевый полевой шпат -40 %, кварц - 35 %, плагиоклаз (олигоклаз-альбит) - 20 %, мусковит - 5 %, темноцветные минералы отсутствуют. Отмечается большое разнообразие акцессорных минералов, содержание которых достигает 5 %: апатит, флюорит, топаз, гранат (спессартин) и циркон. Циркон встречается преимущественно в виде мелких зерен (до 0,01 мм) на контактах породообразующих минералов (кварц и калиевый полевой шпат, плагиоклаз). Вторичные изменения практически отсутствуют, за исключением плагиоклаза, по которому образуется серицит.

Геологическая схема Белокурихинского масссива с точками опробования приведена в работах [14, 15]. Координаты точек отбора проб могут быть предоставлены авторами статьи. Проба из лейкогранитов Точильного штока, расположенного к северу от основной части выходов Белоку-рихинского массива, была отобрана Н.И.Гусевым и А.И.Гусевым, остальные пробы - М.Е.Мамы-киной. При отборе проб авторы придерживались ранее опубликованной схемы фазового расчленения массива [19]. Пробы отбирались из наиболее типичных и представительных невыветрелых разностей гранитов.

Аналитическая методика. Циркон выделен в ИГГД РАН из проб гранитов с помощью электромагнитной сепарации и тяжелых жидкостей по стандартной методике. Локальное U-Pb датирование циркона выполнено на ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ). Измерения U-Pb проводились по методике, описанной в работе [20]. Интенсивность первичного пучка 16О2 составляла 4 нА, диаметр кратера - около 20 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программы SQUID (автор К.Людвиг). Отношение U/Pb нормировано на значение для стандарта циркона TEMORA и 91500. Ошибки единичных анализов (отношения U/Pb и возраст) находятся на уровне 1о, а погрешности вычисленных согласованных возрастов и пересечений с конкордией - на уровне 2о. График с конкордией построен с помощью программы ISOPLOT/EX (автор К.Людвиг). Непосредственно перед геохронологическим исследованием в ЦИИ ВСЕГЕИ была проведена съемка циркона в режиме катодолюминесценции (CL) на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500S с CL детектором CLI/QUA 2 (рис.1).

Содержание редких и редкоземельных элементов в цирконе определено методом масс-спек-трометрии вторичных ионов (SIMS) на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИ РАН по стандартным методикам. Условия съемки SIMS: первичный пучок ионов 16О2 диаметром примерно 20 мкм, ток ионов 5-7 нА, ускоряющее напряжение первичного пучка 15 кэВ. Каждое измерение состояло из трех циклов, что позволяло оценить индивидуальную погрешность измерения. Общее время анализа одной точки в среднем составляло 30 мин. Погрешность измерения редких элементов - до 10 % для концентраций выше 1 ppm и до 20 % для диапазона концентраций

Рис.1. ОЬ изображения циркона из гранитов Белокурихинского массива с указанием аналитических кратеров (диаметр 20 мкм): а - первой фазы (обр. 2020-13); б - второй фазы (обр. ТН1-2); в - третьей фазы (обр. ТН3-1);

г - Точильного штока (обр. 2016-5)

0,1-1 ррт; порог обнаружения для различных элементов в пределах 5-10 ррЬ. Циркон анализировался в тех же кратерах, где проводилось датирование и-РЬ методом. При построении спектров распределения REE состав циркона нормировался на состав хондрита С1 [21]. Температура кристаллизации циркона рассчитана с помощью термометра Тьв-цирконе [22].

Результаты. Изотопно-геохимическая характеристика циркона. Циркон из гранитов первой фазы (обр. 2020-13). Циркон в основном представлен идиоморфными зернами, достигающими по удлинению 350 мкм, в поперечном направлении - 150 мкм (рис. 1, а). Коэффициент удлинения, как правило, составляет 1:2,5-1:3. Большинство зерен циркона демонстрирует гетерогенное строение - центральные части (ядра) имеют тонкополосчатую ростовую осцилляционную зональность в светло-серых тонах в СЬ изображении, краевые зоны (каймы) характеризуются мозаичным строением с хаотичным чередованием разноразмерных темно-серых, вплоть до черного оттенка, участков в серой основной массе (например, кайма с точкой 2 на рис. 1, а). В ряде случаев (кайма с точкой 9) темные участки в кайме образуют согласные тонкие полосы, чередующиеся с серыми полосами. Вместе они формируют полосчатость, согласную с зональностью ядра. В некоторых зернах каймы «срезают» тонкополосчатую ростовую зональность, проявленную в ядрах (например, зерно с точками 3 и 4). Зерна циркона с точками 5 и 6 имеют изометричную форму, вероятно, они представляют собой сечения перпендикулярно оси удлинения призмы. В зерне с точкой 6 ядро с характерной серой окраской в СЬ изображении отсутствует, а в зерне с точкой 5 площадь, занимаемая ядром в данном сечении, составляет не более 10 % от всей площади. В других зернах соотношение между площадью ядра и каймы может сильно варьировать - от примерно равного (зерно с точками 1 и 2) до резко подчиненного в отношении каймы (зерно с точками 10 и 11). В ряде зерен кайма отсутствует (например, зерно с точками 14 и 15), при этом в таких зернах ростовая осцилляционная зональность наиболее четко проявлена.

Циркон из гранитов первой фазы продатирован и-РЬ методом в 15 точках в примерно равном соотношении между ядрами и каймами. Результаты изотопно-геохимического исследования циркона приведены в табл. 1. Продатированные точки циркона образуют два кластера. Верхний кластер состоит из семи точек (1, 3, 10, 15, 14, 8, 7) со значениями 20бPb/238U возраста от 230 до 252 млн лет (табл.1, рис.2, а). Общим для этих точек является то, что они относятся к доменам циркона с ростовой полосчатой осцилляционной зональностью - центральным частям ядер или однородных зерен (точки 10, 14 и 7), краевым участкам ядер (точки 1 и 3), краям зерен без кайм (точки 1 5 и 8). Содержание и (по данным SHRIMP-П) в этих точках варьирует в широких пределах от 124 до 1101 ррт при среднем содержании 484 ррт, ТЬ - от 96 до 805 ррт при среднем содержании 344 ррт. ТЫи отношение также значительно варьирует от 0,41 до 1,30 при среднем значении 0,75, что соответствует диапазону, характерному для циркона магматического генезиса [23, 24]. Рассматриваемый кластер из семи точек не является компактным, диапазон индивидуальных значений 20бРЬ/238и возраста составляет около 20 млн лет. Учитывая возможную потерю радиогенного свинца из центральных частей зерен циркона при наложенных процессах, проявившихся, в том числе и в образовании кайм, существенно отличающихся по значению и -РЬ возраста, конкор-дантный возраст этого кластера рассчитан для трех точек, компактно расположенных в верхней части кластера (точки 14, 8 и 7). Циркон с этими точками не имеет кайм, контрастно отличающихся в СЬ изображении, что свидетельствует об отсутствии (или минимальном влиянии) наложенных процессов именно на эти зерна. Конкордантный возраст, рассчитанный для этих трех точек, составил 249 ± 3 млн лет (MSWD = 0,15, рис.2, б).

Ниже конкордантного кластера с возрастом около 250 млн лет расположена точка 9 со значением 20бРЬ/238и возраста около 204 млн лет. Эта точка характеризуется максимальным содержанием и и ^ из всей совокупности (2908 и 1479 ррт, соответственно). На СЬ изображении (см. рис.1, а) видно, что эта точка расположена в кайме с параллельными темными полосами, образующими подобие ростовой зональности. С учетом возраста циркона из точки 9, приближенного к возрасту ядер циркона, есть основание считать эту кайму результатом перекристаллизации ядра циркона под влиянием наложенного процесса, сопровождаемого привносом и и ТИ.

Таблица 1

возраст циркона из гранитов Белокурихинского массива

Точка анализа 206РЬс, % Ц, ррт ТЪ, ррт 232ТЪ 238Ц 206РЬ*, ррт Возраст 206РЬ/238Ц, млн лет 207РЬ 235Ц ± % 206РЬ 238Ц ± % ИЪо

Первая фаза (обр. 2020-13)

1 0,34 448 561 1,30 14,0 230 0,252 3,8 0,036 2,3 0,612

3 0,98 618 307 0,51 19,7 233 0,260 4,2 0,037 2,3 0,544

10 0,13 288 268 0,96 9,49 242 0,264 3,7 0,038 2,3 0,630

14 0,12 1101 805 0,76 36,9 246 0,274 2,7 0,039 2,3 0,833

15 0,18 440 226 0,53 14,5 243 0,269 3,4 0,038 2,3 0,677

7 0,29 124 96,5 0,80 4,26 252 0,286 5,2 0,040 2,5 0,474

8 0,30 369 146 0,41 12,6 250 0,278 3,8 0,040 2,3 0,605

9 2,33 2908 1479 0,53 82,2 204 0,219 6,1 0,032 2,3 0,374

2 16,8 2125 700 0,34 37,4 109 0,124 16 0,017 2,4 0,153

4 4,63 627 92,9 0,15 10,3 116 0,118 11 0,018 2,4 0,214

5 5,01 906 140 0,16 16,4 128 0,131 12 0,020 2,4 0,198

6 3,84 609 118 0,20 10,4 122 0,133 10 0,019 2,4 0,239

12 13,6 518 259 0,52 9,57 119 0,125 30 0,019 2,7 0,088

13 28,5 860 125 0,15 18,1 112 0,133 63 0,017 3,2 0,051

11 34,3 2325 742 0,33 18,5 39 0,059 30 0,006 2,9 0,095

Вторая фаза (обр. ТН1-2)

1.1 0,20 475 443 0,96 15,9 246 0,274 2,3 0,039 0,6 0,259

2.1 0,35 137 106 0,80 4,57 244 0,295 5,2 0,039 0,8 0,148

3.1 - 374 327 0,90 12,7 249 0,289 3,1 0,039 0,9 0,306

4.1 0,24 498 446 0,92 16,8 249 0,270 2,6 0,039 0,6 0,226

5.1 0,44 154 126 0,85 5,12 244 0,293 5,1 0,039 0,8 0,153

6.1 - 187 151 0,83 6,32 248 0,281 3,5 0,039 0,7 0,196

1.2 7,65 1292 1226 0,98 41,4 235 0,268 11 0,037 2,2 0,196

2.2 10,6 1287 458 0,37 45,4 259 0,298 36 0,041 2,7 0,074

3.2 0,60 1959 694 0,37 67,1 251 0,295 4,0 0,040 1,7 0,410

4.2 0,03 3444 1407 0,42 132 281 0,316 0,8 0,045 0,5 0,634

5.2 0,46 3303 1763 0,55 123 273 0,319 1,6 0,043 1,0 0,642

6.2 0,59 1411 561 0,41 45,1 236 0,261 2,7 0,037 1,6 0,589

Третья фаза (обр. ТН3-1, шайба М-2974)

1х 1,85 9309 120 0,01 354 274 0,314 2,3 0,043 0,7 0,305

3х 6,69 5873 618 0,11 222 259 0,291 6,8 0,041 1,1 0,156

10х 0,03 10283 91,2 0,01 375 268 0,295 0,8 0,042 0,7 0,813

Третья фаза (обр. ТН3-1, шайба М-3066)

1.1 0,04 3540 445 0,13 126 262 0,293 2,0 0,041 1,9 0,930

2 0,16 1819 273 0,16 64,7 261 0,292 2,5 0,041 1,9 0,753

3 0,82 2248 498 0,23 79,8 259 0,295 2,7 0,041 2,0 0,751

4 0,05 1509 1035 0,71 51,5 251 0,278 2,2 0,040 1,9 0,849

5 0,12 5643 319 0,06 198 257 0,287 2,0 0,041 1,9 0,943

6 0,05 805 1156 1,49 26,8 245 0,273 2,5 0,039 1,9 0,765

7.1 0,24 397 133 0,35 12,5 232 0,258 3,8 0,037 2,0 0,517

8 0,96 6617 1354 0,21 233 256 0,285 2,8 0,041 1,9 0,668

Точильный шток, лейкограниты третьей фазы (обр. 2016-5)

1 0,20 517 194 0,39 17,5 249 0,275 3,3 0,039 1,2 0,353

2 0,11 1226 473 0,40 43,2 259 0,289 2,2 0,041 1,0 0,478

3 0,55 1090 358 0,34 37,0 249 0,284 4,0 0,039 1,1 0,270

4 1,14 1767 591 0,35 61,7 254 0,286 4,7 0,040 1,1 0,225

5 0,50 1544 513 0,34 55,3 262 0,289 3,1 0,042 1,0 0,334

6 0,80 423 186 0,45 13,8 238 0,282 6,2 0,038 1,3 0,205

7 2,82 1132 568 0,52 38,5 243 0,270 10 0,038 1,2 0,116

8 0,00 277 119 0,44 9,69 257 0,280 3,6 0,041 1,3 0,369

9 0,22 1340 338 0,26 47,3 259 0,294 2,4 0,041 1,1 0,451

10 0,13 744 208 0,29 26,1 257 0,287 2,6 0,041 1,1 0,421

Примечание. Прочерк - содержание ниже порога обнаружения. РЬс и РЬ* - нерадиогенный и радиогенный свинец. КЬо - коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206РЬ/238и и 207РЬ/235Ц.

ci. Рм

0,05

0,04

0,03

0,02

0,01

0,1

0,2 207Pb/235U

0,3

0,4

0,041

0,040

S

^ 0,039

0,038

0,037

269z_

/ / /

WW.,- Конкордантный возраст

249 ± 3 млн лет

(MSWD = 0,15)

0,265

0,285

207Pb/235U

0,306

10000

s &

к о

о «

&

1000

100

10

10000

1 3 10

14

15

7

8

s &

к о

о «

&

1000

100

10

2

4

5

6 12 13

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd

Dy Er

Yb Lu

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd

Dy

Er

Yb Lu

а

б

0

в

г

1

1

Рис.2. Диаграмма с конкордией (а, б) и спектры распределения REE (в, г), нормированные к хондриту CI, для циркона из гранитов первой фазы (обр. 2020-13) 1-15 - точки анализа

Нижний конкордантный кластер состоит из шести точек (2, 13, 4, 12, 6, 5) со значениями 206Pb/238U возраста от 109 до 128 млн лет (табл.1). Все эти точки характеризуются повышенным содержанием нерадиогенного 206Pb - от 3,84 до 28,54 %. Содержание U в них примерно в два раза выше, чем в точках из верхнего кластера, от 518 до 2125 при среднем значении 484 ppm. Уровень содержания Th мало отличается - от 93 до 700 при среднем значении 239 ppm. Th/U отношение варьирует от 0,15 до 0,52, составляя в среднем 0,25. Такой уровень Th/U отношения относится к нижней границе значений для циркона магматического генезиса, либо уже соответствует метаморфическому циркону [23]. Конкордантный возраст, рассчитанный для этих шести точек, составил 117 ± 4 млн лет (MSWD = 0,063). Точка 11, также относящаяся к кайме циркона, имеет значение 206Pb/238U возраста около 39 млн лет. Аномально высокое содержание нерадиогенного Pb в этой точке, составляющее 34,30 %, позволяет исключить данный единичный результат из рассмотрения.

Циркон из центральных частей зерен и ядер, относящийся к кластеру с возрастом около 250 млн лет (семь точек), характеризуется дифференцированным характером распределения REE c ростом от легких к тяжелым REE (рис.2, в). LuN/LaN отношение составляет в среднем 951 (табл.2). Суммарное содержание REE определено как 1737 ppm, при этом тяжелые REE существенно преобладают над легкими REE (в среднем 1541 и 175 ppm, соответственно). Все спектры распределения REE из этой группы отличаются хорошо проявленной отрицательной Eu аномалией (в среднем Eu/Eu = 0,27) и положительной Се аномалией (в среднем Се/Се = 11,3). Th/U отношение (по данным метода SIMS) составляет в среднем 0,51. Перечисленные признаки являются характерной

чертой циркона магматического генезиса [23]. Содержание Y коррелируется с содержанием тяжелых REE и составляет в среднем 2164 ppm. Содержание Hf составляет в среднем 12061 ppm, что соответствует значениям для циркона из гранитоидов [25].

Таблица 2

Содержание редких элементов (ррт) в цирконе из гранитов первой фазы Белокурихинского массива (образец 2020-13)

Циркон из центральных частей зерен и ядер Циркон из «молодого» возрастного кластера

компонеи!

1 3 7 8 10 14 15 2 4 5 6 12 13

La 15,8 21,6 0,83 11,0 0,40 1,75 3,07 156 32,8 65,3 70,5 11,2 107

Ce 147 338 70,3 104 77,8 85,4 83,8 867 202 337 477 145 430

Pr 6,51 17,0 1,25 9,49 0,84 1,77 2,12 92,9 20,6 32,5 61,9 5,95 47,6

Nd 31,9 106 15,0 31,9 11,1 14,4 12,9 501 115 174 318 36,6 211

Sm 20,0 31,2 19,4 14,0 17,7 22,2 5,80 149 33,9 62,5 99,1 23,0 80,3

Eu 3,43 3,59 4,79 1,31 3,91 2,00 0,83 20,9 4,34 8,08 14,5 4,19 9,67

Gd 69,9 78,0 72,0 22,5 70,6 97,4 13,5 166 32,0 55,6 93,4 65,6 90,0

Dy 247 151 209 99,5 250 392 47,3 168 31,3 48,0 85,3 213 74,3

Er 464 328 392 232 536 765 129 274 52,2 72,6 99,3 388 137

Yb 860 682 631 455 978 1325 330 605 151 166 208 701 278

Lu 131 116 103 74,3 159 220 56,7 96,9 31,0 37,3 39,4 113 46,9

Li 14,2 10,9 0,55 6,90 0,68 11,3 10,2 15,4 11,3 17,0 9,53 3,54 12,1

P 446 304 297 369 314 579 155 276 129 158 216 389 145

Ca 1171 194 59,2 251 64,8 147 58,8 491 278 235 730 181 293

Ti 81,9 152 26,1 52,6 20,5 44,0 21,0 222 74,0 115 196 43,8 149

Sr 10,4 2,36 0,69 1,16 0,92 1,50 0,80 5,85 1,62 2,20 21,1 1,24 3,59

Y 2403 1723 2037 1192 2823 4325 646 1484 252 410 629 2180 659

Nb 161 99,6 79,1 43,6 70,7 171 91,5 76,0 71,6 56,2 n.d. 64,7 161

Ba 2,52 4,97 1,24 2,21 2,11 2,90 2,96 9,58 4,08 5,28 6,50 3,28 8,50

Hf 10315 11487 10714 13606 13003 12355 12944 13266 13227 12731 14670 10959 13386

Th 614 518 130 200 378 966 342 876 215 339 507 335 435

U 852 1575 216 624 550 1792 984 4046 1741 1752 1715 824 1732

Th/U 0,72 0,33 0,60 0,32 0,69 0,54 0,35 0,22 0,12 0,19 0,30 0,41 0,25

Eu/Eu* 0,28 0,22 0,39 0,23 0,34 0,13 0,28 0,41 0,40 0,42 0,46 0,33 0,35

Ce/Ce* 3,51 4,26 16,8 2,46 32,8 11,7 7,94 1,74 1,87 1,77 1,74 4,31 1,46

ZREE 1998 1872 1518 1054 2106 2927 685 3096 706 1059 1565 1707 1512

ZLREE 202 482 87,3 157 90,1 103 102 1617 370 609 927 199 796

ZHREE 1773 1355 1407 883 1994 2800 576 1310 298 380 525 1481 626

LuN/LaN 80,0 51,6 1197 64,8 3879 1209 178 5,99 9,10 5,50 5,39 97,3 4,21

LuN/GdN 15,2 12,0 11,5 26,7 18,2 18,3 33,9 4,73 7,83 5,42 3,41 13,9 4,21

SmN/LaN 2,03 2,31 37,6 2,03 71,8 20,2 3,02 1,53 1,65 1,53 2,25 3,30 1,20

7(Ti), °C 970 1058 835 914 811 893 813 1117 957 1016 1097 893 1054

Примечание. п.(! - содержание элемента не определено. ЬЕЕЕ (легкие редкоземельные элементы) - Ьа-Ш, НЕБЕ (тяжелые редкоземельные элементы) - 0(1-Ьи.

В цирконе из данной группы наблюдается повышенное содержание неформульных элементов, таких как Са (в среднем 278 ppm), Nb (в среднем 102 ppm). Содержание Ti варьирует в широких пределах - от 20,5 до 152 ppm. Учитывая, что рост содержания Ti может быть обусловлен привносом этого неформульного элемента при наложенных изменениях циркона, для определения температуры кристаллизации рекомендуется использовать содержание циркона, существенно не превышающее 20 ppm [26]. Поэтому для расчета температуры по Ti-в-цирконе термометру [22] были использованы только три точки (7, 10 и 15), в которых содержание Ti минимальное и незначительно варьирует от 20,5 до 26,1 ppm. Отсутствие наложенных изменений в этих зернах подтверждается четкой и ненарушенной структурой ростовой осцилляционной зональности, минимальным проявлением или отсутствием кайм, а также наименьшим содержанием Са, который является геохимическим критерием нарушенности изотопно-геохимических характеристик циркона [27]. Среднее значение температуры кристаллизации циркона по выбранным точкам составило 820 °С.

Характер распределения REE в цирконе из «молодого» возрастного кластера принципиально иной (рис.2, г). Суммарное содержание REE (для шести точек, входящих в кластер) составляет

в среднем 1608 ppm, практически не отличаясь от рассмотренной группы. На полпорядка выше содержание легких REE (в среднем 753 ppm), содержание тяжелых REE примерно в два раза ниже (в среднем 770 ppm), как и содержание Y (в среднем 936 ppm). Благодаря такому соотношению спектры распределения REE приобретают субгоризонтальный характер (в среднем LuN/LaN = = 21,2). При этом отрицательная Eu аномалия проявлена менее контрастно (в среднем Eu/Eu = = 0,39), Се аномалия редуцирована и практически отсутствует (Се/Се* = 2,15). Такой характер распределения REE является характерной особенностью циркона гидротермально-метасомати-ческого типа [23, 28]. Th/U отношение понижено (в среднем 0,25) по сравнению с «древним» кластером. Содержание Hf остается примерно на том же уровне (в среднем 13040 ppm), содержание Са - выше, чем ядрах циркона (в среднем 368 ppm). Содержание Ti в этой группе циркона существенно выше, варьирует от 43,8 до 222 ppm, составляя в среднем 133 ppm, что исключает использование этого элемента в качестве термометра.

Циркон из гранитов второй фазы (обр. ТН1-2). Циркон в основном представлен идиоморф-ными зернами, размер которых по удлинению составляет 150-250 мкм (редко до 350 мкм), в поперечном направлении достигает 100-150 мкм (см. рис.1, б). Соответственно, коэффициент удлинения находится в интервале 1:2-1:3, в единичных случаях достигая 1:4 (например, зерно с точками 3.1 и 3.2). Центральная часть зерна, составляющая до 80-90 % от общего объема, в CL изображении характеризуется тонкополосчатой ростовой осцилляционной зональностью в светло-серых тонах. В некоторых зернах в центральной части можно наблюдать подобие секториальности с появлением участков, отличающихся окраской в CL (например, зерна с точками 2.1 и 5.1). Почти во всех зернах присутствует краевая зона, отличающаяся черной окраской в CL. Мощность этой зоны максимальная в вершинах вытянутых зерен (участки роста дипирамиды), достигает 40 мкм. Вдоль границ призмы мощность зоны падает до первых микрон. Черная в CL краевая зона как бы облекает целиком центральную часть зерна, а ее внешние и внутренние границы конформны осцилля-ционной зональности, проявленной в центральной части, и не пересекают ее внутреннюю структуру. Поэтому нет оснований рассматривать центральные и краевые зоны в качестве ядер и оторочек, как в случае с цирконом из гранитов первой фазы.

Циркон из гранитов второй фазы был продатирован U-Pb методом в 12 точках в шести зернах. В каждом зерне анализировалась центральная и краевая части, контрастно отличающиеся по окраске в CL изображении. Результаты изотопно-геохимического исследования циркона приведены в табл. 1. Семь точек образуют на диаграмме с конкордией единый кластер со значением кон-кордантного возраста 247 ± 2 млн лет (MSWD = 1,12, рис.3, а). К этим точкам относятся все шесть точек из центральной части зерен и точка 3.2, находящаяся в краевой зоне. Диапазон индивидуальных значений 206Pb/238U возраста для точек из центральной части находится в достаточно узком интервале 244-251 млн лет при среднем значении 247 млн лет, совпадающим со значением кон-кордантного возраста для этой группы точек. Пять точек (кроме точки 3.2), отвечающих краевой зоне, имеют более широкий разброс индивидуальных значений 206Pb/238U возраста - от 235 до 281 млн лет. Для точек 1.2 и 6.2 со значениями 206Pb/238U возраста 235 и 236 млн лет такое «омоложение» возможно объяснить потерей радиогенного свинца из доменов циркона с большей степенью метамиктности. Для точек 2.2, 5.2 и 4.2 индивидуальные значения 206Pb/238U возраста более «древние» - около 259; 273 и 281 млн лет при более молодом конкордантном U-Pb возрасте центральных частей в этих же зернах циркона. В точках 5.2 и 4.2 установлено более высокое содержание U (3303 и 3444 ppm) и радиогенного 206Pb (123 и 132 ppm), чем в других точках. Точка 2.2 отличается аномально высоким содержанием общего (нерадиогенного) 206Pb - 10,65 %. Поэтому более «древние» значения 206Pb/238U возраста для этих трех точек из краевых зон не отражают реального возраста их кристаллизации и противоречат возрастным соотношениям с центральными частями этих же зерен. Положительная корреляция значений

206Pb/238U

возраста и содержания

урана в этих точках была установлена ранее для случаев, когда исследование циркона проводилось на ионном зонде высокого разрешения (различные модели приборов SHRIMP и Cameca), а сам циркон отличался повышенным содержанием урана в точке анализа - более 1000-2500 ppm [29-31]. Повышенное содержание урана приводит к повреждению кристаллической структуры циркона в процессе радиоактивного распада, по этой причине при измерении на ионном зонде высокого

0,042

0,041

¡D 0,040

00 m

Xi

Рч

'§, 0,039

0,038

0,037

260 и

240/ Конкордантный возраст

247 ± 2 млн лет

(MSWD = 1,12)

0,24 0,26

0,28 0,30

207рЬ/235и

0,32

0,34

100000

10000

S %

к о

о «

&

1000

100

10

0,1

1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu

100000

10000

1000

100

10

0,1

4.2 11 2.2

100000

10000

5

6

к о

о

M &

1000 100 10 1 0,1

1.2

3.2 5.2 6.2

7

8

9

10

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu

б

a

1

в

г

1

Рис.3. Диаграмма с конкордией (а) и спектры распределения REE (б-г), нормированные к хондриту CI, для циркона из гранитов второй фазы (обр. ТН1-2)

разрешения эмиссия ионов свинца усиливается по сравнению с эмиссией ионов урана и оксидов урана. Установлено, что относительное завышение возраста может составлять до 3 % на 1000 ppm урана [30]. На примере циркона из ураноносных гранитов Южного Китая было показано [32], что обогащенные ураном краевые части циркона оказались по значению 206Pb/238U возраста древнее на 40 млн лет, чем основная часть циркона с меньшим содержанием урана (268 и 228 млн лет, соответственно).

Содержание редких и редкоземельных элементов измерено в цирконе, помимо точек с определением возраста, еще в пяти дополнительных точках, в черных в CL изображении краевых зонах (табл.3). Спектры распределения REE в центральных частях отличаются дифференцированным характером распределения с ростом от легких к тяжелым REE (рис.3, б). LuN/LaN отношение составляет в среднем 2646. Суммарное содержание REE определено как 1516 ppm, при этом тяжелые REE существенно преобладают над легкими REE (в среднем 1421 и 79,9 ppm, соответственно). Все спектры распределения REE из этой группы подобны друг другу, незначительно отличаясь уровнем содержания легких REE (рис.3, б). Проявлены отрицательная Eu аномалия (в среднем Eu/Eu* = 0,29) и положительная Се аномалия (в среднем Се/Се = 26,7). Содержание U варьирует в широких пределах - от 218 до 1036 ppm при среднем значении 560 ppm. Содержание Th - от 128 до 565, в среднем 319 ppm. Отношение Th/U (по данным метода SIMS) составляет в среднем 0,58. Как и для ядер циркона из гранитов первой фазы, установленные геохимические особенности центральных частей зерен циркона из гранитов второй фазы соответствуют характеристикам циркона магматического генезиса [23]. Содержание Y составляет в среднем 2044 ppm, Hf - 11343 ppm.

Содержание Са в этой группе циркона неравномерное - в трех точках оно не превышает 3 ppm, в трех других варьирует от 21,4 до 594 ppm. В точке 4.1 с максимальным содержанием Са установлено максимальное для этой группы содержание U и легких REE, что характерно для измененного циркона. Содержание других неформульных элементов Ba и Sr во всех точках достаточно низкое, что позволяет оценить изменение циркона, сопровождающееся привносом несовместимых элементов, как незначительное. Содержание Ti варьирует в широких пределах - от 11,5 до 47,8 ppm, положительно коррелируя с содержанием Са индикатором наложенных изменений циркона. Поэтому для расчета температуры термометром Ti-в-цирконе [22] были использованы только четыре точки (1.1, 3.1, 5.1 и 6.1), в которых содержание Ti минимальное и незначительно изменяется от 11,5 до 24,5 ppm. Среднее значение температуры кристаллизации циркона по выбранным точкам составляет 798 °С.

Таблица 3

Содержание редких элементов (ppm) в цирконе из гранитов второй фазы Белокурихинского массива (образец ТН1-2)

Циркон из центральных частей зерен и ядер Циркон из краевых частей зерен

к лишлирит

компонен1

1.1 2.1 3.1 4.1 5.1 6.1 1.2 3.2 5.2 6.2 7 8 9 10 4.2 11 2.2

La 0,31 2,63 1,23 2,43 0,26 0,13 49,8 5,18 16,7 6,91 8,70 6,68 2,98 12,5 0,26 0,69 1145

Ce 77,2 50,8 87,1 105 37,2 50,7 302 104 309 80,5 138 89,2 45,3 143 50,8 51,1 4343

Pr 0,72 1,48 0,91 2,34 0,43 0,34 29,3 5,01 14,4 6,80 9,36 5,86 2,52 13,1 0,18 0,53 314

Nd 5,91 11,7 6,98 21,5 7,45 4,98 204 29,4 90,3 46,7 64,6 31,4 14,6 86,3 1,93 4,12 1357

Sm 10,5 13,3 10,4 20,3 12,4 8,40 113 20,5 51,1 38,5 41,8 27,2 11,7 56,0 5,84 5,91 290

Eu 1,28 2,67 2,44 4,09 2,58 2,02 10,5 2,14 5,94 4,19 5,82 2,52 1,13 5,36 0,48 1,01 9,99

Gd 47,9 49,9 48,6 83,4 56,0 39,0 174 47,0 104 81,0 81,5 74,3 41,3 107 36,8 28,4 375

Dy 176 169 179 292 190 138 267 147 297 199 205 270 171 294 173 108 215

Er 373 319 371 551 371 292 390 307 676 340 378 547 398 570 363 235 368

Yb 744 560 684 970 599 549 637 689 1629 624 803 1095 775 1127 742 439 741

Lu 123 91,5 111 164 94,9 93,8 100 127 286 102 131 188 126 176 129 73,9 123

Li 7,90 0,72 10,1 4,92 0,17 2,53 54,5 33,0 26,5 35,8 45,4 130 68,0 77,9 60,4 12,2 51,8

P 195 353 284 718 296 371 5804 248 513 494 448 988 500 1033 268 286 1448

Ca 2,91 235 21,4 594 1,99 1,56 9371 46,5 59,1 110 74,4 330 47,2 118 1,70 6,51 275

Ti 11,5 39,1 16,2 47,8 24,5 22,5 271 20,5 69,0 127 212 209 49,7 245 5,46 19,9 184

Sr 0,72 1,63 0,72 1,00 0,68 0,53 6,92 1,21 2,68 2,01 1,39 2,56 1,15 2,36 0,88 0,59 5,14

Y 1924 1665 1982 3132 1998 1560 2255 1815 3673 1927 2225 3051 1979 3149 1937 1240 2058

Nb 60,2 33,1 75,1 31,2 24,0 22,0 88,6 59,1 81,9 57,4 78,9 71,6 55,1 73,7 60,5 29,3 75,9

Ba 2,07 1,19 0,75 1,96 1,50 1,20 6,78 2,39 3,10 4,13 3,58 3,87 2,89 4,71 0,65 1,71 27,6

Hf 12294 10632 12409 11452 10821 10450 14113 14752 14947 15670 14660 16997 18687 18858 17279 12699 15818

Th 552 128 336 565 151 182 1753 741 1926 921 1078 1298 771 1557 1633 282 1229

U 1036 218 586 964 244 312 2887 2757 5294 3204 4029 7482 4907 6607 5761 1085 2746

Th/U 0,53 0,59 0,57 0,59 0,62 0,58 0,61 0,27 0,36 0,29 0,27 0,17 0,16 0,24 0,28 0,26 0,45

Eu/Eu* 0,17 0,32 0,33 0,30 0,30 0,34 0,23 0,21 0,25 0,23 0,30 0,17 0,16 0,21 0,10 0,24 0,09

Ce/Ce* 39,2 6,24 19,9 10,6 26,9 57,1 1,91 4,94 4,83 2,84 3,69 3,45 3,99 2,69 57,5 20,5 1,75

ZREE 1560 1272 1502 2216 1371 1178 2277 1482 3479 1530 1867 2338 1589 2590 1503 948 9280

ZLREE 84,1 66,7 96,2 131 45,3 56,2 584 144 431 141 220 133 65,4 255 53,2 56,5 7158

ZHREE 1464 1189 1393 2060 1311 1111 1569 1316 2991 1347 1599 2175 1511 2274 1443 885 1822

LuN/LaN 3773 335 868 650 3530 6719 19,4 236 165 142 145 271 407 135 4822 1034 1,04

LuN/GdN 20,7 14,8 18,5 15,9 13,7 19,5 4,66 21,8 22,3 10,2 13,0 20,5 24,8 13,3 28,4 21,0 2,66

SmN/LaN 53,5 8,12 13,5 13,4 76,8 100 3,64 6,34 4,92 8,90 7,69 6,51 6,30 7,15 36,3 13,7 0,41

7(Ti), °C 756 880 787 903 829 820 1151 811 948 1031 1109 1108 907 1134 692 807 1087

Черные в СЬ изображении краевые зоны циркона были проанализированы в 11 точках. Общим для них является повышенное по сравнению с центральными частями зерен содержание и (от 1085 до 7481 при среднем значении 4251 ррт). Содержание ТИ также выше, чем в центральных частях, но его рост менее масштабен - от 282 до 1926, в среднем 1199 ррт. ТИ/И отношение в краевых частях зерен, соответственно, несколько ниже, чем в центральных и составляет в среднем 0,30. Краевые зоны отличаются повышенным содержанием Ы (в среднем 54,1 ррт), в центральных частях зерен оно примерно на порядок ниже (в среднем 4,39 ррт).

По характеру спектров распределения REE проанализированные краевые зоны можно разделить на три группы. В первую следует отнести две точки - 4.2 и 11 (рис.3, в), для которых распределение REE мало отличается от такого в центральных частях зерен. Спектры распределения REE в них имеют дифференцированный характер распределения с ростом от легких к тяжелым REE (LuN/LaN отношение равно в среднем 2928). Суммарное содержание REE составляет в среднем 1226 ppm. Как и в центральных частях зерен, в этих точках хорошо проявлены положительная Се аномалия (Ce/Ce* в среднем 39,0) и отрицательная Eu аномалия (Eu/Eu* в среднем 0,17). Следует отметить, что корреляция этих показателей с содержанием U не наблюдается - разброс в содержании U значительный (от 1085 для точки 11 до 5761 ppm для точки 4.2). Такой же значительный разброс и по содержанию Hf - 12699 и 17279 ppm, соответственно. Содержание Са, как и других неформульных для циркона элементов Sr и Ba, низкое, на уровне не более первых ppm. Среднее значение температуры кристаллизации, определенной термометром Ti-в-цирконе по точкам 4.2 и 11 составляет 750 °С.

Вторая группа точек самая многочисленная, в нее входят точки 1.2, 3.2, 5.2, 6.2, 7, 8, 9 и 10. Спектры распределения REE для них подобны, отличаются уровнем содержания легких REE и, в меньшей степени, тяжелых REE (рис.3, г). Отличительной особенностью спектров является их выположенность (LuN/LaN отношение равно в среднем 190), в первую очередь за счет повышенного содержания легких REE. Суммарное содержание LREE составляет в среднем 247 ppm, что значительно выше, чем в точках 4.2 и 11 (54,9 ppm). Соответственно, общее содержание REE также повышенное - в среднем 2144 ppm. Хорошо проявлена отрицательная Eu аномалия (в среднем Eu/Eu* = 0,22). Положительная Се аномалия, напротив, в значительной степени редуцирована (в среднем Се/Се* = 3,54). Содержание Hf находится на достаточно высоком уровне - в среднем 16085 ppm. Рассматриваемые точки отличаются повышенным содержанием неформульных элементов - Ca, Sr, Ba, Ti. В точке 1.2 зафиксированы аномально высокие содержания Са и Р, возможно связанные с попаданием в область анализа микровключения апатита. Но даже без учета точки 1.2 среднее содержание Са составляет 112 ppm, что свидетельствует об образовании краевых зон циркона при воздействии флюида, обогащенного несовместимыми элементами. Содержание Ti варьирует от 20,5 до 270 ppm, что также отражает воздействие флюида. Значение температуры кристаллизации по Ti-в-цирконе термометру для точки 3.2 с минимальным содержанием Ti в 20,5 ppm составляет 810 °С.

Точка 2.2 сильно отличается от других групп характером распределения REE (рис.3, в). Содержание легких REE в ней составляет 7158 ppm, при этом угол наклона спектра в области LREE является нетипичным для циркона - «отрицательным», с уменьшением нормированного к хон-дриту содержания по мере увеличения порядкового номера LREE. Наклон и уровень содержания тяжелых REE для точки 2.2 совпадает с другими точками, относящимися к черным в CL изображении высокоурановым каймам. В итоге спектр распределения REE для этой точки приобретает форму «крыльев птицы». Нельзя исключать, что такая форма спектра является специфическим проявлением тетрадного эффекта в распределении REE, который ранее для циркона фиксировался крайне редко. В точке 2.2 зафиксировано повышенное содержание Р, равное 1448 ppm, но недостаточно высокое, чтобы связать обогащение циркона легкими REE с захватом микровключений апатита и (или) монацита. Захвату апатита также противоречит повышенное, но не аномально высокое содержание Са, равное 275 ppm. Кроме того, в спектре распределения REE наблюдается редуцированная положительная Се аномалия (Се/Се = 1,75), не встречающаяся у апатита и монацита. Если «всплеск» легких REE был обусловлен захватом микровключений этих минералов, то положительная Се аномалия отсутствует. Отрицательная Eu аномалия в точке 2.2 является максимальной (Eu/Eu* = 0,09) среди всей выборки циркона из образца ТН1 -2. Содержание других редких элементов в точке 2.2 находится примерно на том же уровне, установленном для основной группы точек черных в CL изображении краевых зон. Содержание U составляет 2746 ppm, что даже меньше среднего значения для краевых зон. Th/U отношение равно 0,45.

Циркон из гранитов третьей фазы (обр. ТН3-1). Первоначально из гранитов третьей фазы (лейкогранитов) было выделено около 30 зерен циркона, помещенных в шайбу М-2974. Примерно треть из них представлена преимущественно ксеноморфными зернами или их обломками, не превышающими в поперечнике 100 мкм (см. рис.1, в). В CL изображении они отличаются темно-серым, доходящим до черного, оттенком и пятнистым внутренним строением, иногда пористым. По данным SEM-EDS в этих зернах циркона установлено небольшое количество микровключений, среди которых были диагностированы: ксенотим, F-апатит, уранинит, альбит. Размер микровключений обычно не превышает 5 мкм, лишь включение ксенотима в одном кристалле циркона достигает 70 мкм [15]. Вторая популяция циркона представлена слабо удлиненными (коэффициент удлинения в интервале 1:2-1:3) окатанными зернами, как правило, не превышающими по удлинению 100 мкм. Для них характерна тонкополосчатая ростовая осцилляционная зональность в серых и темно-серых тонах. В ряде зерен присутствуют каймы темно-серого цвета в CL с «размытой» зональностью или ее отсутствием, достигающие по объему половины зерна. Датирование восьми зерен второй популяции показало широкий разброс значений 207Pb/206Pb возраста в интервале 965-1928 млн лет, при этом три точки имеют близкий возраст около 1600 млн лет. За исключением одной точки, все остальные лежат на конкордии. Очевидно, что данная популяция циркона является ксеногенной по отношению к лейкогранитам Белокурихинского массива, возраст которых ранее был определен Ar-Ar методом по слюдам, равным примерно 250 млн лет [13]. Широкий диапазон возрастов, определенных для ксеногенного циркона, позволяет предположить их детри-товую природу и осадочный источник поступления.

Для трех темных в CL изображении зерен с отсутствием зональности и пятнистым внутренним строением был определен 206Pb/238U возраст, более отвечающий предполагаемому для Бело-курихинского массива (около 259, 268 и 274 млн лет, см. табл. 1). Все три точки отличаются высоким содержанием U (от 5873 до 10283 ppm) при достаточно умеренном содержании Th (от 91,2 до 618 ppm). Соответственно, Th/U отношение - низкое, равно 0,01 для двух точек и 0,11 для третьей. На графике с конкордией эллипсы погрешностей точек субконкордантны и тяготеют к интервалу значений возраста 250-280 млн лет (рис.4, а). Две точки с максимальным содержанием U расположены в верхней части графика. Корректно рассчитать общее для трех точек значение возраста не представляется возможным. Поэтому выделение циркона из того же образца лейкогранита ТН3-1 было повторено. Среди 40 зерен циркона, заново выделенных и помещенных в шайбу М-3066, доминирующими оказались удлиненные зерна дипирамидально-призматического облика, достигающие 100-250 мкм (коэффициент удлинения находится в интервале 1:2-1:3). Характерной чертой является зональное строение зерен со светло-серой или серой в CL изображении центральной частью с тонкополосчатой ростовой осцилляционной зональностью и черной краевой зоной, мощность которой максимальна на вершинах зерен, не превышает 30 мкм (см. рис.1, в).

Датирование было выполнено в 10 точках в 9 зернах. В одном, практически черном в CL зерне без зональности, в двух точках было получено значение возраста около 1815 млн лет, что позволяет отнести это зерно к ксеногенным для лейкогранита. Остальные восемь точек были поставлены в темные в CL краевые зоны циркона. По семи из них был получен кластер со значением конкордантного возраста 255 ± 4 млн лет (MSWD = 0,48, рис.4, б). Точка 7.1, отличающаяся минимальным содержанием U - 397 ppm, имеет значение 206Pb/238U возраста около 232 млн лет (см. табл.1). В точках, образующих конкордантный кластер, содержание U варьирует от 805 до 6617 при среднем значении 3168 ppm. Содержание Th также существенно меняется (от 273 до 1354 при среднем значении 726 ppm), не коррелируя с U. Поэтому Th/U отношение изменяется от 0,06 до 1,49, составляя в среднем 0,43.

Детальное рассмотрение редкоэлементного состава циркона из лейкогранитов Белокурихин-ского массива на основе значительного количества точек анализа (несколько десятков), в том числе с привлечением данных по содержанию главных элементов (EPMA метод), летучих компонентов и изотопному составу кислорода (SIMS метод) проведено в работе [15]. В настоящей работе приводятся геохимические данные только для продатированных зерен, исключая ксеногенный циркон (табл.4).

0,045 0,044 0,043 0,042

ем

''О

° 0,041 0,040

0,039 0,23

282/

274/ 1х J

Юх/, /щ

262/

( 258/ Зх )

_ 254/

250/

0,27 0,31

207Pb/235U

0,35

0,044

0,042

£ 0,040

0,038

0,036

0,24 0,26

0,28 0,30

207Pb/235U

0,32

g &

к о

о «

л

100000 10000 1000 100 10

1

0,1

2

7.1

6

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu

100000

10000

У

a îooo

pï к о

о M

100 10

1

0,1

1.1

3

4

5 8

1х 3х 10х

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Lu

Рис.4. Диаграмма с конкордией (а, б) и спектры распределения REE (в, г), нормированные к хондриту CI, для циркона из гранитов третьей фазы (обр. ТН3-1)

б

а

в

г

По характеру спектров распределения REE проанализированный циркон из лейкогранита разделяется на три группы. В первую попадают две точки - 7.1 и 6 с шайбы М-3066 (рис.4, в), для которых спектры распределения REE имеют дифференцированный характер распределения с ростом от легких к тяжелым REE (LuN/LaN отношение равно в среднем 2232). Суммарное содержание REE составляет в среднем 1039 ppm. В этих точках хорошо проявлены положительная Се аномалия (Ce/Ce в среднем 50,3) и отрицательная Eu аномалия (Eu/Eu в среднем 0,27). Отмеченные особенности состава характерны для циркона магматического генезиса [23]. Содержание U и Hf, по сравнению с другими точками данной пробы, минимальное - в среднем 878 и 10979 ppm, соответственно. Содержание P и Li в среднем ниже, чем в других группах циркона - 257 и 16,3 ppm. Содержание Са в точках 7.1 и 6 составляет 5,39 и 86,1 ppm. Другие неформульные для циркона элементы Sr и Ba присутствуют на низком уровне (Sr - менее 1 ppm, Ba - не более первых ppm). Среднее значение температуры кристаллизации по Ti-в-цирконе термометру по точкам 7.1 и 6 составляет 808 °С.

Вторая группа состоит из восьми точек (1.1, 3, 4, 5, 8 с шайбы М-3066 и 1х, 3х, 10х с шайбы М-2974). Спектры распределения REE для них подобны друг другу, отличаются уровнем содержания легких REE и практически совпадают в области тяжелых REE Er-Lu (рис.4, г). Отличительной особенностью спектров является их выположенность (LuN/LaN отношение равняется в среднем 221) за счет повышенного содержания легких REE. Суммарное содержание LREE составляет

в среднем 258 ррт, что значительно выше, чем в точках 7.1 и 6 (99,9 ррт). Общее содержание КБЕ повышенное - в среднем 3027 ррт. Отрицательная Ей аномалия хорошо проявлена (в среднем Еи/Еи = 0,24). Положительная Се аномалия в значительной степени редуцирована (в среднем Се/Се* = 2,41). Содержание и варьирует от 3638 до 14196, в среднем 6912 ррт. Среднее содержание Ь1 аномально высокое и составляет в среднем 90,3 ррт. Такое высокое содержание Ь1 нетипично для циркона магматического генезиса [33], его возможно объяснить воздействием флюида с существенной коровой компонентой. Содержание Р в этой группе циркона выше (1040 ррт), чем для циркона первой группы с проявленными Се и Еи аномалиями. Содержание Р и У положительно коррелирует друг с другом, что возможно объяснить изоморфизмом ксенотимового типа: 814+ + 2Г4+ = Р5+ + У3+ [34].

Таблица 4

Содержание редких элементов (ррт) в цирконе из гранитов третьей фазы Белокурихинского массива (образец ТН3-1)

Циркон

Компо- из центральных частей Циркон из краевых частей зерен

нент зерен и ядер

6 7.1 1.1 3 4 5 8 1х 3х 10х 2

La 1,30 0,18 2,85 10,7 11,1 2,43 29,3 23,7 83,6 19,5 3450

Ce 116 69,5 38,9 75,3 198 30,2 216 109 342 65,3 9125

Pr 1,16 0,25 2,11 11,5 7,68 2,70 33,9 11,7 44,1 10,1 867

Nd 9,11 2,42 11,3 64,1 47,2 17,0 190 59,4 237 55,1 3426

Sm 9,58 4,41 10,5 35,1 26,6 13,7 105 40,0 154 36,5 627

Eu 1,97 0,74 0,81 4,55 3,15 1,40 12,1 5,59 17,7 4,54 13,4

Gd 36,8 22,1 47,2 73,0 65,7 42,0 183 75,2 267 76,7 972

Dy 147 97,5 229 258 186 180 466 267 689 335 422

Er 251 221 491 555 429 402 761 493 822 751 649

Yb 481 437 989 1142 924 836 1490 1624 2118 2553 1275

Lu 96,5 71,7 149 190 151 137 225 268 329 412 215

Li 25,5 7,02 94,1 59,0 32,0 60,4 119 119 81,4 157 99,6

P 305 209 594 739 241 593 1316 1146 1699 1991 3008

Ca 86,1 5,39 82,7 128 23,7 34,0 392 522 1488 187 369

Ti 30,7 12,6 159 166 21,5 36,9 892 33,1 137 14,6 87,5

Sr 0,94 0,44 1,29 2,36 1,22 1,18 5,23 9,19 20,9 4,52 6,33

Y 1612 1118 2604 2934 2201 2136 4830 2776 5456 4068 3376

Nb 58,6 44,3 69,2 83,0 87,6 47,9 181 59,7 173 52,5 85,5

Ba 4,33 1,97 2,62 3,97 4,06 2,10 12,3 13,2 29,9 9,42 46,5

Hf 10004 11955 15804 18658 12864 16126 18342 34201 27348 31837 19498

Th 1148 215 615 705 1866 534 1920 117 1102 129 2181

U 1217 539 5516 4311 3638 3947 9121 7263 7307 14196 7320

Th/U 0,94 0,40 0,11 0,16 0,51 0,14 0,21 0,02 0,15 0,01 0,30

Eu/Eu* 0,32 0,23 0,11 0,27 0,23 0,18 0,27 0,31 0,27 0,26 0,05

Ce/Ce* 22,9 77,8 3,83 1,64 5,19 2,85 1,66 1,58 1,36 1,13 1,28

ZREE 1151 927 1972 2419 2050 1664 3714 2978 5103 4319 21040

ZLREE 128 72,4 55,1 162 264 52,3 470 203 707 150 16867

ZHREE 1012 850 1905 2218 1756 1596 3126 2729 4224 4128 3533

LuN/LaN 717 3747 504 171 131 542 74,1 109 37,9 204 0,60

LuN/GdN 21,2 26,2 25,6 21,0 18,6 26,3 9,94 28,9 10,0 43,4 1,79

SmN/LaN 11,8 38,4 5,89 5,25 3,83 9,02 5,76 2,70 2,96 3,00 0,29

7(Ti), °C 853 764 1065 1071 815 873 1393 861 1042 777 979

Повышенное содержание Y, Р и Са за счет микровключений ксенотима или иных фосфатов, не фиксируемых при электронно-микроскопическом исследовании, исключается по причине отсутствия значительного увеличения содержания Р при аномальном росте содержания REE и Y, который был установлен для некоторых зерен циркона из этой же пробы лейкогранита [15]. В работе [15] показано, что при максимальном содержании Y и Са (50700 и 7200 ррт, соответственно) в цирконе содержится всего 7900 ррт фосфора. Такое соотношение элементов исключает захват в поле анализа микровключений фосфатов. Можно предположить, что в данном случае схема изоморфизма ксенотимового типа имеет подчиненное значение, а преобладающим является

изоморфизм с участием протона по схеме H+ + (REE, Y)3+ = Zr4+ [35]. Содержание Hf находится на высоком уровне - в среднем 21897 ppm. В трех темных зернах без зональности, проанализированных в шайбе М-2974, среднее содержание Hf гораздо выше - 31129 ppm, чем в краевых зонах циркона из шайбы М-3066. Точки данной группы отличаются повышенным содержанием неформульных элементов - Ca (в среднем 357 ppm), Sr (5,73 ppm), Ba (9,69 ppm) и Ti (183 ppm). В двух точках из этой группы (4 и 10х) содержание Ti не выглядит завышенным за счет флюидного воздействия, составляя 21,5 и 14,6 ppm, соответственно. Значение температуры кристаллизации по Ti-в-цирконе термометру для этих двух точек составляет в среднем 796 °С.

Точка 2 сильно отличается от других групп характером распределения REE (рис.4, в). Содержание легких REE в ней составляет 16867 ppm, при этом угол наклона спектра в области LREE является «отрицательным», с уменьшением нормированного к хондриту содержания по мере увеличения порядкового номера LREE. Спектр в области тяжелых REE, начиная с Dy, совпадает со спектрами других точек из этой пробы. Как было установлено для одного зерна циркона из второй фазы (точка 2.2), спектр распределения REE для этой точки из третьей фазы также приобретает форму «крыльев птицы». В точке 2 зафиксировано максимальное содержание Р относительно других зерен (3008 ppm), но недостаточно высокое, чтобы причиной обогащения циркона легкими REE выступал захват микровключений апатита и (или) монацита. Попаданию в область анализа апатита также не соответствует повышенное, но не аномально высокое содержание Са, равное 369 ppm. В спектре распределения REE наблюдается редуцированная положительная Се аномалия (Се/Се* = 1,28), характерная исключительно для циркона. Отрицательная Eu аномалия в точке 2 является максимальной (Eu/Eu* = 0,05) среди всей выборки циркона из образца лейкогранита. Содержание U составляет 7320 ppm, что находится на уровне рассмотренной выше группы циркона. Th/U отношение равно 0,30.

Циркон из лейкогранитов третьей фазы Точильного штока (обр. 2016-5). Лейкограниты Точильного штока относятся к третьей фазе внедрения Белокурихинского массива. Циркон в основном представлен удлиненными идиоморфными зернами, размер которых по удлинению составляет 200-350 мкм (редко до 450 мкм), коэффициент удлинения составляет 1:2-1:3, в единичных случаях достигая 1:6 (например, зерно с точкой 8, см. рис.1, г). Существенная часть зерен имеет гетерогенное строение со светло-серой в CL изображении центральной частью. Центральная часть, как правило, имеет идиоморфный облик, с границами, параллельными внешним границам зерна (например, зерно с точкой 5). Краевая часть, отличающаяся темно-серой окраской в CL изображении, облекает центральную полностью, имея максимальную мощность (до 40-90 мкм) в районе вершин дипирамиды. В центральной и краевой зонах наблюдается тонкополосчатая ростовая ос-цилляционная зональность, ориентировка которой параллельна как между зонами, так с внешними границами зерна. Поэтому такое соотношение между зонами внутри зерна не следует рассматривать как комбинацию ядро-кайма, отражающую два дискретных события - магматическое, соответствующее ядру циркона, и метаморфическое или гидротермальное, приводящее к образованию каймы. Скорее всего, наличие темных и черных в CL изображении краевых зон является следствием обогащения магматического расплава в процессе кристаллизации циркона несовместимыми элементами, в том числе ураном, в основном определяющим интенсивность окраски в CL изображении. Такой эффект был отмечен для циркона, кристаллизовавшегося из фракционированного гранитного расплава [32].

U-Pb возраст был определен в 10 точках, по одной в каждом зерне. Точки 2, 4, 5, 9 расположены в краевых зонах без зональности, контрастно отличающихся темной окраской от светлосерых в CL изображении центральных зон. Содержание U составляет в среднем 1469 ppm, Th/U отношение - 0,34 (см. табл.1). Остальные точки (1, 3, 6, 7, 8, 10) также расположены в краевых зонах, но с тонкополосчатой ростовой зональностью и по оттенку в CL более похожих на центральные части зерен циркона. Содержание U в них составляет в среднем 697 ppm, Th/U отношение -0,41. На диаграмме с конкордией все 10 проанализированных точек формируют кластер в пределах отметок возраста 230-270 млн лет (рис.5, а). Учитывая эффект удревнения 206Pb/238U возраста для

0,043

0,041

# 0,039

Рч

0,037

0,035

0,18

&

к о

о И

л

100000 10000 1000 100 10

1

0,1

0,22

0,26 0,30 207Pb/235U

0,34

0,0425 0,0415 0,0405

2s 0,0395 ем

0,0385 0,0375

&

к о

— 1

-ф- 8 но к

— 10 Й'

-ш- 16

-о— 2

-О- 6

-Ö- 9

0,0365 0,18

100000 10000 1000 100 10

1

0,1

0,22

0,26 0,30

207pb/235U

0,34

La Се Pr Nd Sm Eu Gd Dy

Er

Yb Lu

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy

Er

- 3

- 4

- 5 b- 7 ь- 11

- 12

14 13

15

Yb Lu

б

а

в

г

Рис.5. Диаграмма с конкордией (а, б) и спектры распределения REE (в, г), нормированные к хондриту CI, для циркона из гранитов Точильного штока (обр. 2016-5)

высокоуранового циркона, отмеченный выше, из расчета конкордантного возраста были исключены три самые «древние» высокоурановые точки (5, 9 и 2), а также точка 6, являющаяся сильно дискордантной. В результате был определен конкордантный возраста 251 ± 2 млн лет (MSWD = = 0,16, рис.5, б). Если исключить из общей выборки две точки (6 и 7) с самым молодым значением 206Pb/238U возраста, то конкордатный возраст также возможно рассчитать, он составит 256 ± 2 млн лет (MSWD = 0,16). Абсолютная разница межу этими определениями составляет 5 млн лет при равных значениях погрешности определения и MSWD, относительная разница - 2 % от возраста гранитов, что сопоставимо с инструментальной (приборной) погрешностью ионного зонда высокого разрешения [31]. С учетом возможного аналитического артефакта завышения U-Pb возраста в высокоурановых доменах циркона, значение возраста лейкогранитов Точильного штока около 251 млн лет рассматривается авторами как более предпочтительное.

Геохимия циркона из лейкогранитов Точильного штока была дополнительно изучена еще в шести точках (см. рис.1, г, табл.5). Точки 11, 14 и 15 расположены в черных в CL изображении доменах неправильной формы, приуроченных к центральным частям зерен. Точки 12 и 16 находятся в темно-серой центральной части, точка 13 - в черной краевой зоне.

По редкоэлементному составу изученный циркон может быть условно разделен на четыре группы. В первую очередь это проявлено в характере распределения REE.

Таблица 5

Содержание редких элементов (ррт) в цирконе из лейкогранитов Точильного штока (образец 2016-5)

Циркон из краевых частей зерен с тонкополосчатой зональностью

Циркон из краевых частей зерен без зональности

1 3 6 7 8 10 2 4 5 9 13 11 12 14 15 16

La 0,08 8,17 1,87 5,87 0,07 0,09 1,70 5,33 15,8 0,57 274 24,3 11,6 22,7 952 0,17

Ce 35,2 62,3 35,8 35,1 30,0 30,7 44,5 42,9 94,6 15,5 985 80,8 80,4 128 3789 12,4

Pr 0,18 4,86 0,86 2,92 0,09 0,11 1,26 3,28 10,2 0,42 158 16,1 7,07 6,37 590 0,20

Nd 1,35 26,7 5,33 17,4 1,00 1,16 7,09 17,2 58,4 2,46 918 86,5 40,1 33,7 3261 3,35

Sm 3,73 20,2 5,46 13,3 2,35 2,75 6,60 13,7 32,5 2,70 509 54,3 30,4 23,9 1985 6,42

Eu 0,34 1,04 0,56 0,75 0,30 0,28 0,33 0,56 1,46 0,16 24,4 2,39 2,01 2,42 86,4 1,22

Gd 20,6 43,4 22,4 28,2 14,8 16,8 30,7 35,5 54,7 12,8 621 87,4 58,5 92,8 2318 35,7

Dy 100 131 95,3 99,5 68,4 83,3 134 146 171 68,1 898 192 190 326 3422 149

Er 238 275 220 230 164 219 317 325 313 177 980 265 378 664 2826 354

Yb 473 567 445 503 325 466 640 653 631 366 1769 432 732 1127 5130 668

Lu 78,7 91,2 72,6 85,6 55,9 77,0 105 109 105 63,2 274 65,2 118 174 726 116

Li 2,15 3,44 2,39 2,94 1,39 1,64 8,16 3,40 3,45 1,65 7,32 2,88 2,40 4,71 2,61 0,73

P 193 213 227 155 190 210 231 218 210 95,2 14874 433 300 459 3080 199

Ca 0,71 42,3 63,0 37,5 1,06 0,49 10,3 28,9 88,2 3,46 22974 94,4 76,6 37,4 4255 0,83

Ti 7,45 30,0 19,2 31,9 9,02 7,42 12,5 20,4 64,5 4,02 599 128 37,2 19,2 2002 7,91

Sr 0,41 1,55 0,61 1,14 0,35 0,51 0,69 1,15 1,87 0,53 36,4 2,20 1,54 2,79 82,9 0,57

Y 1172 1470 1130 1149 844 1059 1633 1656 1655 843 5718 1608 2044 3816 15787 1783

Nb 72,8 65,6 23,4 42,5 24,5 43,1 51,6 65,9 80,9 25,0 213 89,9 56,1 31,9 1060 12,7

Ba 1,07 2,65 1,75 1,54 1,11 0,87 0,81 1,73 2,59 0,84 21,5 3,93 2,55 2,15 110 0,84

Hf 13915 14143 12732 14521 13119 13688 14340 15969 13964 15929 14418 14800 13470 9535 19267 11527

Th 189 306 190 510 114 179 523 542 464 276 1236 210 474 1447 2000 157

U 716 1335 675 1230 378 752 1834 2444 2077 1510 4789 3343 2212 1279 10264 422

Th/U 0,26 0,23 0,28 0,41 0,30 0,24 0,29 0,22 0,22 0,18 0,26 0,06 0,21 1,13 0,19 0,37

Eu/Eu* 0,12 0,11 0,15 0,12 0,16 0,13 0,07 0,08 0,11 0,08 0,13 0,11 0,15 0,16 0,12 0,25

Ce/Ce* 72,9 2,39 6,84 2,05 89,9 75,8 7,34 2,48 1,80 7,66 1,14 0,99 2,15 2,59 1,22 16,4

ZREE 952 1232 905 1022 662 898 1289 1351 1488 708 7410 1307 1648 2602 25087 1347

ZLREE 36,8 102 43,8 61,3 31,1 32,0 54,5 68,7 179 18,9 2335 208 139 191 8593 16,2

ZHREE 911 1108 856 947 628 863 1227 1268 1276 686 4542 1042 1476 2384 14422 1323

LuN/LaN 9773 108 373 141 7528 8321 594 197 64,3 1076 9,63 25,9 98,3 74,0 7,34 6601

LuN/GdN 30,9 17,0 26,3 24,5 30,5 37,1 27,7 24,9 15,6 40,0 3,57 6,04 16,4 15,2 2,53 26,3

SmN/LaN 77,0 3,95 4,67 3,62 52,6 49,5 6,21 4,10 3,30 7,64 2,97 3,58 4,19 1,69 3,34 60,7

7(Ti), °C 718 850 804 857 734 717 763 810 939 668 1304 1032 874 804 1609 723

Циркон из центральных частей зерен и ядер

К первой группе относятся точки 1, 8, 10, 16. Спектры распределения REE для них практически совпадают (рис.5, в) и имеют явно выраженный дифференцированный характер распределения с ростом от легких к тяжелым REE (LuN/LaN отношение равняется в среднем 8056). Суммарное содержание REE составляет в среднем 965 ppm. В этих точках хорошо проявлены положительная Се аномалия (Ce/Ce* в среднем 63,7) и отрицательная Eu аномалия (Eu/Eu* в среднем 0,16). Содержание U и Th по сравнению с другими точками этой пробы незначительное - в среднем 567 и 160 ppm, соответственно. Содержание неформульных элементов Са, Sr и Ba находится на низком уровне - около 1 ppm и ниже. Содержание Ti практически не меняется и составляет в среднем 7,95 ppm. Среднее значение температуры кристаллизации для этой группы определено как 723 °С.

Вторая группа, к которой отнесены точки 2, 6, 9, отличается от первой более пологими спектрами распределения REE в области легких REE (LuN/LaN отношение равняется в среднем 681, рис.5, в). Суммарное содержание REE практически не меняется и составляет в среднем 967 ppm. Содержание легких REE увеличивается несущественно по сравнению с первой группой (29,0 и 39,1 ppm, соответственно). Заметно уменьшается величина положительной Се аномалии (Се/Се в среднем равняется 7,28), амплитуда отрицательной Eu аномалии остается на прежнем уровне (Eu/Eu* составляет в среднем 0,10). Среднее содержание U возрастает до 1340 ppm, Th - до 329 ppm. Заметно увеличивается среднее содержание Ca - до 25,6 ppm. Sr и Ва остаются на прежнем уровне. Содержание Ti варьирует от 4,02 до 19,2, составляя в среднем 11,9 ppm, что соответствует значению температуры 745 °С.

Третья группа самая многочисленная, к ней относятся точки 3, 4, 5, 7, 11, 12, 14 (рис.5, г). От первой и второй групп спектры REE отличаются еще более выположенным характером распределения (LuN/LaN отношение равно в среднем 101). Более заметен рост суммарного содержания REE (в среднем 1521 ppm) и легких REE (в среднем 136 ppm). Количество тяжелых REE также увеличивается по сравнению со второй группой (1357 и 923 ppm, соответственно). Среднее содержание U возрастает до 1988 ppm, Th - до 565 ppm. Среднее содержание Ca возрастает до 57,9 ppm. Среднее содержание Sr и Ва увеличивается до среднего уровня около 2 ppm. Содержание Ti варьирует уже от 19,2 до 128, в среднем 47,3 ppm. Значение температуры кристаллизации по Ti-в-цирконе термометру для двух точек с минимальным содержанием Ti около 20 ppm составляет в среднем 807 °С.

В четвертую группу входят две точки 13 и 15, относящиеся к черным в CL изображении участкам циркона. Спектры распределения REE для них принципиально отличаются от спектров для трех других остальных групп более высоким уровнем содержания всех REE (7410 и 25087 ppm) и особенно - повышенным содержанием легких REE (2335 и 8593 ppm). Следует отметить, что рассмотренные три группы имеют сходный уровень содержания тяжелых REE, преимущественно отличаясь по уровню содержания легких REE. Се аномалия в четвертой группе редуцирована практически полностью (Се/Се* в среднем равняется 1,18). Величина отрицательной Eu аномалии соответствует другим группам (Eu/Eu* = 0,13). В большую сторону заметно отличается содержание ряда редких элементов - U (4789 и 10264 ppm), Th (1236 и 2000 ppm), Ca (22974 и 4255 ppm). Содержание Sr возрастает в среднем до 59,6 ppm, Ba - до 65,9 ppm. Содержание Ti аномально высокое для циркона (599 и 2002 ppm) и не может быть использовано для оценки температуры кристаллизации. Аномально возрастает содержание Nb, в трех других группах наибольшее среднее содержание составляло 61,8 ppm, в четвертой группе содержание Nb определено как 213 и 1060 ppm. Для четвертой группы также установлено аномально высокое содержание Y - 5718 ppm для точки 13, 15787 ppm - для точки 15. В других группах среднее содержание Y значительно ниже, оно совпадает в первой и второй группах около 1200 ppm, в третьей группе возрастает до 1914 ppm. Содержание Hf имеет тенденцию увеличиваться от первой к четвертой группе (в среднем 13062 и 16843 ppm). Во второй и третьей группах содержание Hf несколько выше, чем в первой группе. Содержание Р минимальное в первой и второй группах (в среднем 198 и 184 ppm), в третьей оно возрастает до среднего значения 284 ppm, в четвертой - до 8977 ppm. Содержание Li в целом выдержанное для всех точек циркона (от 0,72 до 8,16 ppm), при этом минимальные значения установлены для первой группы. Th/U отношение мало меняется в пределах всей выборки, оставаясь на уровне 0,2-0,3.

Обсуждение результатов. Возраст гранитов Белокурихинского массива. Из опубликованных данных о возрасте гранитов Белокурихинского массива следует отметить результаты датирования слюд Ar-Ar методом [13]. По биотиту был получен возраст 250 ± 2,7 млн лет, к какой фазе внедрения относится данное определение, не указано. Учитывая, что биотит практически отсутствует в лейкогранитах третьей фазы, а граниты первой фазы имеют весьма ограниченную распространенность, возможно предположить, что биотит отобран из гранитов второй фазы внедрения, составляющих основную часть коренных обнажений массива. Два других определения были выполнены по мусковиту из штоков лейкогранитов третьей фазы, являющихся сателлитами Белоку-рихинского массива. По мусковиту из пегматитов Точильного (Точильненского в авторской редакции) штока был получен возраст 247 ± 3 млн лет, по мусковиту из лейкогранитов Осокинского штока 250 ± 3,5 млн лет. Для гранитов второй и третьей фаз внедрения Ar-Ar возраст слюд совпал в пределах погрешности и составил около 250 млн лет.

Однако Ar-Ar система по слюдам уступает U-Pb системе по циркону в плане надежности определения возраста кристаллизации магматических пород, в частности - гранитоидов [36, 37]. С одной стороны, Ar-Ar система применительно к слюдам имеет существенно более низкую температуру закрытия (около 500 °С) относительно температуры закрытия U-Pb системы для циркона - самого надежного минерала-геохронометра [38], с другой, слюды зачастую подвержены

поздне- и постмагматическим изменениям, что приводит к «отставанию» Ar-Ar возраста по слюдам от U-Pb возраста по циркону. Ранее проведенное датирование циркона из порфировидных биотитовых гранитов (судя по всему, относящихся к второй фазе внедрения) выполнено на устаревшем оборудовании по навеске зерен «классическим» методом ID-TIMS, не учитывающим возможную гетерогенность циркона [17]. По верхнему пересечению дискордии был получен возраст циркона 232 ± 4,7 млн лет, существенно отличающийся как от результатов датирования слюд ArAr методом (около 250 млн лет [13]), так и от U-Pb возраста титанита из гранитов первой фазы внедрения 255 ± 2 млн лет, определенного методом ID-TIMS [14]. Поэтому значение возраста циркона из гранитов Белокурихинского массива около 232 млн лет следует рассматривать как недостоверное, не подкрепленное современными аналитическими данными.

В табл.6 сопоставлены наши результаты датирования U-Pb методом (SHRIMP-II) циркона из трех фаз гранитов Белокурихинского массива с определениями возраста, полученными U-Pb методом (ID-TIMS) по титаниту из первой фазы внедрения [14] и Ar-Ar методом по слюдам, предположительно из второй и третьей фаз гранитов [13]. U-Pb возраст гранитов первой фазы определен как 255 ± 2 млн лет по титаниту и 249 ± 3 млн лет по циркону. Есть основания предположить, что «геологический» возраст кристаллизации первой фазы попадает в интервал 255-250 млн лет. Кон-кордантный возраст циркона из лейкогранитов третьей фазы формально оказывается «древнее», чем конкордантный возраст циркона из гранитов первой и второй фаз. Этому несоответствию не стоит придавать принципиального значения, так как циркон из пробы ТН3-1 особенностями ред-коэлементого состава демонстрирует сильное флюидное воздействие [15], которое могло изменить U-Pb изотопную систему (например, эффект удревнения возраста при привносе урана, описанный выше). Для оценки возраста лейкогранитов третьей фазы предлагается использовать значение конкордантного возраста 251 ± 2 млн лет, полученное для циркона из лейкогранитов Точильного штока. Тогда, с учетом приборных погрешностей определений возраста (для метода SIMS составляют 1,5-2 отн.%), возраст гранитов второй и третьей фаз можно считать сближенным, около 250 млн лет, что полностью согласуется с определениями возраста слюд Ar-Ar методом [13].

Таблица 6

Результаты датирования гранитов Белокурихинского массива

Фаза гранитов U-Pb метод Ar-Ar метод [13]

Первая 255 ± 2 (Ttn [14]) —

249 ± 3 (Zrn)

Вторая 247 ± 2 (Zrn) 250 ± 3 (Bt)

Третья (включая лейкограниты из штоков) 251 ± 2 (Zrn) 247 ± 3 (Ms)

255 ± 4 (Zrn) 250 ± 4 (Ms)

Отдельным нерешенным вопросом является причина появления кайм с возрастом 117 ± 4 млн лет у циркона из гранитов первой фазы. В Горном Алтае магматизм мелового возраста пока не установлен, близкие по возрасту магматические образования, содержащие циркон с подобным возрастом, известны в Тыве в брекчиях Карасугского флюорит-барит-редкоземельного месторождения [39]. Этот временной диапазон (120 ± 10 млн лет) наиболее продуктивен для золоторудной минерализации на северо-востоке России и в Китае [40]. В Горном Алтае популяция циркона с возрастом 126 ± 3 млн лет была установлена, помимо других возрастных генераций, в эксплозивных брекчиях из Чуринского золото-серебряного рудопроявления девонского возраста, относящегося к морфологическому типу минерализованных трубок взрыва [41]. Возможно предположить, что каймы циркона с возрастом 117 ± 4 млн лет также отражают гидротермально-метасома-тический процесс мелового возраста, проявление которого на породном и (или) минеральном уровне либо не выведено на дневную поверхность, либо пока не обнаружено.

Изотопный состав кислорода и температура образования циркона. Исследование изотопного состава кислорода в магматическом цирконе позволяет судить об источнике расплава,

условиях его кристаллизации и дальнейшей эволюции породы [42]. Помимо других преимуществ, которыми обладает циркон как минерал-геохронометр, скорость диффузии кислорода в его кристаллической решетке ничтожно мала [43], что делает изотопный состав кислорода в цирконе индикатором условий кристаллизации и перекристаллизации. Проведенные ранее исследования позволили установить, что циркон с незначительными изменениями сохраняет изотопный состав кислорода в материнской породе при условии замкнутости системы [42]. Однако в метамиктном цирконе возможен существенный обмен структурного кислорода с кислородом, привнесенным позже внедренными расплавами, флюидами, гидротермальными растворами [42, 44, 45]. Таким образом, резкое изменение изотопного состава кислорода в цирконе отражает его эволюцию.

Изотопный состав кислорода был исследован в измененном цирконе из лейкогранитов третьей фазы (обр. ТН3-1, препарат М-2974) в 10 точках, в которых предварительно было определено содержание редких и редкоземельных элементов [15]. Среднее значение 518О составило 11,55 %о при минимальном значении 9,22 % и максимальном 12,54 %, что выше мантийного значения (около 5,3 %о) почти в два раза. Это значение также выше усредненного значения 518О, установленного для цирконов из гранитоидов фанерозойского возраста (в диапазоне 6-8 %) [45]. Столь высокие значения 518О в цирконе из лейкогранитов Белокурихинского массива возможно объяснить их кристаллизацией из расплавов с существенным вкладом коровой компоненты. Следует отметить, что сдвиг 518О при сравнении разных зерен циркона из лейкогранита составляет более 4 %, а сдвиг 518О в пределах одного зерна - немногим больше 2 %. Такие вариации изотопного состава кислорода можно объяснить воздействием флюида из внешнего источника [45].

Аналогичные по уровню 518О, но менее варьирующие, со сдвигом не более 1-2 %, значения были получены С.Г.Скубловым (неопубликованные данные) для циркона из лейкогранитов Точильного штока (обр. 2016-5, среднее значение 518О по 16 точкам составило 11,47 % при минимальном значении 10,84 % и максимальном 12,94 %) и циркона из гранитов второй фазы внедрения (обр. ТН1-2, среднее значение 518О по 17 точкам - 11,96 % при минимальном значении 11,55 % и максимальном 12,55 %).

Таким образом, величина 518О для циркона из гранитов второй и третьей фаз внедрения составляет в среднем 11,5-12,0%, что свидетельствует о существенном вкладе коровой компоненты при формировании материнских расплавов для гранитов этих фаз. Высокие значения первичного изотопного отношения Sr в гранитах третьей фазы, достигающие 0,717, также подтверждают вклад коровой компоненты. В процессе кристаллизации гранитов третьей фазы на циркон оказывал влияние флюид из внешнего источника, вызвавший заметные вариации значений 518О. Видимо, действие флюида привело к нарушению изотопного равновесия.

Значения температуры кристаллизации циркона по Ti-в-цирконе термометру (с учетом возможного привноса Ti при флюидном воздействии) для трех фаз внедрения укладываются в интервал 820-800 °С. При этом наблюдается тенденция понижения температуры от первой к третьей фазе (820-810-800 °С). Данные по содержанию Zr и AI2O3 в титаните из гранитов первой фазы Белокурихинского массива [14] позволяют рассчитать температуру и давление при кристаллизации этого минерала. Р-Т параметры, определенные по термобарометру, разработанному для титанита [46], составляют в среднем 770 °С и 2,7 кбар.

Редкоэлементный состав циркона. В последнее время для реконструкции условий образования циркона и вмещающих их пород широкое распространение получили дискриминационные диаграммы, основанные на данных по редкоэлементному составу этого минерала [28, 33, 47]. Диаграмма в координатах La - SmN/LaN (показатель степени дифференциации легких REE) позволяет разделять циркон магматического генезиса и гидротермально-метасоматический циркон. Проведенные исследования показали, что в фигуративное поле гидротермально-метасоматического циркона попадает измененный магматический циркон, подвергшийся интенсивному флюидному воздействию на поздне- или постмагматической стадии [15]. Позднее в эту диаграмму было включено поле «пористого» циркона, также испытавшего воздействие флюидов и имеющего характерное пористое внутреннее строение [33].

10000

1000

Магматический циркон

А й

100

10

Гидротермально-метасоматический циркон

1

0,1

10000

При рассмотрении на диаграмме La -SmN/LaN всех точек циркона из гранитов Белокурихинского массива (кроме популяции кайм циркона из гранитов первой фазы, отличающихся молодым возрастом), разделенных по фазам внедрения (рис.6), заметно значительное перекрытие их составов. В каждой фазе гранитов есть типичный магматический циркон и измененный циркон, имеющий геохимические черты гидротермально-метасоматического циркона, в частности, повышенное содержание легких REE и выположенный характер спектра в этой области. Состав циркона из гранитов был разделен на три геохимических типа: 1) соответствующий неизмененному магматическому циркону по уровню элементов-примесей и характеру спектра REE; 2) демонстрирующий флюидное воздействие (повышенное содержание несовместимых элементов, выположенный характер спектра REE в области легких REE с редуцированной Се аномалией); 3) с аномальными геохимическими характеристиками (аномально высокое содержание ряда неформульных элементов, нетипичный характер спектра REE). Было установлено, что циркон 1 -го типа попадает в основном в поле магматического циркона и, частично, в область «пористого» циркона (рис.6). Циркон 2-го типа попадает в области составов «пористого» и гидротермально-метасоматического циркона. Циркон 3-го типа (точки 2.2 из обр. ТН1-2, 2 из ТН3-1, 13 и 15 из 2016-5) расположен обособленно, тяготея к полю циркона гидротермально-метасоматического типа.

о 1

La, ppm • 2

▲ 3

Рис.6. Дискриминационная диаграмма определения генезиса циркона. Поля составов приведены по [28, 33, 47]. Циркон из гранитов Белокурихинского массива 1 - соответствующий неизмененный магматическому циркону; 2 - испытавший флюидное воздействие; 3 - с аномальными геохимическими характеристиками

a 100000

p p

10000

1000

100

б 100000

100 1000 10000 REE, ppm

100000

10000

p p

1000

100

100000

a

w

10000

1000

100

о , •

Г 1 'С

г0 .Ь%<

10

1000 LREE, ррт

100000

а

н

10000

1000

100

10

1

100

1000 10000 0,1 10 1000 100000 Th, ррт Ca, ррт

Рис.7. Соотношение содержания элементов в цирконе: REE и Y (а), LREE и HREE (б), Th и U (в), Ca и Ti (г)

*

в

г

На диаграмме соотношения суммарного количества REE и Y (рис.7, а) циркон типов 1 и 2 образует без исключений линейный тренд с сильной положительной корреляцией, демонстрирующий закономерное увеличение REE и Y в составе циркона под воздействием флюидов. Четыре точки циркона 3 -го типа расположены вне этого тренда. Две точки 3 -го типа с аномально обогащенными REE спектрами с плоским профилем (точки 13 и 15 из 2016-5) расположены на продолжении тренда составов типов 1 и 2. Две другие точки 3-го типа (точки 2.2 из ТН1-2 и 2 из ТН3-1) с профилем спектра REE «крылья птицы» находятся вне тренда, демонстрируя преимущественное накопление REE по сравнению с Y.

На диаграмме соотношения легких и тяжелых REE (рис.7, б) устанавливается существенное перекрытие составов циркона типов 1 и 2. Циркон 2-го типа в целом более обогащен LREE и HREE, чем циркон 1 -го типа. Циркон 3 -го типа отличается аномально высоким уровнем содержания легких REE, уровень тяжелых REE в нем соответствует тренду изменения состава при данном уровне легких REE.

Циркон типов 2 и 3 отличается от циркона 1-го типа повышенным содержанием Th и U (рис.7, в). При этом у циркона 1-го типа Th/U отношение выше, а сами точки образуют линейный тренд. Циркон 2-го типа демонстрирует варьирующее содержание Th при всегда повышенном содержании U. Циркон 3-го типа отличается повышенным содержанием Th и U.

На диаграмме соотношения Са и Ti циркон 1-го типа образует линейный тренд с преобладающим ростом Ti по сравнению с увеличением Са (рис.7, г). Тренд для циркона 2-го типа, напротив, демонстрирует резкое увеличение Са (элемента-индикатора флюидного воздействия [27]) при более плавном росте содержания Ti. Циркон 3-го типа имеет повышенное содержание этих неформульных элементов.

Выводы. В результате проведенного изотопно-геохимического исследования циркона из гранитов Белокурихинского массива в Горном Алтае U-Pb методом впервые определен возраст трех фаз внедрения - возраст первой фазы относится к временному интервалу 255-250 млн лет, второй и третьей фаз имеют сближенный возраст около 250 млн лет. Продолжительность формирования Белокурихинского массива можно оценить, как не превышающую 5-8 млн лет. Величина 518О для циркона из гранитов второй и третьей фаз составляет в среднем 11,5-12,0 %, что свидетельствует о существенном вкладе коровой компоненты при формировании материнских расплавов для гранитов этих фаз. Значения температуры кристаллизации циркона по Ti-в-цирконе термометру для трех фаз внедрения укладываются в интервал 820-800 °С. Р-Т параметры кристаллизации титанита из первой фазы, определенные по титанитовому термобарометру, составляют в среднем 770 °С и 2,7 кбар.

Циркон из первой фазы в большей степени имеет геохимические характеристики типичного магматического циркона. Циркон из второй и третьей фаз может быть как неизмененный магматический, так и обогащенный несовместимыми элементами (LREE, Th, U, Ti, Ca и др.) в результате флюидного воздействия, соответствующий по своим геохимическим характеристикам циркону гидротермально-метасоматического типа. Ряд зерен циркона из второй и третьей фаз гранитов демонстрируют аномальные геохимические характеристики - нетипичные для циркона спектры распределения REE (в том числе спектры типа «крыльев птицы» со встречным наклоном профилей распределения легких и тяжелых REE), максимально высокое, по сравнению с другими разновидностями, содержание ряда элементов-примесей. Такой обогащенный состав циркона и широкие вариации в содержании несовместимых элементов, вероятно, обусловлены неравновесными условиями кристаллизации циркона и эволюцией состава флюидонасыщенного расплава на заключительных этапах формирования массива.

Авторы благодарят С.Г.Симакина, Е.В.Потапова (ЯФ ФТИ РАН), О.Л.Галанкину (ИГГД РАН), а также коллег из Центра изотопных исследований ВСЕГЕИ за помощь в аналитических исследованиях.

ЛИТЕРАТУРА

1. Алексеев В.И. Глубинное строение и геодинамические условия гранитоидного магматизма Востока России // Записки Горного института. 2020. Т. 243. С. 259-265. DOI: 10.31897/PMI.2020.3.259

2. Бескин С.М., Марин Ю.Б. Особенности гранитовых систем с редкометалльными пегматитами // Записки Российского минералогического общества. 2019. Т. 148. № 4. С. 1-16. DOI: 10.30695/zrmo/2019.1484.00

3. АкбарпуранХайяти С.А., ГульбинЮ.Л., Сироткин А.Н., Гембицкая И.М. Эволюция состава акцессорных минералов REE и Ti в метаморфических сланцах серии Атомфьелла, Западный Ню Фрисланд, Шпицберген и ее петрогенетическое значение // Записки Российского минералогического общества. 2020. Т. 149. № 5. С. 1-28. DOI: 10.31857/S0869605520050020

4. Марин Ю.Б. О минералогических исследованиях и использовании минералогической информации при решении проблем петро- и рудогенеза // Записки Российского минералогического общества. 2020. Т. 149. № 4. С. 1-15. DOI: 10.31857/S0869605520040048

5. Aleksandrova T.N., TalovinaI.V.,DuryaginaA.M. Gold-sulphide deposits ofthe Russian Arctic zone: Mineralogical features and prospects of ore benefication // Geochemistry. 2020. Vol. 80. Iss. 3. № 125510. DOI: 10.1016/j.chemer.2019.04.006

6. Gvozdenko T.A., Baksheev I.A., Khanin D.A. et al. Iron-bearing to iron-rich tourmalines from granitic pegmatites of the Murzinka pluton, Central Urals, Russia // Mineralogical Magazine. 2022. Vol. 86. Iss. 6. P. 948-965. DOI: 10.1180/mgm.2022.104

7. Alekseev V.I., Alekseev I.V. Zircon as a Mineral Indicating the Stage of Granitoid Magmatism at Northern Chukotka, Russia // Geosciences. 2020. Vol. 10. Iss. 5. № 194. DOI: 10.3390/geosciences10050194

8. Machevariani M.M., Alekseenko A.V., Bech J. Complex Characteristic of Zircon from Granitoids of the Verkhneurmiysky Massif (Amur Region) // Minerals. 2021. Vol. 11. Iss. 1. № 86. DOI: 10.3390/min11010086

9. Кудряшов Н.М., Удоратина О.В., Калинин А.А. и др. U-Pb (SHRIMP-RG) возраст циркона из редкометалльных (Li, Cs) пегматитов месторождения Охмыльк зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья (северо-восток Фенноскандинавского щита) // Записки Горного института. 2022. Т. 255. С. 448-454. DOI: 10.31897/PMI.2022.41

10. Левашова Е.В., Попов В.А., Левашов Д.С., Румянцева Н.А. Распределение редких элементов по секторам и зонам роста в цирконе из миаскитового пегматита Вишневогорского массива, Южный Урал // Записки Горного института. 2022. Т. 254. С. 136-148. DOI:10.31897/PMI.2022.29

11. Мурзинцев Н.Г., Анникова И.Ю., Травин А.В. и др. Термохронология и математическое моделирование динамики формирования редкометалльно-гранитных месторождений Алтайской коллизионной системы // Геодинамика и тектонофи-зика. 2019. Т. 10. № 2. С. 375-404. DOI: 10.5800/GT-2019-10-2-0419

12. Гаврюшкина О.А. Петрогенезис пермо-триасовых гранитоидов Алтая: Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. Новосибирск: ИГМ СО РАН, 2021. 17 с.

13. Гаврюшкина О.А., Травин А.В., КрукН.Н. Длительность гранитоидного магматизма периферических частей крупных изверженных провинций (по данным 40AR/39AR изотопных исследований пермотриасовых гранитоидов Алтая) // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 4. С. 1035-1047. DOI: 10.5800/GT-8-4-0331

14. Скублов С.Г., МамыкинаМ.Е., РизвановаН.Г. U-Pb возраст и редкоэлементный состав титанита из гранитов Белокурихинского массива, Горный Алтай // Вестник МГТУ. 2021. Т. 24. № 2. С. 168-177. DOI: 10.21443/1560-9278-2021-24-2-168-177

15. LevashovaE.V., MamykinaМ.Е., Skublov S.G. et al. Geochemistry (TE, REE, Oxygen) of Zircon from Leucogranites of the Belokurikhinsky Massif, Gorny Altai, as Indicator of Formation Conditions // Geochemistry International. 2023. Vol. 61. Iss. 13. P. 1323-1339. DOI: 10.1134/S001670292311006X

16. Леонтьев А.Н. Формация позднегерцинских редкометаллоносных гранитов и редкометальные пояса Прииртышья. М.: Недра, 1969. 164 с.

17. Владимиров А.Г., Шокальский С.П., Пономарева А.П. О рифтогенно-сдвиговой природе позднепалеозойских-ранне-мезозойских гранитоидов Алтая // Доклады Академии наук. 1996. Т. 350. № 1. С. 83-86.

18. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Шокальский С.П. и др. Позднепалеозойский-раннемезозойский гранитоидный магматизм Алтая // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 4. С. 715-729.

19. Гусев А.И., Гусев Н.И., Табакаева Е.М. Петрология и рудоносность Белокурихинского комплекса Алтая. Бийск: БПГУ им. В.М.Шукшина, 2008. 193 с.

20. WilliamsI.S. Chapter 1 - U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe // Reviews in Economic Geology. Society of Economic Geologists. 1998. Vol. 7. P. 1-35. DOI: 10.5382/Rev.07

21.McDonough W.F., Sun S.-s. The composition ofthe Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4

22. Watson E.B., WarkD.A., Thomas J.B. Crystallization thermometers for zircon and rutile // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2006. Vol. 151. Iss. 4. P. 413-433. DOI: 10.1007/s00410-006-0068-5

23. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. Vol. 53. № 1. P. 27-62. DOI: 10.2113/0530027

24. Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M. et al. Zircon Th/U ratios in magmatic environs // Lithos. 2015. Vol. 212-215. P. 397-414. DOI: 10.1016/j.lithos.2014.11.021

25. WangX., Griffin W.L., Chen J. Hf contents and Zr/Hf ratios in granitic zircons // Geochemical Journal. 2010. Vol. 44. Iss. 1. P. 65-72. DOI: 10.2343/geochemj.1.0043

26. Fu B., Page F.Z., Cavosie A.J. et al. Ti-in-zircon thermometry: applications and limitations // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2008. Vol. 156. Iss. 2. P. 197-215. DOI: 10.1007/s00410-008-0281-5

27. Geisler T., SchleicherH. 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 // Chemical Geology. 2000. Vol. 163. Iss. 1-4. P. 269-285. DOI: 10.1016/S0009-2541(99)00099-6

28. Hoskin P. W.O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2005. Vol. 69. Iss. 3. P. 637-648. DOI: 10.1016/J.GCA.2004.07.006

29. Williams I.S., Hergt J.M. U-Pb dating of Tasmanian dolerites: a cautionary tale of SHRIMP analysis of high-U zircon / Beyond 2000: New Frontiers in Isotope Geoscience, 30 January - 4 February 2000, Lorne, Australia. 2000. P. 185-188.

30. White L.T., Ireland T.R. High-uranium matrix effect in zircon and its implications for SHRIMP U-Pb age determinations // Chemical Geology. 2012. Vol. 306-307. P. 78-91. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2012.02.025

31. Xian Hua Li, Xiao Ming Liu, Yong Sheng Liu et al. Accuracy of LA-ICPMS zircon U-Pb age determination: An inter-laboratory comparison // Science China Earth Sciences. 2015. Vol. 58. Iss. 10. P. 1722-1730. DOI: 10.1007/s11430-015-5110-x

32. Zhao K.D., Jiang S.-Y., Ling H.-F., Palmer M.R. Reliability of LA-ICP-MS U-Pb dating of zircons with high U concentrations: A case study from the U-bearing Douzhashan Granite in South China // Chemical Geology. 2014. Vol. 389. P. 110-121. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2014.09.018

33. Bouvier A.-S., Ushikubo T., Kita N.T. et al. Li isotopes and trace elements as a petrogenetic tracer in zircon: insights from Archean TTGs and sanukitoids // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2012. Vol. 163. Iss. 5. P. 745-768. DOI: 10.1007/s00410-011-0697-1

34. Finch R.J., Hanchar J.M. Structure and Chemistry of Zircon and Zircon-Group Minerals // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. Vol. 53. № 1. P. 1-25. DOI: 10.2113/0530001

35. De Hoog J.C.M., Lissenberg C.J., Brooker R.A. et al. Hydrogen incorporation and charge balance in natural zircon // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2014. Vol. 141. P. 472-486. DOI: 10.1016/j.gca.2014.06.033

36. Dopico C.I.M., Tohver E., López de Luchi M.G. et al. Jurassic cooling ages in Paleozoic to early Mesozoic granitoids of northeastern Patagonia: 40Ar/39Ar, 40K-40Ar mica and U-Pb zircon evidence // International Journal of Earth Sciences. 2017. Vol. 106. Iss. 7. P. 2343-2357. DOI: 10.1007/s00531-016-1430-0

37. Tichomirowa M., Kaflner A., Sperner B. et al. Dating multiply overprinted granites: The effect of protracted magmatism and fluid flow on dating systems (zircon U-Pb: SHRIMP/SIMS, LA-ICP-MS, CA-ID-TIMS; and Rb-Sr, Ar-Ar) - Granites from the Western Erzgebirge (Bohemian Massif, Germany) // Chemical Geology. 2019. Vol. 519. P. 11-38. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2019.04.024

38. VillaI.M. Isotopic closure // Terra Nova. 1998. Vol. 10. № 1. P. 42-47. DOI: 10.1046/j.1365-3121.1998.00156.x

39. Болонин А.В., Никифоров А.В., Лыхин Д.А., Сугоракова А.М. Чайлюхемское флюорит-барий-стронций-редкоземельное карбонатитовое рудопроявление (Западный Саян) // Геология рудных месторождений. 2009. Т. 51. № 1. С. 20-37.

40. Pirajno F., Ernst R.E., Borisenko A.S. et al. Intraplate magmatism in Central Asia and China and associated metallogeny // Ore Geology Reviews. 2009. Vol. 35. Iss. 2. P. 114-136. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2008.10.003

41. Гусев Н.И., Гусев А.И., Шокальский С.П. и др. Мезозойская тектонотермальная активизация и эпитермальное золотое оруденение в Северо-Восточном Горном Алтае // Региональная геология и металлогения. 2014. № 57. С. 49-62.

42. Valley J.W. Oxygen Isotopes in Zircon // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. Vol. 53. № 1. P. 343-385. DOI: 10.2113/0530343

43. Watson E.B., Cherniak D.J. Oxygen diffusion in zircon // Earth and Planetary Science Letters. 1997. Vol. 148. Iss. 3-4. P. 527-544. DOI: 10.1016/S0012-821X(97)00057-5

44. Peck W.H., Valley J. W., Wilde S.A. et al. Oxygen isotope ratios and rare earth elements in 3.3 to 4.4 Ga zircons: Ion microprobe evidence for high S18O continental crust and oceans in the Early Archean // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2001. Vol. 65. Iss. 22. P. 4215-4229. DOI: 10.1016/S0016-7037(01)00711-6

45. Valley J. W., Lackey J.S., Cavosie A.J. et al. 4.4 billion years of crustal maturation: oxygen isotope ratios of magmatic zircon // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2005. Vol. 150. Iss. 6. P. 561-580. DOI: 10.1007/s00410-005-0025-8

46. Hayden L.A., Watson E.B., WarkD.A. A thermobarometer for sphene (titanite) // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2008. Vol. 155. Iss. 4. P. 529-540. DOI: 10.1007/s00410-007-0256-y

47. Grimes C.B., John B.E., Cheadle M.J. et al. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2009. Vol. 158. Iss. 6. P. 757-783. DOI: 10.1007/s00410-009-0409-2

Авторы: С.Г.Скублов, д-р геол.-минерал. наук, главный научный сотрудник, профессор, skublov@yandex.ru, https://orcid.org/0000-0002-5227-4260 (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия; Санкт-Петербургский горный университет императрицы Екатерины II, Санкт-Петербург, Россия), Е.В.Левашова, канд. геол.-минерал. наук, научный сотрудник, https://orcid.org/0000-0002-0814-1428 (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург,Россия), М.Е.Мамыкина, аспирант, https://orcid.org/0000-0002-8352-2407(Санкт-Петербург-ский горный университет императрицы Екатерины II, Санкт-Петербург, Россия), Н.И.Гусев, заведующий отделом, https://orcid.org/0000-0002-3461-0961 (Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П.Карпинского, Санкт-Петербург, Россия), А.И.Гусев, д-р геол.-минерал. наук, профессор, https://orcid.org/0000-0001-7840-0272 (Алтайский государственный гуманитарно-педагогический университет им. В.М.Шукшина, Бийск, Россия).

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.