CC BY
17
Й
Научная статья УДК 553.411 (470.21)
U-Pb (SHRIMP-RG) возраст циркона из редкометалльных (Li, Cs)
пегматитов месторождения Охмыльк зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья (северо-восток Фенноскандинавского щита)
Н.М.КУДРЯШОВН, О.В.УДОРАТИНА2, А.А.КАЛИНИН1, Л.М.ЛЯЛИНА1, Е.А. СЕЛИВАНОВА1, М.ДЖ.ГРОУВ3
1 Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты, Россия
2 Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН, Сыктывкар, Россия
3 Стэнфордский университет, Стэнфорд, Калифорния, США
Как цитировать эту статью: Кудряшов Н.М., Удоратина О.В., Калинин А.А., Лялина Л.М., Селиванова Е.А., Гроув М.Дж. и-РЬ (SHRIMP-RG) возраст циркона из редкометалльных (У, Cs) пегматитов месторождения Охмыльк зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья (северо-восток Фенноскандинавского щита) // Записки Горного института. 2022. Т. 255. С. 448-454. DOI: 10.31897/РМ1.2022.41
Аннотация. Приведены результаты изотопно-геохронологического изучения циркона из редкометалльных пегматитов месторождения Охмыльк. Достоверные данные о возрасте лепидолит-сподумен-поллуцитовых пегматитов этого и других пространственно расположенных в пределах архейского зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья месторождений отсутствовали. Предполагаемые оценки указывали на широкий временной диапазон, укладывающийся в период 2,7-1,8 млрд лет. Циркон в исследованных пегматитах характеризуется внутрифазовой неоднородностью, где выделяются центральные и краевые зоны. В центральных зонах наблюдаются незначительные изменения, они имеют пятнистую структуру и обогащены включениями оксидов урана. По результатам рентгеноструктурного анализа в этих зонах полностью сохранилась кристалличность циркона. В краевых зонах циркона произошла полная перекристаллизация с изменением первоначальной и-РЬ изотопной системы. Новые и-РЬ (по циркону) изотопно-геохронологические данные возрастом 2607+9 млн лет отражают время кристаллизации пегматитовых жил месторождения Охмыльк. Изотопные данные с возрастом —1,7-1,6 млрд лет указывают на более поздние гидротермально-метасоматические преобразования. Полученные результаты свидетельствуют о неоархейском времени образования месторождения Охмыльк на рубеже 2,65-2,60 млрд лет, отражая глобальную эпоху пегматитообразования, с которой связаны формирования крупнейших мировых редкометалльных месторождений.
Ключевые слова: редкометалльные (У, Cs) пегматиты; и-РЬ изотопный возраст; SHRIMP-RG; циркон; месторождение Охмыльк; Фенноскандинавский щит
Благодарность. Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ (грант № 22-27-00589).
Поступила: 18.04.2022 Принята: 25.05.2022 Онлайн: 26.07.2022 Опубликована: 26.07.2022
Введение. Редкометалльные пегматиты являются важным источником редких металлов, включая литий, цезий, тантал, ниобий, бериллий, рубидий, скандий, редкие земли, и распространены на всех континентах в широком возрастном интервале - от раннего докембрия до палеозоя [1-5]. Характерной особенностью редкометалльных пегматитов является их приуроченность к докембрийским зеленока-менным поясам, заложенным вдоль зон древних глубинных разломов. Установлено четкое проявление редкометалльной минерализации в пегматитовых жилах при их залегании в породах основного состава. Важными задачами при изучении редкометалльных пегматитов являются установление их генетической связи с гранитами (если она есть) и определение времени рудной минерализации. Ответы на эти вопросы связаны с изотопно-геохронологическими исследованиями, направленными на установление времени формирования как родоначальных для пегматитов гранитов, так и непосредственно самих пегматитов. Зеленокаменный пояс Колмозеро-Воронья приурочен к центральной части сутур-ной зоны, отделяющей Мурманский домен от Центрально-Кольского и Кейвского доменов. Пояс представлен осадочно-вулканогенными породами позднеархейского возраста (2,9-2,5 млрд лет). В его пределах сконцентрированы месторождения редкометалльных пегматитов (Ы, С8 с попутными
Ta, Be). В северо-западной части пояса расположены месторождения лития и цезия Охмыльк, Васин-Мыльк, Оленинское и Полмостундра, в юго-восточной части - крупнейшее месторождение сподуме-новых пегматитов Колмозерское. Пегматитовые поля ряда месторождений, обнажающиеся в северозападной части пояса, размещены среди амфиболитов. Колмозерские сподуменовые пегматиты прорывают интрузивное тело габбро-анортозитов Патчемварекского массива возрастом 2,93 млрд лет [6]. Возраст пегматитов, выделяемых в пределах пояса, по изотопно-геохронологическим определениям разными методами оценивается в широком диапазоне - 2,7-1,8 млрд лет [7-10]. Учитывая сложную и многостадийную историю формирования гранит-пегматитовых систем, для изотопно-геохронологического изучения наряду с цирконом стали все чаще использовать и другие акцессорные минералы-геохронометры: апатит, микролит, касситерит, минералы группы колумбита-танталита, граната и др. [11-15]. Так, в пегматитах лепидолит-поллуцитового месторождения Васин-Мыльк были выделены две резко отличающиеся по составу генерации циркона: высокоурановые единичные кристаллы ранней генерации и основная масса практически безуранового высокогафниевого циркона поздней генерации. Для циркона поздней генерации, в котором содержания урана составляли всего 0,2-0,3 ppm, не представлялось возможным определение U-Pb возраста [9], поэтому был проанализирован U-Pb (ID TIMS) методом микролит ранней генерации, возраст которого составил 2,45 млрд лет [8]. Не существует и общепринятой точки зрения относительно генетической принадлежности пегматитов к тем или иным гранитоидам, установленных в районе размещения пегматитовых жил пояса. Определения возрастных данных для гранитоидов как возможных источников вещества редкометалльных пегматитов северо-западного поля оценивается ~ 2,5 млрд лет, для юго-восточной части пояса, в районе размещения сподуменовых пегматитов Колмозерского месторождения, определен возраст турмалин-му-сковитовых гранитов 2,8-2,7 млрд лет [16, 17].
Геологическая характеристика месторождения Охмыльк. Лепидолит-сподуменовые пегматиты месторождения Охмыльк залегают в амфиболитах полмостундровой свиты осадочно-вулкано-генных толщ зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья и располагаются на контакте со ставролит-биотитовыми гнейсами и олигоклазовыми гнейсо-гранитами (рис.1). Пегматитовое поле месторождения занимает около 600 м2, прослеживается по простиранию на 1,25 км и характеризуется высокой насыщенностью пегматитовыми жилами удлиненной линзообразной формой, приближающейся к эллипсообразной. Жилы залегают несогласно во вмещающих их амфиболитах, обладая северозападным простиранием и юго-западным падением под пологими углами, в отличие от северо-западного простирания и крутого северо-восточного падения амфиболитов. Пегматиты содержат многочисленные ксенолиты амфиболитов и биотитовых гнейсов. Ксенолиты окружены турмалиновой коркой и веером конусовидных кристаллов турмалина, перпендикулярных их поверхности. Жильные тела различаются формой, внутренним строением и минеральным составом, но в пределах пегматитового поля может быть обозначена общая тенденция в смене сложных, зональных жил с богатой минерализацией, развитых на юго-востоке поля, жилами с простым строением и составом на северо-западе [18]. Хорошо выраженное зональное строение наблюдается как в поперечных сечениях жил, так и по простиранию и осложнено частой перемежаемостью участков различного состава. Сподумен встречается во всех центральных зонах, достигая в среднем порядка 10 %. Другой особенностью пегматитов является ориентированное расположение столбчатых кристаллов сподумена и турмалина, растущих перпендикулярно зальбандам по всей мощности жил. На месторождении выделяются три типа пегматитов со взаимными переходами: мусковит-турмалиновый (с черным турмалином); мусковит-сподумен-турмалиновый (с черным турмалином); лепидолит-кунцит-турмалиновый (с розовым турмалином).
В пегматитах пояса Колмозеро-Воронья установлено более 80 минералов, представляющих классы: силикаты и их аналоги, оксиды и гидроксиды, соли кислородных кислот (фосфаты, карбонаты), сульфиды и их аналоги, галогениды, самородные элементы. К особенностям минералогии рассматриваемых гранитных пегматитов отнесены:
• полигенеративность, установленная для всех породообразующих минералов (кварц, микроклин, плагиоклазы, мусковит, сподумен) и многих второстепенных и акцессорных (группы колумбита, гранатов, турмалина, трифилина и др.);
• наличие поздней стадии рекристаллизации и формирования агрегатов сахаровидного альбита в ус ловиях существенно закрытой системы;
35°34'
68°27'
Л \
\
го *
\б0
"X. 4.55
60
X v
V Ж \
Л
ч65
N \
\ \
\
\55 §5 • \ 4 S?
л*:, -4
V
> 'УЙГ
s
v Aw V
4 ЧлР^
"А
\ \
\
/
Ч\,
\ \
V
-X.
V
\60 \
\ \
\
ч75
v60 \
\
\ \
\ \
250 Ч1-
\ ч
\S5v
N^S
\\
V
л
• слабо изученное гипергенное минера-лообразование, но представляющее интерес для понимания процессов миграции ряда элементов и ореолов их рассеяния, как поисковых критериев [18-20] (среди гипергенных установлены ранее неизвестные для этих пегматитов минералы: берманит, группа артурита, рансье-ит, тодорокит).
Методология. Для получения минералогической информации циркон изучался в штуфных образцах, из отдельных кусочков которых были подготовлены плоскополированные препараты (аншлифы). В штуфных образцах циркон проанализирован рентге-ноструктурным методом: порошковые рентгенограммы получены фотометодом на УРС-55, камера РКД 114,6 мм, 40 kV, 15 mA, Fe-излучение. Внутренняя анатомия циркона исследовалась в аншлифах с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO-1450 (Carl Zeiss Microscopy, Германия), оборудованного системой с рентгеновским энергодисперсионным детектором ULTIM MAX 100 (OXFORD Instruments, Британия). Локальное U-Pb изотопно-геохронологическое исследование циркона было выполнено в центре SUMAC Стэн-фордского университета и Геологической службы США на ионном мультиколлектор-ном микрозонде SHRIMP-RG по методике, описанной в [21, 22]. Обработка аналитических данных проводилась по программе SQUID-2. Определение Ti, Fe, Y, REE, Hf, U, Th происходило одновременно при воздействии вторичных ионов на выбранную точку на поверхности циркона, т.е. в точке датирования. Концентрации элементов-примесей были рассчитаны относительно состава циркона Мадагаскар Грин (MAD) [23]. Для построения спектров распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в цирконе значения были нормированы на состав хондрита CI [24]. Температура кристаллизации циркона оценивалась с помощью термометра Ti-in-Zrn [25]. При построении U-Pb диаграмм c конкордией использовалась программа ISOPLOT/Ex.
Результаты и обсуждение. Циркон, выделенный из пробы KV-120, представлен идиоморф-ными, изометричными и близкими к изометричным дипирамидальными, дипирамидально-приз-матическими полупрозрачными трещиноватыми кристаллами, реже - ксеноморфными зернами серого и серо-коричневого цвета. Размеры не превышают 1 мм и часто составляют 0,3-0,5 мм. Индивиды циркона развиты преимущественно с альбитом и кварцем. Нередки срастания циркона с минералами группы колумбита (рис.2, a), что указывает на частично одновременную кристаллизацию танталита-(Mn) и внешних участков циркона. По данным [26] танталит-(Mn) является наиболее поздней генерацией минералов группы колумбита.
Внутренние зоны циркона проявляют признаки незначительного вторичного (посткристаллизационного) изменения в виде участков с пятнистой структурой (рис.2, а), но в этих зонах нет видимых пористых зон, характерных для сильно измененного циркона [27, 28]. Во внутренних участках циркона содержатся многочисленные микронных размеров включения других фаз, среди которых преобладают U(±Pb)-оксиды (рис.2, б). Изометричные формы (квадратные и шестиугольные сечения) включений, высокая степень идиоморфизма и качественный состав позволяют рассматривать их
[^12 Щ4 |13———15 Г^1б
Рис. 1. Месторождения редкометалльных пегматитов Охмыльк (составлена И.В.Гинзбург (1950) с авторскими изменениями)
1 - лепидолит-сподумен-турмалиновые пегматиты; 2 - мусковит-турмалиновые пегматиты; 3 - олигоклазовые гнейсо-граниты;
4 - амфиболиты: а - массивные, Ь - овоидные; 5 - биотитовые гнейсы с прослоями гранат-биотитовых гнейсов; 6 - ставролит-биотитовые гнейсы и мусковитовые кварциты; 7 - элементы залегания; 8 - место отбора пробы для изотопно-геохронологических исследований
Рис.2. Циркон в отраженных электронах (BSE): a - взаимоотношения циркона с акцессорными и породообразующими минералами; б - включения оксидов урана в цирконе; в - перекристаллизованная кайма (светлая в BSE) вокруг первичного циркона, содержащего включения оксидов урана Zrn - циркон; Qz - кварц; Ab - альбит; Ap - апатит; Kfs - калиевый полевой шпат; Clb - колумбит; Mn-oxide - оксид марганца; U-oxide - оксид урана
как кубические и кубоктаэдрические кристаллы уранинита и02, сингенетически кристаллизовавшиеся с цирконом. Таким образом, процессы посткристаллизационного изменения неглубоко затронули исходный циркон из пегматитов, сохранив его кристаллическое состояние. На кристаллическое состояние циркона указывают и проведенные рентгеноструктурные исследования. В строении циркона присутствует фазовая неоднородность, выраженная наличием узких, идио-морфно обрастающих циркон, внешних кайм (рис.2, в). Внешние каймы более светлые, однородные, имеют различную мощность и проявлены не на всех индивидах. Каймы разбиты трещинами, радиально расходящимися от границы с внутренней зоной. Граница между внутренней и внешней зонами четкая, без постепенных переходов (рис.2, в).
Спектры РЗЭ в исследованных цирконах имеют дифференцированный характер распределения от легких к тяжелым. Спектры точек 1.1, 1.2, 2.1 и 4.1 похожи, характеризуются общим высоким содержанием РЗЭ (300-722 ррт), относительно пологим спектром легких РЗЭ (8т/Ьап варьирует от 0,96 до 34,7), имеют положительную Се-аномалию (Се/Се* = 5-46) и обогащены тяжелыми РЗЭ (283-719 ррт) (табл.1, рис.3). Описанные спектры распределения характерны для циркона магматического генезиса [29]. Спектры точек 3.1 и 3.2 повторяют общий рисунок приведенных спектров, но заметно отличаются. Так, для них характерно очень низкое общее содержание РЗЭ (11-12 ррт) и резкое обеднение тяжелыми РЗЭ (7,9-10,1 ррт). Отмечается небольшая отрицательная Ег-аномалия и хорошо выраженная положительная Се-аномалия (Се/Се* = 10-13). Подобный спектр распределения РЗЭ отражает процесс перекристаллизации исходного циркона. Таким образом, рассмотренные особенности распределения редких и редкоземельных элементов позволяют выделить в пределах кристаллов циркона две зоны: обогащенную РЗЭ первичного циркона и значительно обедненную этими элементами. Из табл.1 также видны низкие содержания иттрия (У = 8-9 ррт) в каймах по сравнению с его внутренними зонам (У = 400-700 ррт).
Определение температуры кристаллизации циркона является важным фактором оценки кристаллизующейся среды. Циркон из редкометалльных пегаматитов месторождения отличается концентрациями Т в разных зонах: во внутренних, измененных зонах циркона содержание Т составляет в среднем 10 ррт; в перекристаллизованных краевых - около 65 ррт. К температурам кристаллизации циркона, рассчитанным с помощью Тьтермометра, следует подходить осторожно, поскольку для более точной оценки температур кристаллизации содержания Т в цирконе не должны превышать 30 ррт [25]. Для внутренних участков циркона значения температуры можно оценить в 600-800 °С, для внешних кайм (точки 3.1 и 3.2) - более 900 °С (табл.1).
10000
1000 -
100 -
10 -
1 ■ О 1
001
La Се 1.1
Nd Sm Ed Gd Dy в-4.1 —■— 2 1 —■— 12 -
3.2
Yb 3 1
Рис.3. Распределение РЗЭ в цирконе из редкометалльных пегматитов (нормирован на хондрит по [241)
2616+15 2619+14 1.2
V
2607+14
¡ы
3.1
1719+65
1666Í23
J щ
4.1
2582Í29
500 цт
Рис.4. Кристаллы циркона в отраженном свете с нанесенными на них аналитическими точками, соответствующим табл. 1 и 2, и результатами датирования (по 207РЬ/206РЬ, млн лет) Светлое - участки циркона, вскрытые для анализа
2.1
Таблица 1
Содержание редкоземельных и редких элементов (ppm), температура кристаллизации циркона
Элемент Точка циркона
1.1 1.2 2.1 3.1 3.2 4.1
Ti48 13,9 2,96 24,7 42,6 83,5 1,09
Fe 0,54 0,07 0,50 0,19 0,71 1,80
Y 668 736 399 8,1 9,1 22,6
La 0,050 0,052 0,047 0,042 0,046 0,033
Ce 38,7 3,21 1,85 1,88 2,38 25,9
Nd 4,17 0,13 0,12 0,26 0,22 0,83
Sm 1,08 0,18 0,03 0,03 0,10 0,27
Eu 0,013 0,005 0,012 0,005 0,013 0,009
Gd 1,46 0,56 0,99 0,095 0,076 0,71
Dy 41,9 38,8 23,5 5,78 4,02 20,3
Er 59,8 74,6 41,9 0,35 0,47 15,9
Yb 500 605 476 3,9 3,3 246
Hf 64757 73206 72867 112747 98096 167955
Eu/Eu* 0,88 0,05 0,22 0,29 0,44 0,06
Ce/Ce* 45,7 21,4 13,0 9,65 12,6 5,29
ZREE 647 722 544 12,3 10,6 300
ZLREE 42,9 3,38 2,02 2,18 2,66 16,7
ZHREE 603 719 543 10,1 7,87 283
Ybn/Lan 14768 17243 14774 136 106 11178
Smn/Lan 34,7 5,5 0,96 1,15 3,63 3,36
T(Ti), °C 778 643 838 903 994 573
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
KV-120
2607+9 млн лет СКВО = 0,87 1.2
и = 4
1.1>
2600 ""2800
2400
' 220021
^ 4.1
y¿ 154+150 млн лет —i-1-1-1-
11 13
207РЬ/235и
15
17
Рис.5. Конкордия для циркона из редкометалльных пегматитов месторождения Охмыльк
Для проанализированных точек циркона (1.1, 1.2, 2.1 и 4.1) была построена дискордия (табл.1, рис.4, 5). Для них получен дискордантный возраст 2607±9 млн лет, СКВО = 0,87 (рис.5). Аналитические точки 3.1 и 3.2, вероятно, отражают возрасты краевой перекристаллизованной зоны одной из граней кристалла и в расчет дискордии не включались. Как видно на рис.5, все аналитические данные дискор-дантны и свидетельствуют о нарушении и-РЬ системы за счет неравномерного распределения урана и свинца в точках измерения. В перекристаллизованных каймах циркона (3.1 и 3.2) концентрации урана составили 0,17-0,19 %, тогда как в неизмененных точках циркона (1.1, 1.2, 2.1 и 4.1) содержание урана в несколько раз выше и составляет 3,01-4,12 %. Таким
9
образом, верхнее пересечение дискордии с конкордией, отвечающее возрасту 2607±9 млн лет, можно принять за возраст кристаллизации циркона. Полученный возраст циркона около 1,7-1,6 млрд лет отвечает более позднему гидротермально-метасоматическому этапу. Аналитические данные с возрастом ~1,7-1,6 млрд лет свидетельствуют о более позднем, предположительно, гидротермально-метасоматическом процессе.
Таблица 2
Результаты U-Pb изотопного исследования циркона из пегматитов месторождения Охмыльк
Номер точки 206Pbc, Содержания, % 232Th/238U Изотопные отношения, % RhO Возраст, млн лет D,
% 206pb* U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 206Pb/238U 207Pb/206Pb %
KV-120-4.1 0,02 2,19 4,12 0,056 0,139±0,8 9,593±10,1 0,403±10,1 0,985 2184±23 2582±29 +18
KV-120-1.1 0,06 1,59 3,15 0,053 0,145±0,5 13,201±4,9 0,543±5,1 0,985 2796±22 2619±14 +7
KV-120-1.2 0,07 1,78 3,69 0,085 0,170±1,3 15,656±5,0 0,645±5,2 0,985 3209±28 2616±15 -18
KV-120-2.1 0,06 1,54 3,01 0,021 0,179±1,1 11,634±5,1 0,482±5,1 0,985 2536±29 2607±14 +3
KV-120-3.2 0,02 0,06 0,17 0,011 0,181±0,5 4,570±7,3 0,324±7,4 0,997 1810±33 1666±23 -8
KV-120-3.1 0,06 0,08 0,19 0,011 0,183±0,4 6,886±5,6 0,474±5,3 0,950 2503±25 1719±65 -31
Примечание. Ошибка в калибровке стандарта соответствовала 0,29 %. Погрешности даны на уровне 1а, 206РЬс и 206РЬ* указывают содержания обыкновенного и радиогенного свинца соответственно. Измеренные отношения скорректированы на 204РЬ, D - дискордантность: D = 100[возраст (207РЬ/206и) / возраст (206РЬ/238и) - 1]; К^О - коэффициент корреляции между ошибками определения отношений 206РЬ/238и и 207РЬ/235и. Значения исправлены на масс-фракционирование, холостое загрязнение и обыкновенный свинец по модели [30].
Заключение. Циркон месторождения Охмыльк кристаллизовался на пегматитовом этапе в парагенетической ассоциации с группой пирохлора, молибденитом-1, арсенопиритом и уранини-том-1 [18, 20]. Избыток урана циркон захватывал в свою кристаллическую решетку в качестве изоморфной примеси, где кристаллизовался в виде самостоятельной фазы - уранинита (иО2). Под воздействием водных флюидов и за счет радиоактивного распада высокоурановый циркон приобрел незначительные посткристаллизационные изменения, которые не носили интенсивный характер, что способствовало сохранности кристаллического состояния циркона. Флюидная фаза способствовала выносу части радиогенного свинца, о чем свидетельствует дискордантное положение аналитических данных при изотопно-геохронологических исследованиях. Циркон метасоматиче-ского этапа, проявленный в виде внешних кайм на первичном цирконе, образовался совместно с минералами групп колумбита, трифилина, апатита, турмалина и бериллом [20]. Полученный изотопный возраст циркона 2607±9 млн лет определяет время его кристаллизации и служит надежной оценкой времени формирования месторождения Охмыльк, отражая глобальную эпоху пегматито-образования, с которой связаны формирования крупнейших мировых редкометалльных месторождений [26]. Образование внешних кайм циркона связано с его полной перекристаллизацией в па-леопротерозойское время (1,7-1,6 млрд лет назад).
Авторы выражают благодарность профессору А-В.Волошину за поддержку и помощь при изучении пегматитов Кольского региона, а также сотрудникам группы сепарации вещества Геологического института ФИЦКНЦРАН.
ЛИТЕРАТУРА
1. Cerny P. Rare-element granite pegmatites. Part I. Anatomy and internal evolution of pegmatite deposits // Geoscince Canada. 1991. Vol. 18. № 2. P. 49-67.
2. London D. Pegmatites // The Canadian Mineralogist. Special Publication. Quebec: Society of Economic Geologists. 2008. Vol. 10. 368 p. DOI: 10.2113/gsecongeo.103.8.1730
3. London D. Ore-forming processes within granitic pegmatites // Ore Geology Reviews. 2018. Vol. 101. P. 349-383. DOI: 10.1016/j. oregeorev.2018.04.020
4. Tkachev A. V. Evolution of metallogeny of granitic pegmatites associated with orogens throughout geological time // Geological Society. 2011. Vol. 350. P. 7-23. DOI: 10.1144/SP350.2
5. Mccauley A., Bradley D.C. The global age distribution of granitic pegmatites // The Canadian Mineralogist. 2014. Vol. 52. Iss. 2. P. 183-190. DOI: 10.3749/canmin.52.2.183
6. Кудряшов Н.М., Мокрушин А.В. Мезоархейский габбро-анортозитовый магматизм Кольского региона: петрохимиче-ские, геохронологические и изотопно-геохимические данные // Петрология. 2011. Т. 19. № 2. С.173-189.
7. Пушкарев Ю.Д., Кравченко Е.В., Шестаков Г.И. Геохронометрические реперы докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука, 1978. 136 с.
8. Кудряшов Н.М., Лялина Л.М., Апанасевич Е.А. Возраст редкометалльных пегматитов месторождения Васин-Мыльк (Кольский регион): результаты геохронологического U-Pb-исследования микролита // Доклады Академии наук. 2015. Т. 461. № 4. С. 437-441. DOI: 10.7868/S0869565215100205
9. KudryashovN.M., Skublov S.G., Galankina O.L. etal. Abnormally high-hafnium zircon from rare-metal pegmatites of the Vasin-Mylk deposit (the northeastern part of the Kola Peninsula) // Geochemistry. 2019. Vol. 80. Iss. 3. DOI: 10.1016/j.geoch.2018.12.001
10. Морозова Л.Н. Колмозерское литиевое месторождение редкометалльных пегматитов: новые данные по редкоэлемент-ному составу (Кольский полуостров) // Литосфера. 2018. Т. 18. № 1. С. 82-98. DOI: 10.24930/1681-9004-2018-18-1-082-098
11. Chew DM, Sylvester J.P., Tubrett M.N. U-Pb and Th-Pb dating of apatite by LA-ICPMS // Chemical Geology. 2011. Vol. 280. Iss. 1-2. P. 200-216. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2010.11.01
12. Ризванова Н.Г., Скублов С.Г., Черемазова Е.В. Возраст гидротермальных процессов в центрально-иберийской зоне (Испания) по данным U-Pb датирования касситерита и апатита // Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283. DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275
13. Скублов С.Г., Красоткина А.О., Макеев А.Б. и др. Первые данные о возрасте (U-Pb метод, TIMS, LA-ICP-MS) рутила из полиминерального рудопроявления Ичетъю, Средний Тиман // Записки Горного института. 2018. Т. 232. С. 357-363. DOI: 10.31897/PMI.2018.4.357
14. Salnikova E.B., Chakhmouradian A.R., Stifeeva M. V. et al. Calcic garnets as a geochronological and petrogenetic tool applicable to a wide variety of rocks // Lithos. 2019. Vol. 338-339. P. 141-154. DOI: 10.1016/j.lithos.2019.03.032
15. Hao-Cheng Yu, Kun-Feng Qiu, Callum J. et al. HetheringtonApatite as an alternative petrochronometer to trace the evolution of magmatic systems containing metamict zircon // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2021. Vol. 176. № 68. DOI: 10.1007/s00410-021-01827-z
16. Кудряшов Н.М., Удоратина О.В., Кобл M.A., Стешенко Е.Н. Оценка времени формирования редкометалльных пегматитов зоны Колмозеро-Воронья на основе изотопно-геохронологического исследования циркона (SHRIMP RG) из турма-лин-мусковитовых гранитов // Материалы VII Российской конференции по изотопной геохронологии, 20-22 ноября 2017, Москва, Россия. Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (Москва), 2018. С. 161-163.
17. Kudryashov N.M., Udoratina O. V., Coble M., Steshenko E.N. Geochronological and Geochemical Study of Zircon from Tourmaline-Muscovite Granites of the Archaean Kolmozero-Voronya Greenstone Belt: Insights into Sources of the Rare-Metal Pegmatites // Minerals. 2020. Vol. 10. Iss. 9. № 760. DOI: 10.3390/min10090760
18. СоседкоА.Ф. Материалы по геологии и геохимии гранитных пегматитов. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 152 с.
19. Волошин А.В., Пахомовский Я.А. Минералогия тантала и ниобия в редкометалльных пегматитах. Л.: Наука, 1988. 240 с.
20. ГордиенкоВ.В. Минералогия, геохимия и генезис сподуменовых пегматитов. Л.: Недра, 1970. 240 с.
21. Ireland T.R. Ion Microprobe Mass-Spectrometry: Techniques and Applications in Cosmochemistry and Geochronology // Advances in Analytical Geochemistry. 1995. Vol. 2. P. 1-118.
22. Coble M.A., Vazquez J., Barth A.P. et al. Trace Element Characterization of MAD-559 Zircon Reference Material for Ion Microprobe Analysis // Geostandards and Geoanalytical Research. 2018. Vol. 42. Iss. 4. P. 481-497. DOI: 10.1111/ggr.12238
23. Barth A.P., Tani K., Meffre S. Generation of silicic melts in the early Izu-Bonin arc recorded by detrital zircons in proximal arc volcaniclastic rocks from the Philippine Sea // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2017. Vol. 18. Iss. 10. P. 3576-3591. DOI: 10.1002/2017GC006948
24. McDonough W.F., Sun Sh.S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
25. Ferry J.M., Watson E.B. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2007. Vol. 154. P. 429-437. DOI: 10.1007/s00410-007-0201-0
26. Badanina E. V., Sitnikova M.A., Gordienko V. V. et al. Mineral chemistry of columbite-tantalite from spodumene pegmatites of Kolmozero, Kola Peninsula (Russia) // Ore Geology Reviews. 2015. Vol. 64. P. 720-735. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2014.05.009
27. Nasdala L., Hanchar J.M., Rhede D. et al. Retention of uranium in complexly altered zircon: An example from Bancroft, Ontario // Chemical Geology. 2010. Vol. 269. Iss. 3-4. P. 290-300. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2009.10.004
28. Zamyatin D.A., Shchapova Yu. V., Votyakov S.L. Alteration and chemical U-Th-total Pb dating of heterogeneous high-uranium zircon from a pegmatite from the Aduiskii massif, middle Urals, Russia // Mineralogy and Petrology. 2017. Vol. 111. P. 475-497. DOI: 10.1007/s00710-017-0513-3
29. 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
30. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26. Iss. 2. P. 207-221. DOI: 10.1016/0012-821X(75)90088-6
Авторы: Н.М.Кудряшов, канд. геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник, nik@geoksc.apatity.ru, https://or-cid.org/0000-0003-0918-0995 (Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты, Россия), О.В.Удоратина, канд. геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник, https://orcid.org/0000-0001-9956-6271 (Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН, Сыктывкар, Россия), А.А.Калинин, канд. геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник, https://orcid.org/0000-0003-4952-0333 (Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты, Россия), Л.М.Лялина, канд. геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник, https://orcid.org/0000-0002-5875-5348 (Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты, Россия), Е.А.Селиванова, канд. геол.-минерал. наук, ведущий научный сотрудник, https://orcid.org/0000-0002-1116-7549 (Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты, Россия), М.Дж.Гроув, профессор геол. наук, https://orcid.org/0000-0002-7536-0559 (Стэнфордский университет, Стэнфорд, Калифорния, США).
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
