Rare-metal alaskites of the Mankhambo massif (Northern Urals): U-Pb (SIMS) data and isotope-geochemical characteristics
- Authors: Udoratina O.V.1, Shuisky A.S.1
-
Affiliations:
- Institute of Geology named after academician N. P. Yushkin, Komi Science Centre of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences
- Issue: No 3 (2025): Науки о Земле
- Pages: 53-67
- Section: Articles
- URL: https://journals.rcsi.science/1994-5655/article/view/296201
- DOI: https://doi.org/10.19110/1994-5655-2025-3-53-67
- ID: 296201
Cite item
Full Text
Abstract
The study focuses on rare-metal alaskites discovered within the Mankhambo granitoid massif (Northern Urals).
Petrographic-mineralogical and petro-geochemical analyses were conducted. The crystallization age was determined using U-Pb dating (SIMS) on single zircons; the Hf isotopic composition was analysed by LA ICP MS.
The rocks are highly differentiated alaskites (Zr/Hf<25), formed in an intraplate geodynamic setting. They exhibit elevated concentrations of Ga, Nb, Ta, Th, HREE along with low Zr/Hf, Nb/Ta, Y/Ho ratios. Singenetic rare-metal mineralization (fergusonite, aeschynite , Nb-Ta-bearing titanite, brannerite) was identified. Three zircon types were identified: xenogenic (527–512 Ma and 1479 Ma); ‘reticulate’ and ‘porous’ (337.6±7.3 Ma) crystals. The latter show low Th/U ratios, La anomalies in REE patterns indicating the Earth’s fluid activity. The composition points of zircons are located outside the magmatic/hydrothermal fields, which is related either to the disturbance of the U-Pb system or to the specificity of rare-metal melts. The crystallization temperature of rocks ranges from 790 to 677 °C. Positive εHf(t) values (from +0.38 to +6.8) indicate a juvenile mantle source. The TDM2 model age (1.11–0.82 Ga) means the involvement of ancient crustal material in melt generation.
The Mankhambo alaskites represent a late-stage pulse of granitic melt derived from a deep juvenile source, which is genetically distinct from the main magmatic phase of the massif. Their crystallization from highly fractionated melts in upper-crustal chambers resulted in unique mineralogical and geochemical features. By the estimated age, the alaskites belong to the Ponino alkaline hypabyssal complex C3-Ppn.
Full Text
Введение
На севере Урала крупнейшими гранитными массивами являются Маньхамбовский и Ильяизский, слагающие ядро Маньхамбовского блока (рис. 1 а–в). Породы массивов выведены на поверхность на Северном Урале в поле распространения доуралид (протоуралид, тиманид) Ляпинско-Кутимского мегаантиклинория Центрально-Уральского поднятия. Гранитоиды отнесены к сальнеро-маньхамбовскому комплексу, Маньхамбовский массив является одним из его петротипов [4].
Рисунок 1. а – положение района исследований на геолого-тектонической карте Урала [1, 2 с изменениями]: 1 – Тиман; 2 – Предуральский краевой прогиб; 3 – Западно–Уральская мегазона; 4 – Центрально–Уральская мегазона; 5 – Тагило–Магнитогорская мегазона; 6 – Восточно-Уральская мегазона; 7 – Зауральская мегазона; 8 – пермские, мезозойские, кайнозойские отложения; 9 – Казахстанский кратон; Е-О – поднятия Енганепэ и Оченырд, Х – Харбейский блок, Щ – Щучьинская зона, В-Р – Войкаро-Райизская зона, ЛА – Ляпинский антиклинорий, ИШ – Ишеримский блок, ГУР(Н) – главный уральский разлом (надвиг), 60–64º с. ш. – Северный Урал, 64–65.4º с. ш. – Приполярный Урал, 64–65,4º с. ш. – Приполярный Урал.
б – фрагмент геологической карты севера Урала 1 : 2 500 000 [3].
Условные обозначения: 1 – верхний рифей; 2 – верхний рифей – нижний венд; 3 – венд; 4 – граниты, плагиограниты, кварцевые диориты; 5 – верхний кембрий – нижний ордовик; 6 – ордовик; 7 – нижний ордовик; 8 – перидотиты и дуниты; 9 – нижний силур; 10 – верхний силур; 11 – нижняя-средняя юра; 12 – средняя юра; 13 – меланж тектонический; 14 – геологические границы; 15 – ГУР.
в – северо-восточное окончание массива Маньхамбо (верховье р. Щугор): 1– терригенные толщи с базальными конгломератами в основании (обеизская свита Є3–О2ob); 2 – преимущественно вулканиты основного и кислого составов саблегорской свиты (RF3–Vsb); 3 – преимущественно сланцевые толщи мороинской свиты (Rf3mr); 4 – граниты I фазы; 5 – гранодиориты I фазы; 6 – лейкограниты, аляскиты II фазы; 7 – точки отбора проб.
Figure 1. a – location of the study area on the geological-tectonic map of the Urals [1, 2 with changes]: 1 – Timan; 2 – Pre-Ural Foredeep; 3 – West-Ural Megazone; 4 – Central-Ural Megazone; 5 – Tagil-Magnitogorsk Megazone; 6 – East-Ural Megazone; 7 – Trans-Ural Megazone; 8 – Permian, Mesozoic, and Cenozoic deposits; 9 – Kazakhstan Craton; E-O – Enganepe and Ochenyrd uplifts, Х – Kharbey Block, Щ – Shchuchya Zone, В-Р – Voykaro-Raiz Zone, ЛА – Lyapin Anticlinorium, ИШ – Isherim Block, ГУР(Н) – Main Ural Fault (thrust fault), 60–64° N – Northern Urals, 64–65.4° N – Subpolar Urals, 64–65.4° N – Subpolar Urals.
б – fragment of the geological map of the Northern Urals, scale 1:2,500,000 [3].
Keys: 1 – Upper Riphean; 2 – Upper Riphean – Lower Vendian; 3 – Vendian; 4 – granites, plagiogranites, quartz diorites; 5 – Upper Cambrian – Lower Ordovician; 6 – Ordovician; 7 – Lower Ordovician; 8 – peridotites and dunites; 9 – Lower Silurian; 10 – Upper Silurian; 11 – Lower-Middle Jurassic; 12 – Middle Jurassic; 13 – tectonic mélange; 14 – geological boundaries; 15 – Main Ural Fault.
в – north-eastern end of the Mankhambo massif (upper reaches of the Shchugor River): 1 – terrigenous strata with basal conglomerates at the base (Obeiz suite Є3–О2ob); 2 – predominantly basic and felsic vulcanites of the Sablegorsk suite (RF3–Vsb); 3 – predominantly shale strata of the Moroinsk suite (Rf3mr); 4 – phase I granites; 5 – phase I granodiorites; 6 – leucogranites, phase II alaskites; 7 – sampling points.
Гранитные массивы сближены в пространстве, обладают большим сходством минерального и химического составов слагающих их пород и имеют двухфазное строение. Первая фаза представлена гранитами и лейкогранитами (подчиненную роль имеют кварцевые диориты и гранодиориты (гибридной фации)). Вторая фаза – лейкограниты и аляскиты. Жильную серию слагают аплитовидные граниты, аплиты, реже – пегматиты.
Породы относятся к семействам гранитов, лейкогранитов умеренно-щелочного ряда. Наблюдаемые постепенные переходы не позволяют отнести породы к разным сериям. Биотитовые граниты относятся к I-типу, лейкограниты – к А-типу. Геохимическая типизация гранитоидов (используемая при геодинамических реконструкциях) неоднозначна, часть точек составов попадает в поле внутриплитных образований, часть – в поле позднеколлизионных и постколлизионных [5–7].
Формирование пород массивов, согласно полученным нами в последнее десятилетие данным (U-Pb, SIMS), по единичным зернам цирконов [8 и ссылки в этой работе] происходило в течение среднего-позднего кембрия. Близ субсинхронное формирование гранитоидов Ильяизского массива (I-тип, 520–500 млн лет) и гранитоидов Маньхамбовского массива (А-тип, 520–510 млн лет).
Породы массивов контактируют с образованиями верхнего рифея-венда и перекрываются осадочными отложениями неопределенного возраста, контакты частично тектонические, но наблюдаются и интрузивные [9–15].
Возраст палеонтологически «немых» терригенных отложений, перекрывающих Маньхамбовский массив и вмещающих комплексное редкоземельно-уран-торий-редкометалльное оруденение, является раннеордовикским (U-Pb, LA-ICP-MS) [11, 16, 17]. По другим данным датирования циркона методами U-Pb (TIMS) и LA-ICP- MS, возраст Маньхамбовского массива более древний (среднерифейский), а Ильяизского – более молодой [13, 18]. При этом предполагается, что более поздние ильяизские граниты могли снивелировать первичные изотопные характеристики маньхамбовских.
В пределах массива Маньхамбо А. В. Калиновским обнаружены редкометалльные субщелочные флюоритсодержащие аляскиты [19, с. 9]. Нами получены новые данные: о составе минералов, слагающих аляскиты, петро-геохимические характеристики, геохронологические и изотопно-геохимические.
Материалы и методы
Для изучения использовались образцы и пробы из коллекции А. В. Калиновского (Каменный архив ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН). Исследования проведены в ЦКП «Геонаука» г. Сыктывкара: петрографические (Olympus BX51), микрозондовые (сканирующий микроскоп Tescom Vega 3 LMN с энергодисперсным спектрометром X-Max). Содержания петрогенных оксидов получены классическим химическим методом, F, Be, Pb, Ga, V, Y, Li, Nb – количественным спектральным анализом. Концентрации редких, рассеянных и редкоземельных элементов определены методом нейтронной-активации (La, Ce, Pr*, Nd, Sm, Eu, Gd*, Tb, Dy*, Ho*, Er*, Tm*, Yb, Lu, Rb, Sr, Ba, Sc, Cr, Ni, Zn, Se, As, Sb, Th, U, Br, Hf, Ta, Zr, Au, Li) и рентгено-радиометрическим (Nb, Rb, Ta, Y, Zr) методом в ГЕОХИ РАН (г. Москва).
Монофракции циркона были помещены в эпоксидную шашку вместе со стандартами. Методика исследований описана в работе [20]. Определения возраста кристаллов циркона (U-Pb SIMS) проведены в Стэнфордском университете, США, (SHRIMP RG). Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона получены там же.
Изотопный состав Lu-Hf в продатированных кристаллах циркона определен в Институте геологии и минеральных ресурсов (г. Тяньцзинь, Китай) по методике, согласно работе [21].
Результаты и их обсуждение
Геологическое положение участка работ
Предшественниками (М. В. Фишманом, Б. А. Голдиным, Н. П. Юшкиным, Е. П. Калининым и др. [22]) отмечалось наличие в лейкогранитах зон щелочного метасоматоза, маркируемых флюоритом. А. В. Калиновским в составе крупнейшего на севере Урала гранитоидного массива Маньхамбо описаны субщелочные аляскиты, устойчиво содержащие тонко рассеянные тантало-ниобаты и флюорит [19, с. 9]. Им же обнаружено крупное, более 1,5 км по простиранию, тело аляскитов с постоянным присутствием сингенетичных фергусонита и флюорита.
Обнаруженные и опробованные участки, массив Маньхамбо:
- Северная часть (г. Понъя-Из, обр. 151-154-2),
- Северный склон г. Понъя-Из среди метаморфитов маньинской свиты (обр. 155),
- Северо-восточная часть (верховья р. Щугор), обр. 729-1 (см. рис. 1 в).
Аляскиты наблюдаются в элювиальных развалах, образующих изолированные поля изометричной и вытянутой (дайкообразной) формы. Опробованные породы розовато-белого цвета преимущественно мелкозернистые, массивные. Породы имеют кварц-микроклин-альбитовый состав.
Петрография и минералогия
На разных участках породы имеют неодинаковую сохранность. Под микроскопом наблюдается катаклаз с сохранением на участках гранитной структуры и интенсивная грейзенизация в породах 1 и 2 участков, характерно низкое количество плагиоклаза (альбита), наблюдается развитие микроклина двух генераций и окварцевание с флюоритизацией. Минеральный состав, (об. %): калиевый полевой шпат (микроклин) – 45–55, кварц – 30–45, плагиоклаз (альбит (An0)) – 5–10, слюда (ферроалюмоселадонит) 3–5, кальцит. Акцессорные минералы – алланит, апатит, монацит, циркон, торит, карбонаты тория, титанит (Nb-Ta содержащий), эшинит (эшинит-Th), наблюдаются фергусонит, в том числе (фергусонит-Yb), колумбит, флюорит. Рудные минералы – титаномагнетит, ильменит и гематит. Вторичные минералы представлены альбитом, серицитом, хлоритом (диабантитом). Несмотря на развитие позднего альбита, увеличения содержания натрия не отмечено, но проявлено позднее окварцевание.
По данным микрозондового анализа в пертитовом калиевом полевом шпате, содержание Na2O составляет 0,32–0,43 мас. %. Слюда представлена ферроалюмоселадонитом. Кальцит в породе аллотриоморфнозернистый, поздний.
Минералы редких, редкоземельных и радиоактивных элементов образуют тонко распыленную вкрапленность (рис. 2 а). Они представлены выделениями различного размера оксидов железа, Ta-Nb содержащего титанита ассоциирующего с фергусонитом, алланитом, монацитом, цирконом, эшинитом (эшинитом (Th)) и браннеритом (рис. 2).
Рисунок 2. Формы выделения редкометалльных, редкоземельных и радиоактивных минералов в редкометалльных аляскитах (обр. 729-1): а – общий вид породы, ненарушенная магматическая микроструктура, рассеянное распределение рудных акцессорных минералов; б – сросток (агрегат) титанита (Nb-Ta содержащего титанита) и фергусонита с мусковитом (в – увеличенный фрагмент); г – алланит, эшинит (и эшинит (Th)), циркон в сростках с мусковитом и хлоритом; д – сросток Nb-Ta содержащего титанита и оксидов железа; е – сросток циркона, торита, эшинита (Th), Nb-Ta содержащего титанита, Mn-ильменитом и иксидами железа (ж – увеличенный фрагмент, «ажурный», «сетчатый», «пористый» циркон); з – аллотриаморфозернистый кальцит в граните.
Figure 2. Forms of release of rare-metal, rare-earth and radioactive minerals in rare-metal alaskites (sample 729-1): а – general appearance of the rock, undisturbed magmatic microstructure, scattered distribution of ore accessory minerals; б – intergrowth (aggregate) of titanite (Nb-Ta containing titanite) and fergusonite with muscovite (в – enlarged fragment); г – allanite, aeschynite (and aeschynite (Th)), zircon in intergrowths with muscovite and chlorite; д – intergrowth of Nb-Ta-containing titanite and iron oxides; е – intergrowth of zircon, thorite, aeshinite (Th), Nb-Ta-containing titanite with Mn-ilmenite and iron oxides (ж – enlarged fragment, ‘lacy’, ‘reticulate’, ‘porous’ zircon); з – allotriamorphic granular calcite in granite.
Эшинит и эшинит (Th) образуют выделения неправильной формы размером до 500 мкм в тесном срастании с Nb-Ta содержащим титанитом и браннеритом (рис. 2 б, в, е; рис. 3, а). В составе эшинита содержание (мас., %) Nb2O5 и ThO2 достигает 20 и 9 соответственно (табл. 1). В эшините (Th) концентрации (мас., %) Nb2O5 составляют 9–14, а ThO2 возрастают до 20–40. Присутствующие в эшините примеси Ce2O3, Ta2O5, PbO2, UO2 в эшините (Th) не наблюдаются.
Таблица 1. Химический состав (мас, %) эшинита
Table 1. Chemical composition (wt. %) of aeschynite
Компоненты | Эшинит | Эшинит(Th) | ||||
Рис. 2, № фото, (т.н.) | б, c (5) | г (1) | г (2) | г (3) | г (4) | г (5) |
SiO2 | 5,91 | 8,45 | 10,79 | 6,46 | 5,48 | 6,78 |
TiO2 | 5,04 | 3,16 | 2,13 | 2,7 | 9,06 | 11,91 |
Al2O3 | 1,23 | 2,86 | 3,39 | 1,71 | 1 | 1,73 |
Cr2O3 | 0,48 | - | 0,37 | 0,45 | 0,46 | - |
Fe2O3 | 4,99 | 7,93 | 11,43 | 7,06 | 7,59 | 3,57 |
MgO | - | - | - | 0,3 | - | - |
CaO | 0,59 | 0,72 | 0,69 | 0,81 | 0,75 | - |
Na2O | - | 0,83 | 1,25 | 0,64 | 0,78 | - |
K2O | - | 0,84 | 0,67 | - | - | - |
P2O5 | 4,75 | 6,74 | 5,66 | 6,35 | 8,39 | 9,63 |
Nb2O5 | 19,97 | 13,72 | 11,72 | 14,03 | 9,02 | 11,11 |
Ce2O3 | 0,84 | - | - | - | - | - |
Ta2O5 | 4,08 | - | - | - | - | - |
PbO2 | 5,87 | - | - | - | - | - |
ThO2 | 9,76 | 26,75 | 20,48 | 26,66 | 31,83 | 39,58 |
UO2 | 1,99 | - | - | - | - | - |
Формульные коэффициенты | ||||||
Si | 0,41 | 0,53 | 0,62 | 0,47 | 0,36 | 0,40 |
Ti | 0,26 | 0,15 | 0,09 | 0,15 | 0,45 | 0,53 |
Al | 0,10 | 0,21 | 0,23 | 0,15 | 0,08 | 0,12 |
Сr | 0,03 | 0,03 | 0,03 | 0,03 | ||
Fe | 0,26 | 0,37 | 0,49 | 0,39 | 0,38 | 0,16 |
Mg | - | - | - | 0,03 | - | - |
Ca | 0,04 | 0,05 | 0,04 | 0,06 | 0,05 | - |
Na | - | 0,10 | 0,14 | 0,09 | 0,10 | - |
K | - | 0,03 | 0,02 | - | - | - |
P | 0,28 | 0,36 | 0,27 | 0,39 | 0,47 | 0,48 |
Nb | 0,62 | 0,39 | 0,30 | 0,46 | 0,27 | 0,30 |
Ce | 0,02 | - | - | - | - | - |
Ta | 0,08 | - | - | - | - | - |
Pb | 0,11 | - | - | - | - | - |
Th | 0,15 | 0,38 | 0,27 | 0,44 | 0,48 | 0,54 |
U | 0,03 | - | - | - | - | - |
Примечание. Здесь и далее «–» – не определено.
Note. Hereinafter “–” – not determined.
Рисунок 3. Классификационные диаграммы Nb-Ti-Th для эшинита (а); (Ti+Sn+V+Zr)-(Al+Fe)-(Nb+Ta) для титанита (б); (Ca+Th+U)-Y-REE для фергусонита (в).
Figure 3. Classification diagrams: a) Nb-Ti-Ta for aeschynite; б) (Ti+Sn+V+Zr)-(Al+Fe)-(Nb+Ta) for titanite; в) (Ca+Th+U)-Y-REE for fergusonite.
Ta-Nb содержащий титанит присутствует в виде агрегатов неправильной формы в тесной ассоциации с минералами Y, Th, U, фергусонитом, браннеритом, Th-эшинитом. Титанит (размером первые десятки мкм до первых сотен мкм) является наиболее ранним кристаллизующимся минералом либо присутствует в каймах оксидов железа (рис. 2, б, в, д). В нем отмечаются примеси (мас., %) Nb2O5 (0,98–3,43), Ta2O5 (2–8), Al2O3 (5,28–6,16), FeO (0,84–2,29) (рис. 3 б).
Алланит наблюдается в виде лучистых агрегатов размером до 100–400 мкм, ассоциирующих с цирконом, Nb-Ta содержащим титанитом, эшинитом (Th)) (рис. 2 г), содержание РЗЭ(La+Ce+Nd) составляет 19 мас., %.
Фергусонит отмечается в скоплениях рудных минералов Nb-Ta содержащего титанита, эшинита (и эшинита (Th)) в виде неправильной формы неоднородных агрегатов размером 200–300 мкм (рис. 2 б). Содержание Nb2O5 составляет 47 мас. %, а Y2O3 от 28 до 29 мас. % (табл. 2). Сумма тяжелых РЗЭ (Gd+Dy+Er+Yb) находится в узком диапазоне 10–11 мас. % (рис. 3 в).
Таблица 2. Химический состав (мас, %) титанита, фергусонита и браннерита
Table 2. Chemical composition (wt. %) of titanite, fergusonite and brannerite
Компоненты | Nb-Ta содержащий титанит | Фергусонит | Браннерит | ||||||||
Рис. 2, № фото, (т.н.) | б (3) | б (4) | в (1) | д (1) | е (3) | е (4) | б (1) | б (2) | в (2) | в (3) | в (4) |
SiO2 | 30,76 | 31,64 | 30,52 | 30,64 | 33,43 | 30,26 | - | - | 2,66 | 2,15 | 2,61 |
TiO2 | 26,66 | 22,45 | 28,47 | 25,3 | 25,81 | 27,19 | 1,19 | 0,66 | 4,40 | 4,49 | 4,29 |
Al2O3 | 6,00 | 4,52 | 5,28 | 6,16 | 5,54 | 5,29 | - | - | 1,1 | 0,81 | 0,94 |
Ce2O3 | - | - | - | - | - | - | - | - | 1,17 | - | 0,87 |
FeO* | 1,39 | 2,21 | 0,84 | 1,30 | 1,70 | 2,29 | - | - | 1,52 | 2,06 | 1,74 |
CaO | 26,16 | 25,3 | 25,56 | 25,39 | 26,34 | 25,41 | 0,90 | 0,72 | - | - | - |
P2O5 | - | - | - | - | - | - | - | - | 2,40 | 2,56 | 2,31 |
Y2O3 | - | - | - | - | - | - | 27,7 | 29,3 | - | - | - |
Nb2O5 | 0,98 | 3,43 | - | 2,80 | 3,16 | 1,15 | 46,6 | 47,4 | 24,24 | 22,34 | 21,9 |
Ta2O5 | 1,75 | 7,98 | - | - | 2,67 | - | 1,47 | - | |||
Gd2O3 | - | - | - | - | - | - | 1,37 | 1,50 | - | - | - |
Dy2O3 | - | - | - | - | - | - | 3,29 | 2,44 | - | - | - |
Er2O3 | - | - | - | - | - | - | 2,54 | 2,73 | - | - | - |
Yb2O3 | - | - | - | - | - | - | 4,16 | 3,60 | - | - | - |
PbO2 | - | - | - | - | - | - | - | - | 2,75 | 2,47 | - |
ThO2 | - | - | - | - | - | - | 2,85 | 2,02 | - | - | - |
UO2 | - | - | - | - | - | - | 1,95 | 1,80 | 54,04 | 51,57 | 51,91 |
F | 2,18 | 1,30 | 1,93 | 2,24 | 2,22 | 2,43 | - | - | - | - | - |
Формульные коэффициенты | |||||||||||
Si | 1,05 | 1,09 | 1,06 | 1,06 | 1,09 | 1,04 | - | 0,24 | 0,20 | 0,25 | |
Ti | 0,68 | 0,58 | 0,74 | 0,66 | 0,63 | 0,71 | 0,04 | 0,02 | 0,29 | 0,32 | 0,31 |
Al | 0,24 | 0,18 | 0,22 | 0,25 | 0,21 | 0,22 | - | - | 0,12 | 0,09 | 0,11 |
Ce | - | - | - | - | - | - | - | - | 0,04 | - | 0,03 |
Fe | 0,04 | 0,06 | 0,02 | 0,04 | 0,05 | 0,07 | - | - | 0,11 | 0,16 | 0,14 |
Ca | 0,95 | 0,93 | 0,95 | 0,94 | 0,92 | 0,94 | 0,05 | 0,04 | - | - | - |
P | - | - | - | - | - | - | - | - | 0,18 | 0,21 | 0,19 |
Y | - | - | - | - | - | - | 0,68 | 0,73 | - | - | - |
Nb | 0,02 | 0,05 | - | 0,04 | 0,05 | 0,02 | 0,98 | 1,01 | 0,98 | 0,96 | 0,95 |
Ta | 0,02 | 0,08 | - | - | 0,02 | - | 0,02 | - | - | - | - |
Gd | - | - | - | - | - | - | 0,02 | 0,02 | - | - | - |
Dy | - | - | - | - | - | - | 0,05 | 0,04 | - | - | - |
Er | - | - | - | - | - | - | 0,04 | 0,04 | - | - | - |
Yb | - | - | - | - | - | - | 0,06 | 0,05 | - | - | - |
Pb | - | - | - | - | - | - | - | - | 0,07 | 0,06 | - |
Th | - | - | - | - | - | - | 0,03 | 0,22 | - | - | - |
U | - | - | - | - | - | - | 0,02 | 0,02 | 1,07 | 1,09 | 1,10 |
F | 0,23 | 0,14 | 0,21 | 0,24 | 0,23 | 0,27 | - | - | - | - | - |
Браннерит размером от первых мкм до 60 мкм наблюдается в тесном срастании с Nb-Ta содержащим титанитом и эшинитом (Th) (рис. 2, б, в). Содержание UO2 находится на уровне 52–53 мас., %, Nb2O5 22–24 мас., %, PbO2 2,5–2,75 мас., % (табл. 2).
В породе наблюдается развитие циркона двух типов (1), призматические кристаллы размером 10–50 – 100 мкм и (2) неправильной нередко округлой формы «ажурного», «сетчатого», «пористого» циркона (до 50–60 мкм) в ассоциации с торитом (до 100 мкм) (рис. 2 ж). Показательно положение позднего по образованию, но не вторичного кальцита, имеющего аллотриоморфозернистые формы выделения в породе (рис. 2 з).
Петро-геохимическая характеристика
Исследуемые породы – аляскиты кислые и ультракислые плутонические породы, умереннощелочного подотряда, калиево-натриевого типа щелочности [23]. Содержания (мас., %) кремнезема в них составляет 77–82, глинозема – 9,15–12,41, (Na2O+K2O) 6,38–9,30, при преобладании оксида калия (Na2O+K2O) 0,7–1,04 (табл. 3, рис. 4 а–д). Содержания TiO2 (0–1,12) и суммарного железа FeO+Fe2O3 (0,68–1,09).
Таблица 3. Химический состав (мас., %) аляскитов и петрогенетические параметры
Table 3. Chemical composition (wt. %) of alaskites and petrogenetic parameters
Компонент | 151 | 152 | 153 | 154-1 | 154-2 | 155 | 729-1 |
SiO2 | 82,00 | 77,86 | 77,12 | 77,22 | 77,36 | 79,96 | 77,14 |
TiO2 | 0,11 | 0,11 | 0,05 | сл | сл | 0,12 | 0,12 |
Al2O3 | 9,15 | 11,65 | 11,97 | 12,41 | 11,53 | 10,86 | 11,61 |
Fe2O3 | 0,79 | 0,89 | 0,30 | 0,44 | 0,81 | 0,39 | 0,63 |
FeO | 0,25 | 0,20 | 0,38 | 0,24 | 0,32 | 0,29 | 0,33 |
MnO | Сл, | Сл, | 0,01 | 0,01 | 0,09 | - | 0,01 |
MgO | 0,10 | 0,26 | 0,32 | 0,08 | 0,68 | 0,21 | 0,13 |
CaO | 0,13 | 0,12 | 0,45 | 0,46 | 0,45 | 0,29 | 0,3 |
Na2O | 3,00 | 4,06 | 4,61 | 4,44 | 4,18 | 3,37 | 3,41 |
K2O | 3,38 | 4,63 | 4,52 | 4,86 | 4,14 | 4,27 | 4,90 |
H2O- | 0,04 | 0,06 | 0,10 | 0,11 | 0,13 | 0,05 | 0,19 |
H2O+ | 0,21 | 0,14 | - | - | - | 0,38 | 0,35 |
CO2 | 0,02 | 0,03 | 0,06 | - | 0,13 | 0,06 | 0,01 |
S | 0,01 | 0,008 | 0,02 | 0,03 | 0,03 | 0,005 | - |
P2O5 | 0,01 | - | 0,035 | 0,10 | 0,03 | 0,01 | 0,01 |
п.п.п. | 0,28 | 0,28 | 0,23 | 0,11 | 0,37 | 0,46 | 0,46 |
Na2O+K2O | 6,38 | 8,69 | 9,13 | 9,30 | 8,32 | 7,64 | 8,31 |
Na2O/K2O | 0,89 | 0,88 | 1,02 | 0,91 | 1,01 | 0,79 | 0,70 |
ASI | 1,04 | 0,98 | 0,90 | 0,93 | 0,95 | 1,02 | 1,01 |
АИ | 0,94 | 1,00 | 1,04 | 1,01 | 0,98 | 0/94 | 0,94 |
K/Rb | 444,88 | 476,90 | 737,53 | 818,94 | 789,47 | 1007,30 | 50,02 |
Rb/Sr | 0,46 | 2,28 | 8,37 | 0,58 | 1,16 | 0,64 | 15,94 |
Кф | 0,91 | 0,81 | 0,68 | 0,89 | 0,62 | 0,76 | 0,88 |
al’ | 8,03 | 8,63 | 11,97 | 16,33 | 6,37 | 12,20 | 10,65 |
104Ga/Al | 4,42 | 3,31 | 2,90 | 3,26 | 3,51 | 2,13 | 2,60 |
M | 1,23 | 1,40 | 1,55 | 1,51 | 1,46 | 1,31 | 1,34 |
T°C | 762 | 677 | 703 | 693 | 682 | 706 | 790 |
Рисунок 4. Расположение точек составов исследуемых пород на диаграммах: SiO2-(Na2O+K2O) (а), SiO2-K2O(б), Al/(Na+K)-Al/(Ca+Na+K) (в), Zr-104Ga/Al (г), Zr/Hf-Nb/Ta вариационные диаграммы для высокофракционированных гранитов [24] (д), график зависимости концентрации Y от отношения Y/Ho [25] (е), cпектры распределения РЗЭ (ж) и мультиэлементные спектры (з) исследуемых пород. Положение точек составов на диаграммах Hf–Rb/30–Ta*5 (i) и Rb-Y+Nb (и).
Условные обозначения. 1 – точки составов гранитоидов двух фаз массива Маньхамбо (авторские неопубликованные данные), 2 – точки составов сиенитов Маньхамбо по [19, 26], 3 – аляскиты, 4 – продатированная проба (729-1); I – шошонитовая, II – высококалиевая известково-щелочная, III – известково-щелочная, IV – толеитовая. VAG – граниты вулканических дуг, WPG – внутриплитные, COLG – колизионные, post-COLG – постколлизионные, syn-COLG – синколлизионные, ORG – граниты океанических хребтов.
Figure 4. Distribution of compositional data points of the studied rocks on the following diagrams: SiO2-(Na2O+K2O) (a), SiO2-K2O (б), Al/(Na+K)-Al/(Ca+Na+K) (в), Zr–104Ga/Al (г), Zr/Hf-Nb/Ta variation diagrams for highly fractionated granites [24] (д), Y concentration versus Y/Ho ratio plot [25] (е), REE distribution patterns (ж), and multi-element spectra (з) of the studied rocks. Position of compositional data points on the Hf–Rb/30–Ta*5 (i) and Rb-Y+Nb diagrams (и).
Keys: 1 – compositional data points of granitoids from two phases of the Mankhambo massif (author’s unpublished data), 2 – compositional data points of Mankhambo syenites according to [19, 26], 3 – alaskites, 4 – dated sample (729-1); I – shoshonitic, II – high-K calc-alkaline, III – calc-alkaline, IV – tholeiitic. VAG – volcanic arc granites, WPG – within-plate granites, COLG – collisional granites, post-COLG – post-collisional granites, syn-COLG – syn-collisional granites, ORG – oceanic ridge granites.
В распределении несовместимых элементов обращают внимание высокие Ni (130-960 г/т) и в то же время низкие Cr (1,25–19,7 г/т) содержания (табл. 4). Породы обеднены литофильными элементами (г/т) Sr (10–195), Ba (369–480, за исключением одного значения), Rb (45–114, за исключением одного значения). Отмечается резкое обогащение Nb (41–110 г/т), Ta (4,9–11,6 г/т), Th (28–88 г/т) и истощение Zr (25–105 г/т).
Таблица 4. Содержание (г/т) редких, рассеянных и редкоземельных элементов в аляскитах
Table 4. Content (ppm) of rare, trace and rare-earth elements in alaskites
№ | Элемент | 151 | 152 | 153 | 154-1 | 154-2 | 155 | 729-1 |
1 | La | 17,30 | 18,50 | 29,20 | 1,57 | 14,90 | 29,20 | 30,50 |
2 | Ce | 26,30 | 30,90 | 40,00 | 15,00 | 23,80 | 48,20 | 50,00 |
3 | Pr* | 2,48 | 3,02 | 3,41 | 2,25 | 2,24 | 4,70 | 4,85 |
4 | Nd | 8,00 | 10,20 | 9,90 | 0,19 | 7,12 | 15,00 | 15,10 |
5 | Sm | 1,80 | 2,35 | 1,91 | 0,57 | 1,51 | 3,42 | 3,29 |
6 | Eu | 0,008 | 0,23 | 0,23 | 0,048 | 0,072 | 0,20 | 0,11 |
7 | Gd* | 3,29 | 4,01 | 3,85 | 0,48 | 2,90 | 5,01 | 5,00 |
8 | Tb | 0,62 | 0,69 | 0,67 | 0,11 | 0,60 | 0,9 | 0,89 |
9 | Dy* | 4,48 | 4,99 | 4,82 | 0,84 | 4,52 | 6,20 | 6,10 |
10 | Ho* | 1,22 | 1,35 | 1,32 | 0,26 | 1,33 | 1,63 | 1,61 |
11 | Er* | 4,27 | 4,61 | 4,54 | 1,03 | 5,00 | 5,30 | 5,22 |
12 | Tm* | 0,74 | 0,81 | 0,81 | 0,22 | 0,99 | 0,90 | 0,89 |
13 | Yb | 5,09 | 5,47 | 5,43 | 1,63 | 7,02 | 5,68 | 5,74 |
14 | Lu | 1,07 | 1,10 | 1,12 | 0,39 | 1,52 | 1,08 | 1,13 |
15 | Cs | 0,66 | 1,32 | 0,26 | 0,12 | - | 1,16 | 0,86 |
16 | Sr | 195,00 | 50,00 | 10,00 | 125,00 | 61,00 | 70,00 | 51,00 |
17 | Ba | 26,00 | 89,00 | - | 11,00 | 300,00 | 1010,00 | 480,00 |
18 | Sc | 3,00 | 2,47 | 2,74 | 0,73 | 2,74 | 2,57 | 3,16 |
19 | Cr | 19,70 | 5,87 | 1,17 | 1,41 | 1,16 | 3,24 | 4,46 |
20 | Co | 0,65 | 1,53 | 0,28 | 0,59 | 1,22 | 0,86 | 2,92 |
21 | Ni | 960,00 | 250,00 | 220,00 | 240,00 | - | 130,00 | 240,00 |
22 | Zn | - | 10,00 | - | - | - | - | - |
23 | Se | 0,88 | 1,13 | 3,10 | 2,88 | 0,79 | 4,23 | 9,64 |
24 | As | 4,01 | 1,51 | 3,35 | 0,63 | 1,24 | - | 8,71 |
25 | Sb | 0,19 | 0,83 | 0,30 | 0,35 | 0,091 | 0,20 | 0,27 |
26 | Th | 64,00 | 40,40 | 61,30 | 27,70 | 88,00 | 72,90 | 81,70 |
27 | U | 7,31 | 7,10 | 8,27 | 7,49 | 8,32 | 9,75 | 10,80 |
28 | Br | 0,021 | 0,015 | 0,025 | 0,032 | 0,084 | 0,019 | 0,054 |
29 | Hf | 18,80 | 9,16 | 14,30 | 10,00 | 18,90 | 8,85 | 9,40 |
30 | Au | 0,019 | - | - | 0,045 | 0,02 | 0,015 | 0,025 |
31 | Rb | 420,00 | 530,70 | 389,60 | 338,00 | 329,70 | 208,30 | 813,00 |
32 | Ta | 15,90 | 9,74 | 21,30 | 18,20 | 23,10 | 11,80 | 21,00 |
33 | Y | - | 120,00 | 230,00 | - | - | - | 20,00 |
34 | Zr | 170,00 | 150,00 | 210,00 | 90,00 | 230,00 | 170,00 | 90,00 |
35 | Nb | - | 80,00 | 60,00 | 20,00 | 70,00 | 20,00 | 10,00 |
36 | F | 200,00 | 150,00 | - | 90,00 | 80,00 | 280,00 | 1200,00 |
37 | Li | 3,50 | 3,60 | 2,80 | - | 2,10 | 5,30 | 1,80 |
38 | Y | 29,00 | 27,00 | 19,00 | 10,00 | 21,00 | 23,00 | 19,00 |
39 | V | 4,40 | 11,00 | 9,20 | 22,00 | 9,20 | 11,00 | 9,20 |
40 | Be | 4,00 | 6,00 | 3,80 | 3,20 | 3,80 | 3,00 | 6,50 |
41 | Pb | 8,40 | 10,00 | 5,20 | 3,60 | 7,20 | 5,50 | 8,40 |
42 | Ga | 21,00 | 20,00 | 18,00 | 21,00 | 21,00 | 12,00 | 16,00 |
43 | Nb | 60,00 | 50,00 | 60,00 | 75,00 | 110,00 | 65,00 | 41,00 |
44 | Eu/Eu* | 0,01 | 0,23 | 0,25 | 0,27 | 0,10 | 0,15 | 0,08 |
45 | LaN/YbN | 2,44 | 2,43 | 3,86 | 0,69 | 1,52 | 3,69 | 3,81 |
46 | ΣREE | 76,67 | 88,23 | 107,21 | 24,59 | 73,52 | 127,42 | 130,43 |
47 | Zr/Hf | 5,59 | 4,37 | 4,55 | 5,50 | 2,38 | 6,21 | 2,66 |
48 | Nb/Ta | 7,56 | 10,25 | 5,61 | 8,26 | 9,48 | 11,02 | 3,90 |
49 | Y/Ho | 23,77 | 20,00 | 14,39 | 38,46 | 15,79 | 14,11 | 11,80 |
Примечание. Результаты, полученные методом нейтронно-активационного анализа, (1–30, * – расчетные данные), рентгено-радиометрического анализа (31–35), количественного спектрального анализа (36–43). 44–49 характеристичеcкие значения.
Note. Results are obtained by neutron activation analysis (1–30, * – calculated data), X-ray radiometric analysis (31–35), quantitative spectral analysis (36–43). 44–49 – characteristic values.
Аляскиты имеют невысокие содержания РЗЭ (<130 г/т) с подковообразными спектрами распределения и слабым фракционированием легких и тяжелых РЗЭ (La/Yb)N – 1,5–3,8. Отмечаются глубокие отрицательные Eu аномалии (Eu/Eu*=0,01–0,27) (табл. 4, рис. 4 е). Мультиспектры нормированных на примитивную мантию значений демонстрируют преобладание крупноионных элементов над высокозарядными (рис. 4 ж).
Изученные породы обладают рядом геохимических особенностей, указывающих на дифференцированность гранитного расплава: высокие содержания Ga, Nb, Ta, Th, HREE, низкие значения Zr/Hf (2.66–6.21), Nb/Ta (3,90–11,02), Y/Ho (11,80–23,77), табл. 4 [26, 27].
Точки составов на диаграммах, применяемых для реконструкции геодинамических условий формирования пород, группируются в полях внутриплитных образований (рис. 4 з–и).
Температуры формирования пород, рассчитанные по параметру М [28], составили 790–677° С (табл. 3).
Изотопно-геохронологическая характеристика
Был определен U-Pb возраст цирконов из этих пород, для 11 кристаллов получено 12 значений (табл. 5). Цирконы (до 100 мкм) непрозрачные и полупрозрачные призматического габитуса с сахаровидной поверхностью, Ку=1:2. На катодолюминесцентных изображениях мы видим три типа 1. черные (1.1, 2.1, 3.1, 7.1, 8.1-9.1), 2. серые (4.1, 5.1, 6.1, 10.1, 11.1, 12.1), 3. в этом зерне (8.1-9.1) в центральной части проявлена магматическая осцилляторная зональность (рис. 5 а). Наличие в этом кристалле черной каймы позволяет предположить, что возможно центральные части кристаллов черных на катодолюминесцентных изображениях оказались невскрытыми и можно предполагать наличие внутри таких же осцилляторных зон. Именно в этом кристалле оба замера (табл. 6, 8.1 и 9.1) показали возраста, как мы полагаем, наследованные (захваченные цирконы) от пород главных фаз массива Маньхамбо (528–513 млн лет). Однако значения измеренных черных на катодолюминесцентных изображениях кристаллов молодые – 432, 379, 329 млн лет.
Таблица 5. Результаты U–Pb изотопных исследований цирконов
Table 5. Results of U–Pb isotope studies of zircons
Зерно. Кратер | 206Pbc | Содержания, мкг | 232Th/ | Возраст млн лет, ±1σ | D. % | Изотопные отношения, ±%. 1σ | Rho | |||||
% | 206Pb* | U | Th | 238U | 206Pb/238U | 207Pb/206Pb | 207Pb/206Pb | 207Pb/235U | 206Pb/238U | |||
1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 |
Серые на катодолюминесцентных изображениях | ||||||||||||
6,1 | 3,43 | 89 | 2109 | 619 | 0,30 | 309±5 | 339±114 | +9 | 0,0801±2,8 | 0,36±5,3 | 0,049±1,7 | 0,3 |
10,1 | 22,81 | 118 | 2673 | 372 | 0,14 | 327±9 | 629±678 | +49 | 0,2363±4,7 | 0,44±31,6 | 0,052±2,7 | 0,1 |
4,1 | 5,19 | 122 | 2656 | 974 | 0,38 | 337±7 | 368±251 | +9 | 0,0950±4,6 | 0,40±11,4 | 0,054±2,2 | 0,2 |
5,1 | 3,33 | 113 | 2428 | 839 | 0,36 | 342±4 | 623±204 | +46 | 0,0801±2,7 | 0,45±9,5 | 0,054±1,1 | 0,1 |
12,1 | 6,44 | 86 | 1686 | 171 | 0,10 | 373±14 | 492±804 | +25 | 0,1060±14,0 | 0,47±36,7 | 0,060±4,0 | 0,1 |
1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 |
11,1 | 2,41 | 92 | 1802 | 243 | 0,14 | 373±19 | 383±90 | +3 | 0,0735±2,4 | 0,45±6,5 | 0,060±5,1 | 0,8 |
Черные на катодолюминесцентных изображениях | ||||||||||||
3,1 | 1,91 | 98 | 2177 | 1048 | 0,50 | 328±5 | 285±104 | -16 | 0,0684±0,5 | 0,37±4,8 | 0,052±1,5 | 0,3 |
7,1 | 5,89 | 105 | 2026 | 916 | 0,47 | 381±8 | 580±208 | +35 | 0,1017±3,6 | 0,50±9,8 | 0,061±2,1 | 0,2 |
1,1 | 0,35 | 150 | 2530 | 1295 | 0,53 | 432±5 | 478±14 | +10 | 0,0583±0,4 | 0,54±1,3 | 0,069±1,1 | 0,9 |
Ксеногенные (соответствуют возрасту гранитоидов I и II фаз массива Маньхамбо) | ||||||||||||
8,1 | 0,25 | 34 | 479 | 288 | 0,62 | 512±3 | 444±41 | -16 | 0,0596±1,0 | 0,64±1,9 | 0,083±0,6 | 0,3 |
9,1 | 0,30 | 52 | 715 | 500 | 0,72 | 527±9 | 424±58 | -25 | 0,0605±1,7 | 0,65±3,1 | 0,085±1,7 | 0,5 |
ксеногенные (древние) | ||||||||||||
2,1 | 1,19 | 90 | 408 | 222 | 0,56 | 1488±26 | 1594±36 | +7 | 0,1028±1,2 | 3,52±2,8 | 0,260±2,0 | 0,7 |
Примечание. 206Pbc и 206Pb* – обыкновенный и радиогенный свинец. Изотопные отношения и содержания 206Pb скорректированы по измеренному 204Pb. D – дискордантность: D = 100×[возраст (207Pb/206Pb) / возраст (206Pb/238U) – 1]. Rho – коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений 206Pb/238U и 207Pb/235U.
Note. 206Pbc и 206Pb* – ordinary and radiogenic lead. Isotopic ratios and concentrations of 206Pb are corrected by measured 204Pb. D – discordance: D = 100×[age (207Pb/206Pb) / age (206Pb/238U) – 1]. Rho is the correlation coefficient between determination errors of the isotope ratios 206Pb/238U and 207Pb/235U.
Рисунок 5. Катодолюминесцентные изображения цирконов с номерами датированных зерен и аналитических кратеров, εHf (а) и 206Pb/238U-207Pb/235U диаграмма с конкордией (б).
Figure 5. Cathodoluminescence images of zircons with numbers of dated grains and analytical craters, εHf (а) and 206Pb/238U-207Pb/235U diagram with concordia (б).
Таблица 6. Содержания редкоземельных элементов, гафния, железа и титана (г/т) и температуры кристаллизации при 1,0/0,7 (°C) в исследованных цирконах
Table 6. Contents of rare-earth elements, hafnium, iron and titanium (g/t) and crystallization temperatures at 1.0/0.7 (°C) in the studied zircons
Т.н. | La | Ce | Nd | Sm | Eu | Gd | Dy | Er | Yb | Y | Hf | Fe | 48Ti | 49Ti | T[1] |
Серые на катодолюминесцентных изображениях | |||||||||||||||
6,1 | 7,83 | 27 | 1,8 | 1,2 | 0,09 | 9 | 75 | 268 | 1022 | 1377 | 13421 | 1638 | 50,0 | 48,6 | 1023 |
10,1 | 17,19 | 31 | 4,0 | 2,9 | 0,28 | 11 | 74 | 310 | 1255 | 1356 | 14199 | 12609 | 9,3 | 9,1 | 809 |
4,1 | 21,00 | 58 | 3,9 | 2,7 | 0,18 | 15 | 106 | 333 | 1001 | 1457 | 15064 | 2608 | 21,1 | 20,6 | 904 |
5,1 | 9,37 | 46 | 4,7 | 4,8 | 0,40 | 24 | 147 | 393 | 1231 | 2080 | 14430 | 1559 | 13,7 | 13,2 | 852 |
12,1 | 6,65 | 35 | 2,0 | 1,4 | 0,14 | 5 | 41 | 161 | 783 | 551 | 20138 | 1368 | 26,6 | 26,8 | 934 |
11,1 | 10,84 | 21 | 3,3 | 1,6 | 0,13 | 6 | 46 | 188 | 883 | 658 | 24686 | 2885 | 15,3 | 14,6 | 865 |
Черные на катодолюминесцентных изображениях | |||||||||||||||
3,1 | 4,01 | 49 | 1,7 | 2,5 | 0,14 | 19 | 136 | 417 | 1256 | 2242 | 10740 | 936 | 28,9 | 29,2 | 945 |
7,1 | 7,95 | 68 | 7,4 | 6,3 | 0,58 | 23 | 127 | 325 | 966 | 1655 | 14974 | 1850 | 67,2 | 68,9 | 1070 |
1,1 | 27,63 | 160 | 5,4 | 3,3 | 0,14 | 28 | 209 | 582 | 1405 | 3166 | 12082 | 381 | 21,1 | 20,7 | 904 |
Ксеногенные (соответствуют возрасту гранитоидов I и II фаз массива Маньхамбо) | |||||||||||||||
8,1 | 0,39 | 57 | 0,6 | 1,7 | 0,30 | 22 | 128 | 276 | 563 | 1598 | 10121 | 65 | 9,0 | 8,8 | 806 |
9,1 | 1,58 | 64 | 1,0 | 2,9 | 0,29 | 32 | 175 | 379 | 705 | 2230 | 10370 | 252 | 10,3 | 10,7 | 820 |
Ксеногенные | |||||||||||||||
2,1 | 4,20 | 52 | 29,4 | 20,4 | 7,88 | 53 | 101 | 136 | 254 | 820 | 10778 | 109 | 19,5 | 19,2 | 894 |
Серые на катодолюминесцентных изображениях кристаллы циркона (4.1, 5.1, 6.1, 10.1, 11.1, 12.1) кореллируют по строению с «сетчатыми», «ажурными» кристаллами, наблюдаемыми при микрозондовых исследованиях (рис. 2 г, рис. 5 а).
Из расчета убраны точки с высокой дискордантностью 5,1, 7,1, 10,1, а также точки 8,1–9,1 (528–513 млн лет) и точка 2,1 с возрастом 1488 млн лет.
Для оставшихся точек характерны крайне высокие содержания U от 1686 до 2673 г/т и сильно варьирующие содержания Th от 171 до 974 г/т (табл. 5), значения Th/U – низкие (0,10–0,37).
Возраст цирконов по отношению 206Pb/238U определен в шести точках (рис. 5 б), диапазон возрастов составил 373–324 млн лет. Рассчитанный средневзвешенный возраст – 337,6±7,3 млн лет (СКВО=0.13).
Геохимические спектры распределения РЗЭ в цирконе являются индикаторами условий образования. Содержания элементов-примесей близки (табл. 6, рис. 6 а, б), однако они варьируют по содержанию La. Из-за сильного фракционирования состав цирконов, возможно, не отражает параметры первичного магматического расплава и не попадает в магматическое поле (рис. 6 в). На диаграмме Yb–U/Th положение точек составов продатированного (серого в CL) циркона также смещается из поля цирконов обычных составов гранитов (рис. 6 г). Значение (Y/Gd)N в этих цирконах низкое 11–19 (для магматических цирконов оно составляет ∼23, для пористых цирконов, прошедших преобразование, – ∼98, какими либо процессами (например, низкотемпературными, гидротермальными или высокотемпературными «позднемагматическими» кристаллизующиеся из остаточного флюидонасыщенного расплава). Значения (Sm/La)N низкие (0,2–0,8) отражает наблюдаемое обогащение La.
Рисунок 6. Спектры распределения РЗЭ в продатированных цирконах (а), cпектры распределения РЗЭ в (серых в CL), «ажурных», «сетчатых», «пористых» (б), график La–(Sm/La)n (в), диаграмма U/Th–Yb для разделения цирконов [29]. Серое поле показывает область состава цирконов обычных гранитов, согласно [30] (г), диаграмма εHf(t)–Возраст (млн лет) для продатированных цирконов (д).
Figure 6. REE distribution patterns in dated zircons (а), REE distribution patterns in (grey in cathodoluminescence images) ‘lacy’, ‘reticulate’, ‘porous’ zircons (б), La–(Sm/La)n plot (в), U/Th–Yb diagram for zircon discrimination [29]. The grey field indicates the range of typical zircon compositions according to [30] (г), εHf(t)–Age (Ma) diagram – age (Ma) of dated zircons (д).
На рис. 6 б показаны спектры цирконов, возраст которых использован для расчета времени формирования, отмечается высокое содержание La. В продатированных зонах кристаллов, вошедших в выборку для расчета времени формирования циркона, рассчитана по содержанию титана в цирконе температура кристаллизации (табл. 6), полученные значения из-за высокого содержания железа (1368–12609 г/т) не корректны. Корректные значения получены лишь для ксеногенных цирконов (1.1, 2.1, 8.1, 9.1).
Изотопно-геохимическая характеристика
Значения изотопного состава гафния в цирконах (обр. 729-1) в исследованных аляскитах варьируют от +0,38 до +6,8, рассчитанный модельный возраст составил 1,11–0,82 млн лет (табл. 7, рис. 6 д).
Таблица 7. Изотопный состав Lu-Hf, εHf и рассчетные значения TDM2 в цирконах массива Маньхамбо
Table 7. Isotopic composition of Lu-Hf, εHf and calculated TDM2 values in zircons of the Mankhambo massif
Точка | Возраст,млн лет | 176Yb/177Hf | 1σ | 176Lu/177Hf | 1σ | 176Hf/177Hf | 1σ | εHf(t) | TDM (Ma) | TDM2 (Ma) | fLu/Hf |
3.1 | 329 | 0,07006 | 0,00025 | 0,00342 | 0,00001 | 0,28272 | 0,00002 | 4,57 | 0,81 | 0,90 | -0,90 |
4.1 | 336 | 0,07045 | 0,00060 | 0,00300 | 0,00002 | 0,28263 | 0,00002 | 1,63 | 0,93 | 1,06 | -0,91 |
5.1 | 339 | 0,05872 | 0,00013 | 0,00282 | 0,00000 | 0,28266 | 0,00002 | 2,95 | 0,88 | 1,00 | -0,91 |
10.1 | 324 | 0,07892 | 0,00058 | 0,00316 | 0,00001 | 0,28260 | 0,00003 | 0,38 | 0,98 | 1,11 | -0,90 |
11.1 | 373 | 0,02620 | 0,00014 | 0,00134 | 0,00000 | 0,28262 | 0,00001 | 2,56 | 0,90 | 1,04 | -0,96 |
12.1 | 372 | 0,02882 | 0,00005 | 0,00155 | 0,00000 | 0,28274 | 0,00001 | 6,80 | 0,73 | 0,82 | -0,95 |
Полученные значения изотопного состава гафния мантийные, что подтверждают и полученные нами петро-геохимические данные, а также присутствие сингенетичной комплексной Y-Nb-U-Th минерализации.
Выводы
Таким образом, изученные породы имеют линейный характер развития, прослеженный по элювиальным развалам. Породы характеризуются магматическими микроструктурами, мы относим их к дайковым образованиям.
На отдельных участках отмечается катаклаз, проявлены окварцевание и реже – альбитизация пород. Детальные исследования шлифов и аншлифов показали отсутствие приуроченности рудных минералов к межкатаклазовому пространству.
Установлена тонкорассеянная сингенетичная комплексная минерализация Y–Nb, U–Th: ассоциации фергусонита, эшинита (эшинита (Th)), Nb-Ta содержащего титанита, браннерита), наличие позднего кальцита.
Петро-геохимически исследованные породы соответствуют аляскитам и рассматриваются нами как сформированные из высокодифференцированного расплава. Для пород характерны высокое содержания кремнезема, преобладание оксида калия над оксидом натрия. Аляскиты имеют невысокие содержания РЗЭ с подковообразными спектрами распределения и слабым фракционированием легких и тяжелых, характерны глубокие отрицательные Eu аномалии. Мультиспектры нормированных на примитивную мантию значений демонстрируют преобладание крупноионных элементов над высокозарядными. Для исследованных пород характерны высокие содержания Ga, Nb, Ta, Th, HREE, низкие значения Zr/Hf, Nb/Ta, Y/Ho. Отсутствуют корреляции элементов, слагающих рудные акцессорные минералы (Y, Nb, U, Th), например, с Na2O, что можно было бы рассматривать как признак метасоматического контроля минерализации. Точки составов пород на диаграммах, применяемых для реконструкции геодинамических условий формирования пород, группируются в полях внутриплитных образований.
Изучение выборки цирконов показало, что в породе присутствуют несколько типов цирконов: 1) захваченные (ксеногенные) цирконы с возрастами, аналогичными возрастам (средний-поздний кембрий) гранитоидов Маньхамбовского массива [8] и 2) более древние (1479, нижнерифейский), а также 3) серые на катодолюминесцентных изображениях кристаллы, кореллирующие по строению с «сетчатыми», «ажурными», «пористыми» кристаллами, наблюдаемыми нами при микрозондовых исследованиях. Подобные по внутреннему строению пористые цирконы рассматриваются как преобразованные под действием поздних водно-солевых флюидов [27].
Расчетный средневзвешенный U-Pb возраст цирконов 3-го типа составил 337,6±7,3 млн лет (2σ, n=6, СКВО=0.13). Эти цирконы характеризуются высокими значениями U и Th и низкими значениями Th/U, варьирующими от 0.1 до 0.3 (есть два значения 0,35, 0,37), и в целом близки к немагматическим цирконам (Th/U <0,1–0,3). В спектрах распределения РЗЭ в этих цирконах отмечаются вариации по содержанию La, характерны низкие значения (Sm/La)N (0,2–0,8), отражающие наблюдаемое обогащение La, характерное для преобразованных цирконов. С одной стороны, для них типичны слишком низкие значения (Y/Gd)N. Точки составов цирконов находятся вне полей магматических и гидротермальных цирконов, что может указывать на нарушенность U-Pb системы, с другой – рассматриваться как специфичность таких малоисследованных цирконов, типичных для многих редкометалльных пород, кристаллизующихся из флюидонасыщенной магмы. Температуры кристаллизации циркона, рассчитанные по содержанию титана, не корректные из-за высокого содержания в цирконах Fe. Температура кристаллизации пород, рассчитанная по параметру М, составила 790–677° С [28]. Значения изотопного состава гафния циркона положительные (εHf – +0,38 до +6,8) и указывают на мантийный источник. Рассчитанный модельный возраст TDM2 показывает, что в плавление вовлекался материал с возрастом 1,11–0,82 млн лет.
Проведенные исследования показали, что исследованные аляскиты являются более молодым импульсом внедрения расплава гранитного состава из более глубинного ювенильного источника, оторванного по времени на 150 млн лет и генетически не связанного с породами, слагающими основную часть массива. Аляскиты кристаллизовались из сильно фракционированных расплавов в верхнекоровых промежуточных очагах и именно поэтому отличаются специфической минералогией и геохимией.
Породы близки по возрасту к лейкогранитам, рассматриваемым в составе щелочного поньинского гипабиссального комплекса (монцогаббро-монцонитовый, небольшие штоки, линзообразные тела и дайки монцогаббродиоритов (μνδC3-Ppn), монцодолеритов (μβС3-Ppn) и, возможно, сиенитов (эйситизированные) (ξC3-Ppn), кварцевых сиенитов (ξC3-Ppn), граносиенитов (γξC3-Ppn), умереннощелочных лейкогранитов (εlγC3-Ppn) [1].
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
About the authors
Oksana V. Udoratina
Institute of Geology named after academician N. P. Yushkin, Komi Science Centre of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences
Author for correspondence.
Email: udoratina@geo.komisc.ru
ORCID iD: 0000-0001-9956-6271
Scopus Author ID: 6507890574
Candidate of Sciences (Geology and Mineralogy), Leading Researcher
Russian Federation, SyktyvkarAleksander S. Shuisky
Institute of Geology named after academician N. P. Yushkin, Komi Science Centre of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences
Email: self88@yandex.ru
ORCID iD: 0000-0002-6928-9354
Junior Researcher
Russian Federation, SyktyvkarReferences
- Puchkov, V. N. Geologiya Urala i Priural’ya (aktual’nyye voprosy stratigrafii, tektoniki, geodnamiki i metallogenii) [Geology of the Urals and the Cis-Urals (current issues of stratigraphy, tectonics, geodynamics, and metallogeny)]. – Ufa: Design Polygraph Service, 2010. – 280 p.
- Estrada, S. Insights into magmatic and geotectonic history of the Voikar Massif, Polar Urals / S. Estrada, F. Henjes-Kunst, K-P. Burgath [et al.] // Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften. – 2012. – Vol. 163, №1. – C. 9–41. https://doi.org/10.1127/1860-1804/2012/0163-0009.
- Petrov, O. V. Geologicheskaya karta Rossii i prilegayushchikh akvatoriy masshtaba 1:2 500 000 [Geological map of Russia and adjacent water areas, scale 1:2,500,000] / O. V. Petrov, A. F. Morozov, T. V. Chepkasova [et al.]. –VSEGEI. Rosnedra, 2016.
- Dushin, V. A. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiiskoi Federatsii masshtaba 1:200 000. Seriya Severo-Ural’skaya. List P-40-VI (g. Telpos-Iz). Obyasnitel’naya zapiska [State geological map of the Russian Federation 1:200,000. North-Ural series. Sheet P-40-VI (Telpoz-Iz mountain). Explanatory note] / V. A. Dushin, O. P. Serdyukova, A. A. Malyugin [et al.]. – SPb: VSEGEI, 2018. – 216 p.
- Makhlaev, L. V. Granitoidy severa Tsentral’no-Ural’skogo podnyatiya (Polyarnyy i Pripolyarnyy Ural) [Granitoids of the north of the Central Ural uplift (Polar and Subpolar Urals)] / L. V. Makhlayev. – Ekaterinburg: UB RAS, 1996. – 150 p.
- Udoratina, O. V. Petrologiya porod Il’yaizskogo massiva (Severnyy Ural) [Petrology of rocks of the Ilyaiz massif (Northern Urals)] / O. V. Udoratina, A. A. Soboleva, N. S. Dorokhov [et al.] // Petrologiya i mineralogiya severa Urala i Timana [Petrology and Mineralogy of the North of the Urals and Timan] (Proceedings of the Institute of Geology, Komi Science Centre of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences). – Syktyvkar, 2003. – Iss. 113. – P. 54–74.
- Udoratina, O. V. Vozrast granitoidov massivov Man’khambovskogo i Il’yaizskogo massivov (Severnyy Ural): U-Pb dannyye [Age of granitoids of the Mankhambovsky and Ilyaiz massifs (Northern Urals): U-Pb data] / O. V. Udoratina, A. A. Soboleva, N. A. Kuzenkov [ et al.] // Reports of the Russian Academy of Sciences. – 2006. – Vol. 406. – № 6. – P. 810–815.
- Udoratina, O. V. Granitoidy severa Urala: geokhronologiya, evolyutsiya, istochniki [Granitoids of the northern Urals: geochronology, evolution, sources] / O. V. Udoratina, K. V. Kulikova, A. S. Shuysky [et al.]. – Syktyvkar, 2022. – 125 p. – https://doi.org/10.19110/98491-044.
- Udoratina, O. V. U-Pb vozrast tsirkonov granitnoy gal’ki iz otlozheniy perekryvayushchikh massiv Man’khambo (Severnyy Ural) [U-Pb age of zircons of granite pebbles from sediments overlying the Mankhambo massif (Northern Urals)] / O. V. Udoratina, A. N. Larionov, N. Yu. Nikulova // Izotopnoe datirovanie geologicheskih processov: novye rezultaty, podhody i perspektivy [Isotope Dating of Geological Processes: New Results, Approaches and Prospects]. – IGGD RAS. – SPb: Sprinter, 2015. – P. 312–313.
- Udoratina, O. V. Vozrast rudnykh metapeschanikov (Man’khambo, Severnyy Ural) [Age of ore metasandstones (Mankhambo, Northern Urals)] / O. V. Udoratina, N. Yu. Nikulova, V. B. Khubanov // Vozrast i korrelyaciya magmaticheskih, metamorficheskih, osadochnyh i rudoobrazuyushchih processov [Age and Correlation of Magmatic, Metamorphic, Sedimentary and Ore-Forming Processes]: Materials of the VIII Russ. Conf. on Isotope Geochronology. – SPb, 2022. – P. 163–165.
- Udoratina, O. V. Tsirkony iz osadochnykh otlozheniy vostochnogo kontakta granitnogo massiva Man’khambo (Severnyy Ural) [Zircons from sedimentary deposits of the eastern contact of the Mankhambo granite massif (Northern Urals)] / O. V. Udoratina, N. Yu. Nikulova, A. A. Pavlova [et al.] // Bulletin of the Institute of Geology Komi SC UB RAS. – 2012. – № 6. – P. 2–8.
- Shcherbin, S. S. Vzaimootnosheniye raznovozrastnykh granitoidov s doordovikskimi osadochno-metamorficheskimi porodami v rayone Man’-Khambo na Pripolyarnom Urale [The relationship of different-age granitoids with the pre-Ordovician sedimentary-metamorphic rocks in the Man-Khambo region of the Subpolar Urals] / S. S. Shcherbin // Magmatizm, metamorfizm i orudenenie v geologicheskoj istorii Urala [Magmatism, Metamorphism and Mineralization in the Geological History of the Urals]. – Sverdlovsk, 1974. – P. 62–64.
- Dushin, V. A. Vozrast i geodinamicheskaya pozitsiya granitoidov man’khambovskogo bloka (Severnyy Ural): U-Pb i Sm-Nd izotopnaya sistematika i geokhimicheskiye ogranicheniya [Age and geodynamic position of granitoids of the Mankhamba block (Northern Urals): U-Pb and Sm-Nd isotope systematics and geochemical restrictions] / V. A. Dushin, Yu. L. Ronkin, O. P. Lepikhina // Izotopnye sistemy i vremya geologicheskih processov [Isotopic Systems and Time of Geological Processes]: Materials of the IV Russ. Conf. on Isotope Geochronology. – SPb: IP Katalkina, 2009. – Vol. 1. – P. 172–174.
- Kalinin, E. P. Novyye dannyye o geologii i redkometallnoy metallogenii gornykh porod Urala v basseyne verkhney Pechory [New data on the geology and rare metal metallogeny of Ural rocks in the upper Pechora basin] / E. P. Kalinin, V. N. Puchkov // Proceedings of the IG KFAS USSR. – Vol. 9. – Syktyvkar, 1968. – P. 49–60.
- Borozdina, G. M. O korrelyatsii stratotipa khobeinskoy svity i otlozheniy v vostochnom kontakte granitnogo massiva Man’-Khambo [On the correlation of the stratotype of the Khobein formation and sediments in the eastern contact of the Man-Khambo granite massif] / G. M. Borozdina // YEARBOOK-2008. Proceedings of the Institute of Geology and Geochemistry, UB RAS. – Ekaterinburg, 2009. – Iss. 156 – P. 57–59.
- Udoratina, O. V. Mineralogiya i litokhimiya rudnykh metapeschanikov, perekryvayushchikh granitnyy massiv Man’-Khambo (Severnyy Ural) [Mineralogy and lithochemistry of ore metasandstones overlying the Man-Khambo granite massif (Northern Urals)] / O. V. Udoratina, N. YU. Nikulova, D. A. Varlamov // Bulletin of the Institute of Geology of the Komi SC UB RAS. – 2014. – № 4 (232). – P. 3–9.
- Udoratina, O. V. Vremya formirovaniya kompleksnykh (radioaktivno-redkozemel’no-redkometall’nykh) rud Man’khambovskogo rudnogo rayona (Severnyy Ural) [Formation time of complex (radioactive-rare earth-rare metal) ores of the Mankhambovsky ore district (Northern Urals)] / O. V. Udoratina, V. A. Kapitanova // Mestorozhdeniya strategicheskih metallov: zakonomernosti razmeshcheniya, istochniki veshchestva, usloviya i mekhanizmy obrazovaniya [Deposits of Strategic Metals: Location Patterns, Matter Sources, Formation Conditions and Mechanisms]. All-Russian Conf. dedicated to the 85th anniversary of IGEM RAS. – Moscow, November 25–27, 2015. – P. 250–251.
- Dushin, V. A. Rifeyskiy granitnyy magmatizm i metallogeniya Man’khambovskogo bloka [Riphean granite magmatism and metallogeny of the Mankhambovsky block] / V. A. Dushin, A. V. Faust // Regional’naya geologiya i metallogeniya [Regional Geology and Metallogeny]. – 2008. – № 35. – P. 25–33.
- Kalinovsky, A. V. Redkometall’nye kompleksy Man’khambovskogo metallogenicheskogo rayona na Severnom Urale [Rare metal complexes of the Mankhambovsky metallogenic region in the Northern Urals] / A. V. Kalinovsky // Series of preprints ‘Scientific reports’. – Komi Science Centre UB USSR AS, 1990. – Vol. 228. – 24 p.
- Andreichev, V. L. Granitoidy Bol’shezemel’skoy zony fundamenta Pechorskoy sineklizy: sostav i U-Pb vozrast [Granitoids of the Bolshezemelskaya zone of the basement of the Pechora syneclise: composition and U-Pb age] / V. L. Andreichev, A. A. Soboleva, E. G. Dovzhikova [et al.] // Geologiya i geofizika [Geology and Geophysics]. – 2023. – Vol. 64. – № 2. – P. 180–191. – https://doi.org/10.15372/GiG2022125.
- Geng, J. Z. Zircon Hf isotope analysis by means of LAICP-MS / J. Z. Geng, H. K. Li, J. Zhang [et al.] // Geological Bulletin of China. – 2011. – Vol. 30. – № 10. – P. 1508–1513.
- Yushkin, N. P. Zakonomernosti razvitiya protsessov redkometallnogo rudogeneza v tsentralnoi zone Pripolyarnogo Urala [Development mechanisms of the rare metal rudogenesis processes in the central zone of the Subpolar Urals] / N. P. Yushkin, M. V. Fishman, B. A. Goldin [et al.] // Sovremennoe sostoyanie ucheniya o mestorozhdeniyakh poleznykh iskopaemykh [Current state of the science about mineral deposits]. – Tashkent, 1975. – P. 184–189.
- Petrograficheskiy kodeks Rossii. Magmaticheskiye, metamorficheskiye, metasomaticheskiye, impaktnyye obrazovaniya. 2-ye izdaniye., pererabatano i dopolneno [Petrographic Code of Russia. Igneous, metamorphic, metasomatic, impact formations. 2nd edition, revised and expanded]. – SPb: VSEGEI Publishing House, 2008. – 200 p.
- Wu, F. Highly fractionated granites: Recognition and research / F. Wu, X. Liu, W. Ji, // Science China Earth Sciences. – 2017. – Vol.60. – P. 1201–1219. https://doi.org/10.1007/s11430-016-5139-1.
- Bau M. Controls on the fractionation of isovalent trace elements in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect // Contrib Mineral Petrol. – 1996, №123, – P. 323–333.
- Udoratina, O. V. Alyaskity massiva Mankhambo [Alaskaites of the Mankhambo massif] / O. V. Udoratina, V. A. Zharenkov // Struktura, veshchestvo, istoriya litosfery Timano-Severouralskogo segmenta [Structure, substance, history of the lithosphere of the Timan-Northern Ural segment]: Inf. Materials 8th Scientific. Conf. Institute of Geology, Komi SC UB RAS, December 8–9, 1999. – Syktyvkar: Geoprint, 1999. – P. 192–198.
- Grimes, C. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere / C. Grimes. B. E. John, M. J. Cheadle [et al.] // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 2009. – Vol. 158. – P. 757–783. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0409-2.
- Watson, E. B. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types / E. B. Watson, T. M. Harrison // Earth and Planetary Science Letters. – 1983. – № 64 (2). – P. 295-304.
- Breiter, K. Chemical characteristics of zircon from A-type granites and comparison to zircon of S-type granites / K. Breiter, C. N. Lamarão, R. M. K. Borges [et al.] // Lithos. – 2014. – P. 208–225. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.02.004.
- Hoskin, P. W. O. Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator / P. W. O. Hoskin, T. R. Ireland // Geology. – 2000, № 28. – P. 627–630.
Supplementary files
