Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 5, стр. 574-594

U-Pb изотопно-геохронологические исследования

Результаты изотопно-геохронологического исследования возраста циркона методами SRIMP-II и LA-MC-ICPMS, выполненные во ВСЕГЕИ, отражены в фиг. 2 и в табл. 1, 2.

Фиг. 2.

Результаты U-Pb изотопных исследований циркона из редкометалльно-титановых россыпей Бешпагирского месторождения: а – диаграмма с конкордией для 24 зерен циркона, проанализированных методом SHRIMP-II; б – диаграмма с конкордией для зерна № 108 мезозойской возрастной группы; в – гистограмма и кривая плотности вероятности распространения U-Pb датировок 24 зерен циркона, проанализированных методом SHRIMP-II; г – гистограмма и кривая плотности вероятности распространения U-Pb датировок 45 зерен циркона, проанализированных методом LA-MC-ICPMS.

Зерна циркона, датированные методом SHRIMP-II, конкордантны. Исключение составляют значения U-Pb датировок, превышающие 1000 Ма. Датирование циркона методом лазерной абляции дали сопоставимые результаты. Анализ расчетных датировок позволил наметить несколько возрастных групп: 140–240 Ма (9%), 250–300 Ма (12%) и 340–400 Ма (10%), 400–440 Ма (16%) и 470–560 Ма (31%), более 560 Ма (22%), фиксирующих время основных этапов геодинамического развития Скифской плиты и Большого Кавказа.

Самые ранние из полученных U-Pb датировок детритового циркона Бешпагирского россыпного месторождения сопоставимы со временем байкальского этапа тектогенеза, проявившегося на территории Скифской плиты складкообразованием и вулканизмом, связанным с замыканием океана Прототетис. В результате было сформировано рифейское складчатое основание Скифской плиты. Отдельные выходы этого образования известны в эрозионных окнах и тектонических поднятиях Бечасынской зоны (Хераскова и др., 2020; Герасимов и др., 2015). Это первично терригенные и вулканогенные толщи рифея в разной степени метаморфизованные в условиях от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций. Низкая степень метаморфизма рифейских терригенных пород объясняет присутствие в этих толщах обломочного циркона с еще более древними U-Pb датировками (Герасимов и др., 2015; Сомин и др., 2013).

Можно предположить, что циркон из Бешпагирской россыпи с расчетным возрастом древнее 560 Ма является обломочным цирконом терригенных слабометаморфизованных рифейских толщ Бечасынской зоны. А циркон с расчетными U-Pb датировками 470–560 Ма может являться цирконом вулканогенных толщ рифея–раннего кембрия или сопоставим со временем пика метаморфизма протолита Бечасынского комплекса, оцененного некоторыми авторами в 509–573 Ма (Буш, 2014; Сомин и др., 2013; Камзолкин и др., 2014).

Следующая возрастная группа циркона Бешрагирского месторождения (400–440 Ма) соответствует каледонскому этапу тектогенеза на активной континентальной окраине юга Скифии. Эта оценка возраста близка ко времени существования островодужной геодинамической обстановки в пределах Передового хребта и пика высокотемпературного метаморфизма в зоне Главного хребта (420 Ма), располагавшегося над зоной субдукции океанической литосферы бассейна Южного склона (Хаин и др., 2010; Герасимов и др., 2015). Формирование офиолитовых покровов в зоне Передового хребта сопровождалось проградным высокобарическим региональным метаморфизмом вмещающих толщ (Гамкрелидзе, Шенгелиа, 2004).

События раннегерцинского этапа, отразившиеся в расчетных датировках россыпного циркона Бешпагирского месторождения (340–400 Ма), неразрывно связаны с каледонскими. Нарастающая коллизия блоков Главного и Передового хребтов привела к орогенезу и сопровождалась массовым внедрением крупных плутонов гранитоидов. По мере воздымания территории, проградный региональный метаморфизм сменился ретроградным. К концу герцинского этапа произошло выведение на поверхность глубоко погруженных частей земной коры, сопровождаясь надвиго-шарьяжными деформациями, а область складкообразования распространилась и на Предкавказье (Хаин и др., 2010; Гамкрелидзе, Шенгелиа, 2004). С этим временем связано внедрение позднегерцинских интрузий в Бечасынсксой зоне и Передовом хребте с горячими рвущими контактами (Малкинские граниты).

Таким образом, появление в Бешпагирской россыпи циркона с расчетными датировками в 400–440 и 340–400 Ма можно объяснить разрушением, скорее всего, метаморфических пород и синметаморфических магматических пород, сформировавшихся в зоне Передового хребта и возможно Главного хребта на этапе проградного регионального метаморфизма. Зафиксированные в россыпи зерна циркона с расчетными датировками в 250–300 Ма могли иметь своим источником позднегерцинские граниты и связанные с ними метасоматически измененные породы Бечасынской зоны и возможно Передового хребта.

Кластер с расчетными датировками 140–240 Ма фиксирует период активизации альпийского магматизма, проявленный в Бечасынской зоне и Передовом хребте. С ним связывают проявления юрского и, возможно, триасового андезито-дацитового и андезито-базальтового вулканизма (Герасимов и др., 2015; Гамкрелидзе, Шенгелиа и др., 1991).

Исследования микроэлементного состава циркона

Методом РСМА определен элементный состав циркона, а также содержание некоторых микропримесей (Hf, U, Th, P, Y, Yb, Dy). Результаты исследования приведены в табл. 3. Данные по содержанию редких и рассеянных элементов (REE) в 22 зернах циркона (датированных методом SHRIMP), полученные с помощью ионного микрозонда Cameca IMS-4f во ФТИАН, приведены в табл. 4.

Содержания и соотношения индикаторных элементов и микропримесей в составе циркона позволили получить важную информацию о типе материнских пород. Характер величины отношения Zr/Hf и U/Yb исследованных зерен позволил предположить их генетическую связь с породами континентальной коры (фиг. 3а). Величина отношения Zr/Hf циркона Бешпагирской россыпи колеблется в пределах 40–60, редко достигая 70, что немного выше хондритового значения и является характерной для гранитоидов различного состава (Ляхович, 2000). Величина отношения Th/U дает основания сделать вывод о том, что 90% исследованных зерен имеют магматическое происхождение.

Фиг. 3.

Положение точек состава цирконов из редкометалльно-титановых россыпей Бешпагирского месторождения в соответствии с выделенными возрастными группами (в условных обозначениях указаны интервалы времени в млн лет).

а – диаграмма Yb–U по Grimes С. et al. (2009): I – поле состава циркона, сформированного в породах континентальной коры, II – поле состава циркона, сформированного в породах океанической коры; б – диаграмма U–Y по Andersen et al. (2004): I – поле состава циркона из гранитоидов, II – поле состава циркона из основных пород; в – диаграмма (Sm/La)n–La по Grimes C. et al. (2009) и Hoskin P.W.O. (2005): I – поле состава циркона из неизмененных магматических пород, II – поле состава частично измененного циркона, III – поле состава гидротермального циркона; г – диаграмма Y–Hf по Belousova et al. (2002): I – кимберлиты, II – ультраосновные, основные и породы среднего состава, III – кварцсодержащие средние породы и породы кислого состава, IV – кислые породы с высоким содержанием кремнезема, V – грейзены, VI – щелочные породы и щелочные метасоматиты щелочных комплексов, VII – карбонатиты; д – диаграмма Ce/Ce*–(Sm/La)n по Hoskin P.W.O. and Schaltegger U. (2003) и Hoskin P.W.O. (2005): I – гидротермальный (метасоматический) циркон, II – магматический циркон; е – диаграмма (Pr/Nd)n–Eu/Eu* по Каулина Т.В. (2010): I – поле состава магматического циркона, II – поле состава амфиболитового циркона, III – поле состава эклогитового циркона.

Использование дискриминационной диаграммы в зависимости от U и Y (Andersen et al., 2004), позволяющей определить состав исходных гранитоидов, для исследуемых зерен циркона не дает однозначных интерпретаций. Точки отношений индикаторных элементов в цирконе Бешпагирской россыпи расположились у нижней границы поля состава гранитоидов, при этом существенная часть значений попала в поле неопределенности за счет пониженного для нормальных гранитоидов содержаний Y, согласно модельным построениям авторов (рис. 3б). В то же время на диаграмме концентраций Hf и Y (Belousova et al., 2002), большая часть зерен оказалась в поле состава циркона из щелочных пород, а также основных и средних пород (фиг. 3г). Причиной пониженных концентраций Y в цирконе Бешрагирской россыпи в первую очередь могла явиться как щелочная среда исходного расплава, так и наложенные процессы метаморфизации.

Для определения генезиса циркона, в том числе из магматических и метаморфических пород различных фаций, использованы дискриминационные диаграммы, построенные по величине европиевой аномалии и отношению Pr/Nd (Каулина, 2011), нормированных к хондриту, лантана к отношению Sm/La, нормированных к хондриту и по величине цериевой аномалии и отношению Sm/La, нормированных к хондриту (Hoskin, Schaltegger, 2003; Hoskin, 2005). Полученные результаты оказались крайне противоречивы (фиг. 3в, д, е). На диаграмме в координатах величины европиевой аномалии и (Pr/Nd)n, точки отношений заданных элементов зерен циркона Бешпагирской россыпи достаточно компактно сконцентрированы в полях составов амфиболитового и магматического циркона. В то время как на диаграмме в координатах содержаний La и (Sm/La)n состав циркона Бешпагирской россыпи оказался в поле магматического циркона, и лишь несколько зерен попали в поле пересечения составов магматического и частично измененного циркона. Нужно отметить, что в обоих случаях точки значений исследуемых зерен расположились вблизи границ, разделяющих на диаграммах поля составов магматического и метаморфического циркона. В то время как на диаграмме по величине цериевой аномалии и отношению (Sm/La)n значения циркона Бешпагирской россыпи попали в поле неопределенности, между областями магматического и гидротемального (метасоматического) циркона.

Возможной причиной неоднозначной трактовки влияния метаморфизма на состав исследуемого детритового циркона, является сходство состава магматического циркона с цирконом, кристаллизация которого происходит в равновесии с анатектическим расплавом (Hoskin and Black, 2000; Rubattoo, 2002). Данные по составу циркона, происхождение которого связано с амфиболитовой фацией метаморфизма, скорее указывают на понижение концентраций элементов-примесей и суммы REE (Каулина, 2010; Скублов и др., 2010; Kelly and Harley, 2005).

Распределение нормированных к хондриту REE в цирконе Бешпагирского месторождения характеризуется дифференцированными спектрами с плавным ростом от легких к тяжелым REE, с ярко выраженной Ce-аномалией и отрицательной Eu-аномалией у большинства проанализированных зерен (фиг. 4). Все спектры обладают чертами, характерными для цирконов магматических пород (Hoskin, Schaltegger, 2003), при этом наблюдаются небольшие отклонения в концентрации нормированных к хондриту Pr, Nd и глубине Eu-аномалии. Можно сделать вывод, что кристаллизация большинства зерен циркона Бешпагирской россыпи происходила в равновесии с расплавом. Вариации содержаний элементов-примесей и REE обусловлены составом исходного расплава. Кристаллизация циркона на Кавказе в палеозое происходила в условиях наращивания континентальной коры в обстановке активной континентальной окраины и в надсубдукционной зоне, с последовательным обогащением грантоидов I-типа (Передового хребта) и S-типа (Главного хребта) щелочами (Петрология…, 1991). В этой связи важно установить связь состава исследуемого циркона с эпохами геологического развития Кавказа, зафиксированными в его U-Pb датировках.

Фиг. 4.

Распределение нормированных к хондриту REE и особенности морфологического и микроанатомического строения проанализированных зерен циркона Бешпагирского месторождения редкометалльно-титановых россыпей внутри возрастных групп: а – MZ 140–250 Ma, б – PZ 250–330 Ma, в – PZ 250–330 Ma, г – PZ 400–440 Ma, д – PZ 470–560 Ma, е – PR более 560 Ма.

Протерозойская возрастная группа детритового циркона Бешпагирской россыпи (более 560 Ма). К данной возрастной группе относится 16 зерен циркона, U-Pb датировки которых варьируют в широких пределах от 647 Ма до 2777 Ма (табл. 1, 2). Как было отмечено выше, зерна циркона данной группы, скорее всего, являются элементом терригенной составляющей слабометаморфизованных рифейских толщ Бечасынской зоны Большого Кавказа. При этом достаточно уверенно можно выделить четыре возрастные подгруппы: с палепротерозойскими U-Pb датировками 2288–2155 Ма (4 зерна) и 1873–1648 Ма (6 зерен), мезопротерозойскими – 1304–1406 Ма (2 зерна) и неопротерозойскими – 834–647 Ма (4 зерна). Учитывая дискордантность некоторых полученных U-Pb датировок, можно сделать вывод о том, что зерна данной группы вторично подвергались воздействию термальных процессов.

Морфология циркона протерозойской возрастной группы достаточно разнообразна, большинство зерен имеют призматический облик, часто с элементами огранки (фиг. 4). На CL и BSE изображениях внутреннего строения этих зерен отмечается в основном осцилляторный тип зональности. Наибольшая степень преобразования осцилляторной зональности, приближающейся к лоскутному типу, отмечена у более округлых зерен, сохраняющих при этом первоначальный призматический габитус. Таким образом, “окатанность” зерен циркона данной выборки имеет скорее не экзогенную, а эндогенную природу.

Содержания REE определены для шести зерен данной возрастной группы (табл. 4). Спектры распределения REE различны между собой, но в целом существенно отличаются от более единообразных спектров REE в цирконе палеозойской возрастной группы c U-Pb датировками 440–460 и 470–560 Ма (фиг. 4е). У зерен циркона протерозойского возраста более выражена отрицательная Eu-аномалия, в некоторых случаях величина отношения нормированных к хондриту Lu/Cd ниже, чем у палеозойских цирконов Бешпагирской россыпи (табл. 4). У зерна № 138 (1304 Ма) отмечается выположенный спектр REE с повышенным содержанием ΣLREE, относительно пониженным содержанием ΣHREE и незначительно проявленными Ce- и Eu-аномалиями. Рассчитанная с помощью титанового геотермометра температура кристаллизации этого зерна составляет 958°С. Характер распределения REE в зерне № 123 (2004 Ма) соответствует типичному спектру распределения REE в цирконе магматического генезиса с четкой дифференциацией спектра от LREE к HREE и выраженными положительной Ce- и отрицательной Eu-аномалиями. Расчетная температура кристаллизации зерна № 123 равна 813°С. Зерно циркона №163 (807 Ма) является наиболее обогащенным ΣHREE (1876 ppm) в данной возрастной группе, при этом оно же является и самым обедненным LREE (7.11 ppm). Расчетная температура зерна № 163 порядка 731°С. Содержания ΣREE у оставшихся трех зерен № 13 (2214 Ма), № 111 (1847 Ма) и № 171 (1715 Ма) являются одними из самых низких во всей изученной популяции циркона Бешпагирской россыпи и равны 326.5, 477.6 и 472.7 ppm. Расчетные температуры кристаллизации этих зерен 686 (№ 13), 814 (№111) и 701 (№171)°С.

Применение кластерного анализа к матрице данных микроэлементного состава циркона протерозойской возрастной группы позволило выделить два типа зерен (табл. 3). К первому типу отнесено 6 зерен с пониженными концентрациями Y (до 357 ppm), Yb (до 101 ppm) и P (до 97 ppm), а также за редким исключением обедненные U (до 150 ppm) и Th (до 150 ppm). Исключением в данной выборке являются незначительно повышенные содержания U (379 ppm) и Th (158 ppm) в центральной части зерна № 123, в то время как микроэлементный состав каймы этого зерна обеднен примесями. Также обеднен микропримесями состав каймы зерна № 13. Состав центральной части этого зерна вместе с зернами № 171 и № 138 отнесены ко второму типу. Концентрации микропримесей циркона второго типа характеризуются повышенными, в пределах протерозойской выборки, значениями Y (818–922 ppm), Yb (142–172 ppm) и P (100–290 ppm), а также U (300–643 ppm) и Th (123–263 ppm). Зерно № 163 не подошло ни к одному типу, так как имеет максимальные концентрации Y (1773 ppm), Yb (352 ppm) и P (730 ppm), при достаточно низких содержаниях U (132 ppm) и Th (70 ppm).

Концентрации Zr и Hf не коррелируют с вариациями содержаний микропримесей у выделенных типов циркона. Содержание Hf у циркона с протерозойским возрастом колеблется от 9200 до 11091 ppm. Величина Zr/Hf варьирует в пределах 44–53. Если предположить, что циркон Бешпагирской россыпи имеет магматический генезис, то учитывая концентрации Hf и величину Zr/Hf отношения, можно сделать вывод о его принадлежности к гранитоидам среднего состава. Но обедненность циркона микропримесями не позволяет в полной мере считать большинство зерен данной возрастной группы магматическими.

В качестве обобщения можно отметить, что циркон с палеопротерозойскими U-Pb датировками 2288–2155 Ма (3 зерна) включает зерно № 13, относительно обедненное микропримесями, и еще два зерна, сильно обедненные микропримесями (№№ 72, 123). Характер спектров распределения REE и расчетные температуры кристаллизации фиксируют две различные обстановки: магматическую с температурой 813°С и, возможно, амфиболитовую с температурой 686°С. Циркон с палеопротерозойскими U-Pb датировками 1873–1648 Ма (2 зерна), также отличающийся бедным составом микропримесей и REE, возможно, приурочен к амфиболитовой фации метаморфизма с расчетными температурами кристаллизации 700°С. Зерно № 138 с мезопротерозойской U-Pb датировкой, вероятно, генетически связано с гранулитовой фацией метаморфизма (958°С), о чем свидетельствует несколько обедненный элементами-примесями состав и выположенный характер спектра REE. Состав циркона с неопротерозойскими U-Pb датировками 834–647 Ма (2 зерна) может свидетельствовать о наличии двух обстановок: магматической с температурой кристаллизации циркона 731°С и, вероятно, амфиболитовой с сильно обедненным REE расплавом.

Палеозойская возрастная группа детритового циркона Бешпагирской россыпи (250–560 Ма). К палеозойской возрастной группе относится подавляющее большинство изученных зерен циркона. В данном возрастном диапазоне достаточно надежно фиксируется несколько генераций циркона в зависимости от U-Pb возраста, спектра распределения REE и содержания элементов примесей:

– удлиненно-призматический циркон с относительно менее выраженными Ce- и Eu-аномалиями на спектрах распределения REE с U-Pb датировками 470–560 Ма (фиг. 4д);

– циркон с нормальным магматическим спектром REE с U-Pb датировками 400–440 Ма (фиг. 4г);

– циркон с повышенным содержанием Hf и Yb с U-Pb датировками 340–400 Ма (табл. 3);

– циркон, обогащенный REE, с температурой кристаллизации 808–809°С с U-Pb датировками 250–330 Ма (фиг. 4б);

– циркон с нормальным магматическим спектром REE c температурами кристаллизации 699–757°С с U-Pb датировками 250–330 Ма (фиг. 4в).

Палеозойская группа с расчетными датировками в 470–560 Ма включает 21 зерно циркона Бешпагирской россыпи (табл. 1, 2). Характерной морфологической особенностью циркона данной подгруппы является широкое распространение зерен игольчатого (9 зерен) и длиннопризматического (6 зерен) облика (фиг. 4). Меньшим распространением пользуются короткопризматические кристаллы (5 зерен) и осколки (1 зерно). Внутренняя структура игольчатых зерен полосчатая. У длиннопризматических и короткопризматических зерен отмечается осцилляторный и секторальный тип зональности, иногда с признаками резорбции. Лоскутный тип зональности отмечен у единичных зерен короткопризматического облика. Цвет катодной люминесценции циркона данной подгруппы серый с темно-синим, реже голубоватым оттенком.

Спектры распределения REE пяти проанализированных зерен циркона достаточно единообразны (фиг. 4д). Отмечается дифференциация спектров от легких к тяжелым REE. Цериевая и европиевая аномалии выражены, но их глубина несколько меньше, по сравнению с таковыми на спектрах REE более древних протерозойских и более молодых зерен циркона с расчетными датировками 400–440 Ма (фиг. 4). Нарушения единообразия спектров REE описываемой возрастной подгруппы наблюдаются в содержаниях ΣHREE (табл. 4). Расчетные температуры кристаллизации варьируют от 716 до 807°С. Одна из генераций циркона данной подгруппы является более высокотемпературной (888°С). Спектр распределения REE в цирконе высокотемпературной генерации фиксирует повышенные содержания суммы легких REE, что визуально делает спектр более выположенным.

С помощью кластерного анализа выделено три типа циркона, отличающихся составом микропримесей. К первому типу отнесены 9 зерен циркона (табл. 3) обедненных U (44–176 ppm) и Th (до 123 ppm). Концентрации Hf большинства зерен этого типа понижены (7700–8900 ppm), за исключением состава зерна № 73 с содержаниями U (106 ppm), Th (до 78 ppm) и Hf (10582 ppm) и состава обедненной микропримесями каймы зерна № 25 (U – 62 ppm, Th – 35 ppm, Hf – 9751 ppm). Состав зерен второго типа, напротив, отличается повышенными в пределах выборки концентрациями U (255–1075 ppm), Th (60–333 ppm) и Hf (9132–11300 ррm). Связь концентрации Y, Yb и P у зерен циркона первого и второго типов не выявлена. Содержания этих элементов испытывают некоторые вариации, оставаясь условно пониженными. К третьему типу отнесены три зерна циркона (в том числе центральная часть зерна № 25), обогащенные Y (2111–3404 ppm), Yb (400–618 ppm), Dy (46–72 ppm) и P (217 ppm, 849 ppm и 1362 ppm).

Единообразие морфологии и спектров распределения REE циркона описываемого возрастного интервала может указывать на общий для изученных зерен источник вещества. Опыт изучения циркона из вулканогенных толщ средне-основного состава (Федотова и др., 2008; Червяковский и др., 2020) свидетельствует о широком разнообразии концентраций микропримесей при общем обеднении REE, Y, Th и U. Можно предположить, что циркон Бешпагирской россыпи с расчетными датировками 470–560 Ма является цирконом вулканогенных толщ преимущественно среднего состава, что в целом согласуется с данными о геологическом строении фундамента Бечасынской зоны Большого Кавказа.

К палеозойской группе циркона с расчетными U-Pb датировками 400–440 Ма относятся десять зерен циркона Бешпагирской россыпи. Морфологической особенностью зерен данного возрастного интервала является преимущественное распространение зерен короткопризматического таблитчатого облика, с более сложными элементами огранки (фиг. 4г). Зерна часто имеют включения. Рисунки зональности циркона, сохранившего элементы огранки, осцилляторные. Признаки резорбции осцилляторной зональности и лоскутный тип зональности развиты у псевдоокатанных зерен (фиг. 4).

Распределение REE установлено для шести зерен циркона данной возрастной группы (табл. 4, фиг. 4г). Сумма REE для пяти зерен невысока и колеблется в пределах 600–745 ppm, только для одного зерна (№ 120) ΣREE достигает 1182 ppm. Спектры нормированных к составу хондрита REE дифференцированы от легких к тяжелым REE, имеют ярко выраженные, не имеющие аналогов среди спектров REE других возрастных генераций, относительно глубокие Ce- и Eu-аномалии. При этом на спектрах наблюдаются отличия в содержании нормированных к хондриту LREE пар зерен № 164 и № 9 от зерен № 120 и № 54, и отдельных зерен № 70 и № 48 (табл. 4). Температуры кристаллизации, рассчитанные с помощью титанового геотермометра, не обнаруживают корреляций с распределением REE в цирконе данной группы, но имеют определенную зависимость с типами циркона, выделенными по составу микропримесей, определенных методом РСМА.

Применение кластерного анализа позволило выделить три различных по составу элементов-примесей типа циркона. Первый тип циркона (зерна №№ 9, 55, 70, 197) характеризуется низкими концентрациями Hf (6860–8632 ppm) при относительно высоких для данной выборки содержаниях Y (980–2072 ppm), Yb (234–404 ppm), P (122–364 ppm), U (123–431 ppm), Th (166–404 ppm). Температура кристаллизации, рассчитанная для двух зерен циркона первого типа, равна 814 (№ 9) и 776 (№ 70)°С. Величина отношения Th/U у циркона первого типа 0.94–1.37, а Zr/Hf 56–72, что может свидетельствовать в пользу происхождения из магматических пород основного или среднего состава. Ко второму типу отнесены два зерна (№ 48 и № 164) с повышенными концентрациями Hf (10000–11846 ppm), U (573–855 ppm), Th (230–290 ppm) и P (267–451 ppm). Содержания Y (1286–1604 ppm), Yb (242–376 ppm) незначительно ниже, чем у циркона первого типа. Расчетная температура кристаллизации этих зерен 825 и 827°С. Состав микропримесей каймы зерна № 48 по сравнению с составом центральной части, обеднен U, Th, Y, Р (табл. 3), что приближает его к циркону третьего типа. Для циркона третьего типа (зерна № 120 и № 54) характерны пониженные концентрации Y (60–649 ppm), Yb (246–180 ppm), P (52–86 ppm), U (17–333 ppm) и Th (160–200 ppm) с расчетными температурами кристаллизации 725 (№ 54) и 765 (№ 120)°С. При этом прекрасно сохранившаяся огранка этих зерен в совокупности с осцилляторной зональностью свидетельствует об их кристаллизации в равновесии с расплавом. В то же время циркон второго и третьего типа возрастного интервала 400–440 Ма характеризуются равнозначными величинами отношения Th/U (0.50–0.67). Величина отношения Zr/Hf циркона второго типа 41–49, а у циркона третьего типа она чуть выше – 47–58.

Отсутствие очевидных корреляций между распределением REE и составом микропримесей в цирконе возрастного интервала 400–440 Ма может найти объяснение в особенностях условий породообразования на данном этапе геодинамического развития Кавказа. Описываемый возрастной интервал, вероятно, приходится на время существования в пределах Передового хребта островодужной обстановки, сопровождающейся проградным высокобарическим региональным метаморфизмом, а в пределах Главного хребта – пика высокотемпературного метаморфизма с формированием синметаморфических магматических пород в надсубдукционной зоне. Отсутствие принципиальных различий в составе циркона магматического и метаморфического происхождения, при условии кристаллизации в равновесии с расплавом, значительно затрудняет привязку циркона Бешпагирской россыпи с расчетными U-Pb датировками 400–440 Ма к конкретному типу пород. Можно отметить, что уникальность спектров REE скорее всего фиксирует один источник вещества, а на небольшие расхождения в дифференциации LREE могли оказывать влияние различные сочетания температуры и давления, глиноземистости и щелочности расплава в условиях от близкой к гранулитовой (Главный хребет), эклогитовой и амфиболитовой (Передовой хребет) фации метаморфизма до стадии формирования синметаморфических мигматитов.

Следующая возрастная группа палеозойского циркона с расчетными U-Pb датировками 340–400 Ма, состоит из семи зерен Бешпагирской россыпи. Все семь зерен имеют в своем строении призму в сочетании с острой дипирамидой. Рисунки зональности преимущественно осцилляторные без очевидных признаков резорбции. Цвет катодной люминисценции темно-синий и серый различных оттенков.

Изотопные датировки циркона данной возрастной группы зафиксированы методом лазерной абляции (LA-MC-ICPMS), а потому их микроэлементный состав изучен только методом РСМА. Четыре из пяти зерен циркона описываемой возрастной группы (№№ 65, 80, 210, 150) характеризуются близкими значениями Hf (9735–10 591 ppm) и как следствие сходной величиной Zr/Hf (48.1–49.8), а также повышенными концентрациями Y (1400–2000 ppm), Yb (270–500 ppm) и P (230–920 ppm). Содержания U и Th испытывают значительные вариации и не обнаруживают прямой связи с составом других элементов-примесей, за исключением зерна № 150, состав которого обогащен U (538 ppm) и Th (501 ppm) и обеднен Y (695 ppm) и Р (55.7 ppm). Еще одно зерно циркона (№ 180) при повышенной концентрации Hf (11982 ppm), имеет незначительные содержания Th, Y, Yb и Р (табл. 3). Широкая вариативность содержаний U и Th влечет большую разницу в значениях величины отношения Th/U от 0.03 до 0.93 (табл. 3).

Общие черты морфологического строения зерен циркона описываемой возрастной группы, отсутствие выраженных признаков резорбции осцилляторной зональности и относительное обогащение Y, Yb и Р позволяют предположить их генетическую связь с синметаморфическими мигматитами. Обедненные элементами-примесями зерна циркона так или иначе могли быть связаны с метаморфическими образованиями.

В палеозойской группе циркона Бешпагирской россыпи с расчетными U-Pb датировками 250–330 Ма можно выделить две генерации циркона, имеющие контрастные различия как в составе элементов-примесей, так и в распределении REE. К первой генерации отнесены зерна № 30 и № 132 с концентрацией Hf в 7521–8361 ppm. В строении этих зерен отмечается центральная часть с признаками резорбции осцилляторной зональности, обедненная элементами-примесями, и внешняя оболочка, без видимых признаков зональности, обогащенная U, Th, Y и Р (табл. 3). Внешние части зерен данной генерации имеют высокие концентрации ΣLREE (1951–2265 ppm) и ΣНREE (126–133 ppm). Спектры распределения REE четко дифференцированы, имеют ярко выраженную положительную Ce- и Eu-отрицательную аномалии (фиг. 4б). Температура кристаллизации, рассчитанная с помощью титанового геотермометра, составляет 808 и 809°С.

Зерна циркона Бешпагирской россыпи с расчетными U-Pb датировками 250–330 Ма, отнесенные ко второй генерации, имеют призматический и удлиненно-призматический облик с признаками резорбции осцилляторной зональности и серовато-желтым цветом катодной люминисценции. В распределении REE также фиксируются ярко выраженная положительная Ce- и отрицательная Eu-аномалия при плавной дифференциации спектра от легких к тяжелым REE (фиг. 4в). У зерна № 129 Eu-аномалия менее выражена. Расчетная температура кристаллизации у зерен второй генерации составляет 699°С (№ 129) и 757°С (№ 211). При концентрации Hf в 6657–8132 ppm, сопоставимой с таковой у циркона первой генерации, отмечается значительное обеднение REE и элементами-примесями (табл. 3).

Различия в составе палеозойского циркона Бешпагирской россыпи с расчетными U-Pb датировками 250–330 Ма могут указывать на два источника вещества. Обогащенный REE и элементами-примесями циркон, вероятно, связан с проявлениями позднегерцинского магматизма в пределах Передового хребта и Бечасынской зоны. Циркон, обедненный REE и элементами-примесями, с признаками резорбции осцилляторной зональности, скорее всего, связан с гранитоидами повышенной калиевой щелочности.

Мезозойская возрастная группа детритового циркона Бешпагирской россыпи (140-240 Ма). К данной группе относятся шесть зерен циркона Бешпагирской россыпи. Из них четыре зерна (№№ 66, 87, 134, 217) являются призматическими кристаллами с элементами огранки и коэффициентом удлинения более двух. Еще два зерна (№ 108, № 71) имеют более сложные кристаллографические очертания и короткопризматический облик. Практически все зерна имеют включения. Рисунки зональности призматических зерен осцилляторные, в разной степени резорбированные, что находит отражение как на CL-, так и ВSE-изображениях. У двух зерен короткопризматического облика наблюдается пятнистая CL-зональность, в режиме BSE она менее выражена. Цвет катодной люминисценции описываемых зерен желтовато-серый, иногда более яркая желтоватая окраска присуща внешним зонам зерен и каймам.

Содержания REE удалось определить только для двух зерен мезозойской возрастной группы. Распределение REE, нормированных к хондриту, для обоих зерен характеризуется дифференцированным спектром от легких к тяжелым REE с выраженной положительной Ce- и в разной степени выраженной отрицательной Eu-аномалиями (фиг. 4а, табл. 4). Спектры распределения REE зерен № 66 призматического габитуса и № 108 со сложным огранением (фиг. 4а) имеют выраженную положительную Се-аномалию и четко дифференцированы от LREE к HREE. Зерно № 66 имеет более “глубокую” отрицательную Eu-аномалию. В общих чертах описанные спектры REE являются типично магматическими. Расчет температуры кристаллизации с помощью титанового геотермометра дал следующие результаты – призматический циркон (№ 66) имеет температуру кристаллизации 711°С, а более изометричный циркон со сложной огранкой (№ 108) – 805°С.

Применение кластерного анализа к матрице данных микроэлементного состава циркона мезозойской возрастной группы позволило выделить два типа зерен. К первому типу отнесены призматические зерна №№ 66, 134, 217 с относительно повышенными содержаниями Y, Yb, Dy, P и невысоким содержанием Hf, достигающего 8386 ppm (табл. 3). Величина Hf/Y этих зерен 5.8–6.0. Ко второму типу отнесены короткопризматические зерна № 71 и № 108, обедненные Y, Yb, Dy, U и Th, но с несколько повышенным содержанием Hf (8624–11422 ppm). Величина Hf/Y у них достигает 43 и 57. Содержания микроэлементов призматического зерна № 87 имеют промежуточные значения и не позволяют отнести его ни к первому, ни ко второму типу.

Исследования микрокомпонентного состава циркона Бешпагирского месторождения с U-Pb возрастом 140–240 млн лет позволили выявить в качестве вероятного источника два типа пород – породы средне-основного состава повышенной щелочности с температурами кристаллизации порядка 700°С и породы среднего состава, возможно с температурой кристаллизации до 800°С. Можно предположить, что циркон с относительно низкими содержаниями Hf (до 8386 ppm) генетически связан с проявлениями андезито-базальтового вулканизма в пределах Передового хребта, а циркон с содержаниями Hf 8624–11422 ppm – с проявлениями андезито-дацитового вулканизма Бечасынской зоны.