Геохимия, 2022, T. 67, № 1, стр. 3-18

ВВЕДЕНИЕ

Гранитоидный магматизм в Восточно-Казахстанском регионе получил интенсивное развитие в Р₁–Т₁ период герцинского цикла в постколлизионной геодинамической обстановке, что характерно для Центральноазиатского орогенного пояса (Дьячков, 2015). В ходе эволюции гранитоидного магматизма происходила закономерная смена вещественного состава интрузивных комплексов и связанного с ними оруденения: калгутинский и кунушский гранодиорит-плагиогранитовый 300–310 млн лет (Au-Ag); калбинский гранитовый 292–297 и 281–288 млн лет (Ta, Nb, Li, Be, Cs); монастырский лейкогранитовый 281–288 млн лет (Ta, Sn, REE); керегетас-эспинский щелочногранитовый с возрастом около 250 млн лет (Nb, Zr, REE) (Хромых и др., 2016; Дьячков, 2015). Гранитоидный массив Верхнее Эспе является важным объектом Восточного Казахстана, поскольку почти все тело массива занимает перспективное на разработку комплексное редкоземельно-редкометалльное (REE, Zr, Nb, Ta) месторождение.

Массив Верхнее Эспе детально изучен рядом исследователей: описание геологической позиции массива, петрографическое и геохимическое исследование пород подробно изложено в многочисленных публикациях А.В. Степанова, Г.К. Бекеной, В.А. Белова и др. (например, Belov, Ermolov, 1996; Степанов и др., 2008, 2011; Степанов, Бекенова, 2009; Редкие …, 2011). Состав породообразующих, акцессорных минералов и геохимические характеристики апогранитов и рудных залежей месторождения Верхнего Эспе описаны в работах (Байсалова, 2018; Фролова, 2018). Однако столь важный и информативный акцессорный минерал как циркон остается недостаточно изученным.

Циркон обладает уникальной особенностью сохранять изотопно-геохимические отпечатки важнейших событий, относящихся ко времени образования пород и их вещественных источников. Он является ключевым минералом для определения возраста массива, решения сложного вопроса о генезисе рудовмещающих пород. Циркон из данного массива также является рудным минералом, поскольку обладает аномально высоким содержанием редких и редкоземельных элементов, что определяет устойчивый интерес к нему. Циркон с подобными характеристиками встречается сравнительно редко. Как правило, он имеет гидротермально-метасоматическое происхождение и образован при активном участии флюидов. Магматический циркон с аномальным уровнем содержания редких элементов – явление крайне редкое. Одним из примеров является циркон из Ястребецкого и Азовского массивов сиенитов на Украинском щите (УЩ) (Левашова и др., 2016). Установление причин возникновения аномального содержания неформульных элементов в составе циркона из гранитов массива Верхнее Эспе, определение условий кристаллизации циркона и явилось основной целью настоящего исследования. Кроме того, данная работа направлена на восполнение недостающей изотопно-геохимической информации по исследуемому объекту. Для этого было проведено изучение распределения редких и редкоземельных элементов в цирконе, морфологии и строения минерала и сопоставление полученных данных с цирконом из высокодифференцированных пород (щелочно-полевошпатовых сиенитов Украинского щита); определен изотопный состав кислорода в цирконе, что также позволяет оценить условия его кристаллизации. В результате исследования был определен возраст циркона, что впоследствии может быть использовано при геодинамических реконструкциях для редкометалльных комплексов региона.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА

Массив Верхнее Эспе и одноименное комплексное редкоземельно-редкометалльное (REE, Zr, Nb, Ta) месторождение расположено вблизи экзоконтакта крупного Акжайляутасского гранитного массива в краевой юго-западной части Жарма-Саурского рудного пояса восточной части Казахстана. Массив представлен двумя небольшими куполообразными телами (Большой и Малый) щелочных гранитов керегетас-эспинского комплекса (вторая интрузивная фаза комплекса) (рис. 1). Массив Верхнее Эспе преимущественно состоит из разнозернистых от мелко- до крупнозернистых и пегматоидных щелочных гранитов (биотит-рибекитовые, рибекитовые, биотитовые, эгирин-рибекитовые), встречаются также породы порфировой структуры (Степанов, Бекенова, 2009). Вмещающими породами являются песчаники, алевролиты, туфопесчаники, сланцы. Среди пород массива выделяются как неизмененные граниты, так и метасоматически измененные (апограниты). Наибольшие метасоматические изменения присущи апикальной части массива, что привело к изменению состава и текстуры первичных гранитных пород и образованию альбит-рибекитовых гранитов с повышенным содержанием редких элементов (Zr, Nb, Th, Y, REE, а также Sn, Pb, Zn, Ti и др.) (Степанов и др., 2008; Степанов, Бекенова, 2009). На контакте с метасоматически измененными щелочными гранитами вмещающие породы были преобразованы в фениты (Степанов, Бекенова, 2009).

Рис. 1.

Схема геологического строения массива Верхнее Эспе (по В.А. Белову и Л.И. Семивраговой). 1 – четвертичные отложения; 2 – песчаники, алевролиты; 3 – пегматоидные граниты; 4 – щелочные мелкозернистые; 5 – среднезернистые рибекитовые, рибекит-биотитовые граниты; 6 – порфировидные биотитовые граниты; 7 – граносиениты и гранодиориты; 8–10 – жильные породы (8 – аплитовидные граниты, 9 – щелочные граниты, 10 – пегматиты); 11 – рудоносные рибекит-альбитовые метасоматиты; 12 – разрывы первого порядка; 13 – разрывы второго порядка; звездочка на схеме строения массива – место отбора образцов.

Рудные залежи представлены пластообразными телами в приконтактовых зонах массива (в основном кварц-альбитовые, рибекит-альбитовые и астрофиллит-эгириновые разности) и жилообразными метасоматическими телами, главным образом, в купольных областях массива. Наблюдается постепенное увеличение содержания редких элементов от внутренней области массива к его апикальной области (Фролова и др., 2015). Рудная минерализация представлена мелкой вкрапленностью пирохлора, бастнезита, циркона, торита, эльпидита, гагаринита (основного концентратора REE, впервые открытого в рудах месторождения Верхнее Эспе) и других редких минералов (Belov, Ermolov, 1996; Степанов, Бекенова, 2009).

В работе были изучены кристаллы циркона из мелкозернистых рибекитовых гранитов месторождения Верхнее Эспе, отобранных в эндоконтактовой зоне Малого Купола (рис. 1). Мелкозернистые рибекитовые граниты, образующие незначительные интрузии во внутренних частях Большого и Малого Купола, практически не были подвержены метасоматическим преобразованиям, они имеют резкие магматические контакты с гранитами внутренней части массива. По петрохимическим данным рибекитовые граниты относятся к щелочному ряду калиево-натриевой серии, высокоглиноземистые и умеренной основности, в их составе преобладают кварц (35–40%), микроклин (25–30%), альбит (10–20%), рибекит (10–15%), эгирин (до 5%). Из числа акцессорных минералов встречается: циркон, пирохлор, флюорит. Текстура гранита – пятнистая, за счет фемических минералов.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ ЦИРКОНА

Особенности внутреннего строения и состава циркона по главным элементам, контроль наличия включений минеральных фаз и их состав изучен в режиме обратно-отраженных электронов (BSE) на растровом электронном микроскопе JEOL JSM-6510LA c ЭД-спектрометром JED-2200 (ИГГД РАН).

Локальное U–Pb датирование циркона выполнено на ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ). Измерения U–Pb проводились по методике описанной (Williams, 1998). Интенсивность первичного пучка O₂ составляла 4 нА, диаметр кратера составлял около 20 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программы SQUID (Ludwig, 2001). Соотношение U/Pb нормировано на значение стандарта циркона TEMORA и 91500. Ошибки единичных анализов (отношения U/Pb и возраст) находятся на уровне 1σ, а погрешности вычисленных согласованных возрастов и пересечений с конкордией – на уровне 2σ. Конкордия построена с помощью программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 2003). Непосредственно перед геохронологическим исследованием в ЦИИ ВСЕГЕИ была проведена съемка циркона в режиме катодолюминесценции (CL) на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500S с CL-детектором CLI/QUA 2.

Содержание REE и редких элементов в цирконе определено на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН) по методике описанной (Hinton, Upton, 1991; Федотова и др., 2008). Точность определения составляет 10–15% для элементов с концентрацией >1 ppm и 10–20% для элементов с концентрацией 0.1–1 ppm, предел обнаружения составляет 5–10 ppb. Размер кратера составляет примерно 20 мкм. При построении спектров распределения REE состав циркона нормирован к составу хондрита СI (McDonough, Sun, 1995). Температура кристаллизации циркона рассчитана с помощью термометра “Ti-в-цирконе” (Watson et al., 2006).

Изотопный состав кислорода исследован на ионном микрозонде Cameca-1280 (ИГГ КАН) в максимально однородных доменах циркона по методике, приведенной в (Gao et al., 2014). Первичный пучок Cs⁺ определял размер анализируемой области в форме квадрата со стороной около 15–20 мкм. Каждый анализ состоял из 16 циклов измерения отношения ¹⁸O/¹⁶O. Измеренные ¹⁸O/¹⁶O были нормализованы на стандарт VSMOW (¹⁸O/¹⁶O = 0.0020052). Фактор приборного фракционирования масс (IMF) определялся с помощью измерения стандарта циркона TEMORA-2 (δ¹⁸О = 8.20‰, SD = 0.18) (8 анализов) и контролировался независимым измерением стандарта 91500 (δ¹⁸О = 10.04‰, SD = 0.29) (4 анализа), имплантированными в тот же препарат.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Выделенный циркон представлен эвгедральными зернами, достигающими в поперечнике 100–250 мкм (рис. 2). По данным SEM-EDS в центральной области циркона установлены достаточно крупные (до 50–100 мкм) микровключения альбита и калиевого полевого шпата. На BSE-изображении прослеживается гетерогенность внутреннего строения циркона, которая нашла свое отражение и в редкоэлементном составе минерала. В пределах кристалла можно выделить: светлую центральную и краевую область с относительно умеренным содержанием примесей и темную промежуточную (между центральной и краевой) зону с высоким содержанием редких и редкоземельных элементов. По данным SEM-EDS темные в BSE промежуточные зоны циркона отличаются повышенным содержанием FeO (до 2–4 мас. %), CaO и Al₂O₃ (до 0.5–1.5 мас. %). Краевая область циркона, пронизанная поперечными трещинами, сравнительно лишена примесей.

Рис. 2.

Изображение в режимах BSE и CL циркона из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе. Показано положение точек анализа редких элементов и определения U–Pb возраста. Кратеры ионного зонда показаны вне масштаба. Номера точек соответствуют табл. 1, 2.

Для центральных областей циркона содержание суммарного количества REE находится на достаточно высоком уровне 12 000–17 000 ppm, по сравнению с ранее установленными типичным значениями магматического циркона (Harley, Kelly, 2007). Подавляющее количество REE составляют тяжелые REE (12 000–16 000 ppm). Содержание Y также повышенное и отвечает 10 000–17 000 ppm, P – 800–1600 ppm, Nb – 300–900 ppm (табл. 1). Также в центральных областях циркона отмечается довольно высокое содержание U и Th: содержание Th достигает 1200–2000 ppm, U – 6000–8000 ppm, Th/U отношение составляет 0.16–0.33 (табл. 1), что соответствует нижнему пределу типичных для магматического циркона значений (Hoskin, Schaltegger, 2003). Температура образования циркона по термометру “Ti-в-цирконе” составляет около 700–850°С (табл. 1). Спектры распределения редкоземельных элементов в светлой в BSE центральной области циркона отвечают дифференцированным графикам распределения от легких (LREE) к тяжелым REE (HREE) (Lu_N/La_N = 400–46 000) с переменным содержанием LREE (рис. 3а). На спектрах отмечается четко выраженная отрицательная Eu-аномалия, имеющая практически постоянную величину (Eu/Eu* = 0.03–0.05) и положительная Ce-аномалия, величина которой существенно варьирует (Ce/Ce* = 2–88). Поскольку величина Ce-аномалии в цирконе в первую очередь контролируется фугитивностью кислорода в исходной магме, т.е. является унаследованной от расплава (Hoskin, Shaltegger, 2003), то можно предполагать наличие изменений в окислительно-восстановительных условиях исходного расплава.

Рис. 3.

Спектры распределения редкоземельных элементов в цирконе из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе: а – для центральных и краевых областей циркона; б – для промежуточных зон циркона. Номера точек анализа соответствуют рис. 2.

Отдельно стоит отметить центральную зону кристалла с точкой анализа 2.1, существенно отличающуюся от вышеописанного циркона крайне низким, наименьшим среди всех исследованных зерен, содержанием редких элементов (табл. 1). Так, суммарное содержание REE составляет всего лишь 270 ppm, Y – 110 ppm, Th – 7 ppm, U – 36 ppm, Th/U отношение – 0.18. Спектр распределения редкоземельных элементов в данной точке циркона отвечает дифференцированному графику от LREE к HREE, отличаясь пониженным содержанием этих элементов и сильно проявленной отрицательной Eu-аномалией, что придает спектру REE определенные черты тетрадного эффекта (рис. 3а). Температура образования циркона по термометру “Ti-в-цирконе” в данной точке анализа составляет около 500°С (табл. 1), что сопоставимо с параметрами кристаллизации, определенными для редкометалльных гранитов Восточного Казахстана (Соколова, 2014).

Существенно отличается редкоэлементный состав циркона в темных в BSE промежуточных зонах кристаллов, расположенных между центральной и краевой областью. Для промежуточной зоны циркона присуще высокое содержание суммарного количества REE (14 000–43 600 ppm) преимущественно за счет значительного вклада LREE (2000–11 000 ppm) (табл. 1). Содержание других неформульных элементов также находится на высоком уровне. Диапазон содержания Y составляет от 10 000 до 22 500 ppm, Nb – от 1500 до 9500 ppm, Ca – от 900 до 8000 ppm, Ti – от 130 до 700 ppm. Стоит отметить, что авторами при анализе на ионном микрозонде не были обнаружены микровключения редкоземельных фосфатов (монацита, ксенотима) и других акцессорных минералов. Наличие нановключений редкоземельных фосфатов в цирконе, как предполагает ряд авторов (Bindeman et al., 2014), не обнаруживаемых на электронном микроскопе, по нашему мнению, можно не учитывать по причине отсутствия значительного увеличения содержания P при аномальном росте содержания REE, Y и др. Несмотря на то, что содержание P в целом коррелирует с содержанием Y и Ca, при максимальном содержании Y и Ca (22 000 и 8000 ppm, соответственно) в цирконе установлено лишь 800 ppm P. Такое соотношение рассматриваемых элементов заведомо исключает как “ксенотимовую” схему изоморфизма, так и захват в поле анализа микровключений фосфатов. Промежуточным зонам циркона характерен пологий спектр распределения REE с высоким уровнем LREE (Lu_N/La_N = 38–170) (рис. 3б), со слабо выраженной Ce-аномалией (Ce/Ce* = = 2–5), при сохраняющейся величине отрицательной Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.05–0.07).

Краевые области циркона имеют светло-серый цвет на BSE-изображении (рис. 2), для данной области характерно наименьшее содержание редких элементов в пределах зерна. Содержание Y и REE в них составляет 2000–7000 ppm и 2000–8000 ppm, соответственно, что не менее чем в 2–3 раза ниже, чем в центральной области того же кристалла (табл. 1). Содержание остальных редких элементов в краевых областях циркона довольно низкое, в среднем ниже на порядок (Th – 130 ppm, U – 900 ppm, P – 240 ppm, Nb – 160 ppm). Несмотря на отличающиеся характер и уровень накопления редких и редкоземельных элементов, спектры распределения REE в краевых областях кристаллов соответствуют спектрам распределения REE в их центральной области (рис. 3а), отвечая характерным чертам циркона магматического генезиса (Hoskin, Schaltegger, 2003).

Изотопный состав кислорода в цирконе был проанализирован в 25 точках, из которых в 15 точках предварительно было проведено определение редких и редкоземельных элементов (табл. 1). Среднее значение δ¹⁸О составило 6.30‰ при минимальном значении 5.83‰ и максимальном – 7.16‰, что несколько выше мантийного значения (около 5.3‰) и в целом соответствует значениям для циркона из гранитоидов фанерозойского возраста (Valley et al., 2005). Для светлых в BSE центральных и краевых областей циркона присущи относительно более низкие значения δ¹⁸О (5.83–6.55‰), тогда как в промежуточных темных в BSE зонах циркона с повышенным содержанием несовместимых элементов наблюдается несколько повышенное значение δ¹⁸О (6.40–7.16‰).

U–Pb датирование выполнено для 9 зерен циркона (15 точек анализа). Достоверный возраст демонстрируют только точки анализа из наиболее однородных (по данным BSE- и CL-изображениям) участков циркона (центральная и краевая область кристаллов). Тогда как в его промежуточной зоне с повышенным содержанием редких и редкоземельных элементов (точки анализа 1.1 и 7.2) определение возраста невозможно из-за высокого содержания в них нерадиогенного свинца (табл. 2). Из 13 проанализированных точек циркона только 7 из них с умеренным уровнем содержания U (20–920 ppm) и Th (4–180 ppm) дают близкие к конкордантным значения возраста. Th/U в них составляет 0.13–0.20, что характерно для циркона магматического происхождения (Hoskin, Schaltegger, 2003). Конкордантный изотопный возраст составляет 283 ± 3 млн лет (СКВО = = 0.50) (рис. 4, табл. 2). U–Pb возраст циркона из щелочных гранитов Верхнее Эспе совпадает в пределах погрешности с возрастом апогранитов данного массива (286 ± 4 млн лет, по данным U–Pb метода) (Байсалова, 2018) и несколько ниже значений, установленных для разновидностей гранитов, испытавших альбитизацию и фенитизацию (291 ± 4 млн лет, по данным U–Pb метода) (Фролова, 2018). Таким образом, возраст щелочных гранитов массива Верхнее Эспе, с которыми связано редкоземельно-редкометалльное месторождение, свидетельствует об отсутствии существенного разрыва во времени с происходившими метасоматическими процессами и образованием рудных залежей. Кроме того, полученные данные указывают на синхронность формирования гранитов массива Верхнее Эспе и гранитоидов калбинского, жарминского, преображенского и других нижнепермских комплексов Восточно-Казахстанского региона, подтверждая (например, Хромых и др., 2016), что главный этап гранитоидного магматизма в регионе отвечает нижнепермскому периоду.

Рис. 4.

Диаграмма с конкордией для циркона из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе. Эллипсы и значения U–Pb возраста соответствуют 2σ, включая погрешность константы распада.

Установленный для промежуточных зон циркона из гранитов Верхнего Эспе “плоский” тип спектра распределения редкоземельных элементов является характерной чертой “гидротермально-метасоматического” циркона (Hoskin, Schaltegger, 2003; Hoskin, 2005; Geisler et al., 2007; Harley, Kelly, 2007; Schaltegger, 2007). Однако в случае с цирконом из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе дополнительных признаков метасоматических изменений в цирконе (например, особенности морфологии и внутреннего строения, обогащение неформульными элементами – Ca, Ti, Sr и др.) выявлено не было. Во вмещающем циркон граните признаки метасоматических изменений также отсутствуют. В изученном цирконе центральная и краевая области минерала отвечают характерным чертам циркона магматического генезиса (Hoskin, Schaltegger, 2003; Hoskin, 2005; Geisler et al., 2007; Harley, Kelly, 2007). Уровень содержания REE и редких элементов в центральной области кристаллов и, особенно в промежуточной их зоне, достаточно высок, в краевой области циркона отмечается снижение содержания всех примесей. Высокое содержание REE и Y (до 22 000 ppm – Y и до 43 000 ppm – REE) как в цирконе из массива Верхнего Эспе, было обнаружено в краевой зоне циркона из щелочно-полевошпатовых сиенитов Ястребецкого и Азовского массивов (Украинский щит), с которыми связаны богатые редкоземельные месторождения (Левашова и др., 2016). Аномально высокое содержание данных элементов в цирконе (REE – до 36000 ppm и Y – до 81000 ppm) обусловлено его кристаллизацией на поздних этапах становления массивов (рибекит-эгириновый кварцевый сиенит) из остаточного флюидонасыщенного расплава, обогащенного Y, REE, U, Th, Nb и другими несовместимыми элементами.

На диаграмме соотношения HREE и Y (рис. 5а) отчетливо наблюдается линейный тренд обогащения циркона HREE и Y, содержание которых положительно коррелирует между собой, что типично для данного минерала. Тренд начинается от фигуративной точки циркона с крайне низким содержанием Eu и других элементов-примесей (точка анализа 2.1) и заканчивается точками темных (в BSE) промежуточных зон кристаллов, имеющих пологие спектры REE за счет повышенного содержания LREE (рис. 5а). Стоит отметить, что содержание Y и HREE в центральных областях исследуемого циркона находится в довольно узком диапазоне, тогда как содержание данных элементов в краевой области имеет более широкий разброс. Подобное распределение элементов наблюдается и на других диаграммах (рис. 5б–5г). Таким образом, прослеживается тенденция в закономерном увеличении количества редких элементов в составе циркона от его центральных областей к промежуточным зонам, кристаллизовавшимся из расплава, обогащенного редкими элементами. На заключительных стадиях кристаллизации краевые области циркона образовались уже из истощенного несовместимыми элементами расплава, что привело к относительно обедненному составу краевой области.

Рис. 5.

Соотношение HREE–Y (а), HREE–LREE (б), Y–Nb (в), U–Th (г), La–Sm_N/La_N (д), Ce/Ce*–Eu/Eu* (е) в цирконе из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе и в цирконе из сиенитов редкоземельных месторождений Ястребецкое и Азовское (УЩ). Содержание редких элементов приведено в ppm. На диаграммах 4д и 4е нанесены поля составов магматического (1) и гидротермально-метасоматического (2) циркона по (Hoskin, 2005), на диаграмме La‒Sm_N/La_N (4д) дополнительно отмечены границы зон (пунктирные линии) по (Kirkland et al., 2009).

В качестве объекта сравнения был выбран циркон из Ястребецкого и Азовского массивов, кристаллизовавшихся из остаточного флюидонасыщенного расплава (Левашова и др., 2016). Циркон из Ястребецкого и Азовского массивов, с которыми связаны одноименные редкоземельные месторождения, на диаграммах (рис. 5) имеет свой собственный тренд, расположенный параллельно тренду циркона из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе. Промежуточные зоны исследуемого циркона по содержанию и распределению LREE и HREE, а также по содержанию Nb (рис. 5в) и других редких элементов (Th, U, рис. 5г) совпадают с краевыми зонами циркона из Ястребецкого и Азовского редкоземельных месторождений (рис. 5б). В природных и экспериментальных условиях было установлено, что такие несовместимые элементы как Zr, REE, Y, Nb могут быть подвижными в магматических системах, обогащенных щелочами и фтором (Yang et al., 2014; и ссылки в ней), и могут концентрироваться при условии высокой степени фракционной кристаллизации расплава (Salvi, Williams-Jones, 1996, 2006; Jiang et al., 2005), как это было установлено для Азовского массива (Voznyak et al., 2010, 2010а; Левашова и др., 2019). Можно предположить, что обогащение вышеперечисленными несовместимыми элементами является характерной чертой циркона из щелочных гранитов и сиенитов, кристаллизация которого происходила при взаимодействии с флюидонасыщенным расплавом.

На дискриминационной диаграмме La_N–Sm_N/La_N (рис. 5д) большинство фигуративных точек циркона из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе попадает в область между выделенными полями циркона магматического и гидротермально-метасоматического происхождения или в поле магматического циркона по данным (Hoskin, 2005). Практически все точки центральной области исследуемого циркона и его промежуточные зоны попадают в область гидротермального циркона согласно (Kirkland et al., 2009), тогда как точки состава краевой области кристаллов находятся в поле магматического циркона. На дискриминационной диаграмме Ce/Ce*–Eu/Eu* (рис. 5е) прослеживается в целом аналогичное распределение фигуративных точек состава циркона, – подавляющее число точек располагается вне выделенных полей по данным (Hoskin, 2005). Промежуточные зоны циркона с высоким содержанием неформульных элементов располагаются вблизи “гидротермального” поля. Однако, как отмечено выше, признаков гидротермального происхождения и метасоматических изменений в цирконе выявлено не было.

На отсутствие больших масс “внешних” флюидов при кристаллизации циркона из расплава в том числе указывает исследование изотопного состава кислорода в цирконе. Для центральной и краевой области циркона отмечены невысокие значения δ¹⁸О (5.83–6.55‰), несколько выше δ¹⁸О наблюдается промежуточной зоне кристаллов и составляет 6.40–7.16‰. Поскольку в условиях высокотемпературной магмы сдвиг δ¹⁸O в системе расплав-флюид составляет не более 2‰ (Hoefs, 2009), а вариации значения δ¹⁸O в исследуемом цирконе составляют чуть более 1‰, т.е. все основания предполагать закрытость магматической системы в отношении “внешнего” флюида с существенно другим изотопным составом и магматический генезис исследуемого циркона. Таким образом, исследование изотопного состава кислорода в цирконе согласуется с выдвинутым выше предположением о происхождении циркона с повышенным содержанием редких и редкоземельных элементов за счет фракционирования расплава без вмешательства “внешних” флюидных потоков.

ВЫВОДЫ

Полученное U–Pb методом значение возраста циркона из рибекитовых гранитов 283 ± 3 млн лет рассматривается как возраст массива Верхнее Эспе, а также ассоциирующего с ним одноименного редкоземельно-редкометалльного месторождения. Эти данные согласуются с ранее опубликованными результатами геохронологических исследований пород массива (Байсалова, 2018; Фролова, 2018).

Циркон из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе характеризуется неоднородностью внутреннего строения и состава. Особенностью данного циркона является наличие промежуточной зоны, аномально обогащенной REE (до 43 000 ppm) и с пологим спектром их распределения, Y (до 22 000 ppm), Nb (до 9000 ppm) и другими неформульными элементами. Какие-либо признаки метасоматического воздействия в цирконе из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе установлены не были.

Для исследованного циркона установлена тенденция к увеличению содержания редких элементов при переходе от центральных областей к промежуточным зонам, образованным из расплава, обогащенного редкими элементами. Напротив, краевые области циркона кристаллизовались из истощенного несовместимыми элементами расплава. Результаты исследования изотопного состава кислорода в цирконе свидетельствуют об отсутствии вмешательства “внешних” флюидов в процессе его кристаллизации.

По содержанию Y, REE и других редких элементов промежуточные зоны циркона из рибекитовых гранитов массива Верхнее Эспе имеют схожие характеристики состава с “аномальным” цирконом из Ястребецкого и Азовского массивов сиенитов на Украинском щите (Левашова и др., 2016). Наибольшее сходство установлено для циркона из массива Верхнее Эспе с цирконом из Ястребецкого массива, кристаллизовавшимся из флюидонасыщенного остаточного расплава. Можно предположить, что аномальная степень обогащения несовместимыми элементами является характерной особенностью циркона из рудоносных (Zr–REE–Y) щелочных гранитов и сиенитов.

Авторы благодарят С.Г. Симакина, Е.В. Потапова (ЯФ ФТИАН), О.Л. Галанкину (ИГГД РАН), П.А. Львова (ВСЕГЕИ) за помощь в аналитических исследованиях циркона.

Работа выполнена в рамках темы НИР ИГГД РАН (№ FMNU-2022-0005).