Циркон из высокомагнезиального диорита Челябинского массива (Южный Урал): морфология, геохимические особенности, петрогенетические аспекты

GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS

PUBLISHED BY THE INSTITUTE OF THE EARTH'S CRUST SIBERIAN BRANCH OF RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES

ISSN 2078-502X

2019 VOLUME 10 ISSUE 2 PAGES 289-308

https://doi.org/10.5800/GT-2019-10-2-0415

Zircon in high-Mg diorite of the Chelyabinsk massif (South Urals): morphology, geochemical signature,

and petrogenesis implications T. A. Osipova, G. A. Kallistov, M. V. Zaitseva

A.N. Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of RAS, Yekaterinburg, Russia

Abstract: The article is focused on the morphology, trace element composition, U-Pb and Lu-Hf systems in zircon in high-Mg diorite of the Chelyabinsk granitoid massif. Our analytical studies of the U-Pb and Lu-Hf isotope systems and the trace element composition were performed using mass spectrometry (MS) with inductively coupled plasma (ICP) and laser ablation (LA) of samples. It is established that the zircon formed at the last stages of crystallization of the basic melt under subsolidus conditions at low (600-700 °C) temperatures, which distinguishes it from the zircon of most other high-Mg rocks of the intermediate composition. The internal structure of the zircon and the concentration of trace elements are locally altered under the influence of a fluid, which led to a partial disruption of the U-Pb and Lu-Hf isotopic systems. For the least altered areas in the zircon crystals, the age of crystallization of the parent high-Mg melt is 362±2 Ma, which coincides with the age estimated from the geological data. Considering the isotope composition of Hf in the zircon and the trace element concentrations, there are grounds to relate the formation of high-Mg diorite in the Chelyabinsk granitoid massif with a mixed mantle-crustal source.

Key words: high-Mg diorite; zircon; U-Pb age; isotopic composition of Hf; South Urals; petrogenesis; mantle-crust interaction

RESEARCH ARTICLE

Received: November 30, 2018 Revised: May 13, 2019 Accepted: May 23, 2019

For citation: Osipova T.A., Kallistov G.A., Zaitseva M.V., 2019. Zircon in high-Mg diorite of the Chelyabinsk massif (South Urals): morphology, geochemical signature, and petrogenesis implications. Geodynamics & Tectonophysics 10 (2), 289-308. doi:10.5800/GT-2019-10-2-0415.

Циркон из высокомагнезиального диорита Челябинского массива (Южный Урал): морфология, геохимические особенности, петрогенетические аспекты

Т. А. Осипова, Г. А. Каллистов, М. В. Зайцева

Институт геологии и геохимии им. академика А.Н. Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург, Россия

Аннотация: В статье приводятся результаты изучения морфологии, микроэлементного состава, U-Pb и Lu-Hf изотопных систем в цирконе из высокомагнезиального диорита Челябинского гранитоидного массива. Аналитические исследования изотопных U-Pb и Lu-Hf-систем и микроэлементного состава проведены с использованием масс-спектрометрии (МС) с индуктивно связанной плазмой (ИСП) и лазерной абляцией (ЛА) проб. Установлено, что циркон образовался на последних этапах кристаллизации базитового расплава в субсоли-дусных условиях при низких (600-700 °C) температурах, что отличает его от циркона большинства других высокомагнезиальных пород среднего состава. Внутренняя структура циркона и концентрации элементов-примесей локально изменены под воздействием флюида, что привело к частичному нарушению изотопных U-Pb и Lu-Hf систем. По наименее измененным областям в кристаллах циркона установлен возраст кристаллизации материнского высокомагнезиального расплава 362±2 млн лет, совпадающий с геологическими данными. Изотопный состав Hf в цирконе и данные о содержаниях в нем микроэлементов позволяют связать образование высокомагнезиального диорита Челябинского гранитоидного массива с источником смешанной мантийно-коровой природы.

Ключевые слова: высокомагнезиальный диорит; циркон; U-Pb-возраст; изотопный состав Hf; Южный Урал; петрогенезис; мантийно-коровое взаимодействие

1. Введение

Эффузивные и интрузивные высокомагнезиальные породы среднего состава наиболее широко представлены в областях субдукции, а также известны в интраконтинентальных обстановках на разных возрастных уровнях. Для объяснения их образования рассматриваются различные механизмы взаимодействия мантийного источника и коро-вого компонента, так как при плавлении только коровых пород базитового состава не генерируются магмы столь высокой магнезиальности (0.77) [Martin et al., 2005; Tatsumi, 2008; Qian, Hermann, 2010, и ссылки в ней; Castillo, 2012; и др.].

В разработке конкретных моделей образования высокомагнезиальных пород среднего состава, предполагающих различные механизмы взаимодействия мантийного ультрамафического материала с коровыми кремнекислыми расплавами, наибольшее значение имеют петрогеохимические и изотопно-геохимические особенности пород, а также состав слагающих их породообразующих минералов. Наиболее важная роль в этих реконструкциях принадлежит реликтовым первично-магматическим темноцветным силикатам. Вместе с тем, дополнительную информацию о петрогенезе этих своеобразных пород несет акцессорный циркон.

Основной в настоящее время минерал-геохронометр, «сохраняющий память» о разновозрастных событиях и позволяющий восстановить их историю, - циркон - может помочь в понимании петро-генетических процессов, так как в магматических породах он кристаллизуется в широком диапазоне температур, которые связаны с составом расплава [Hanchar, Watson, 2003]. Эта связь находит отражение в особенностях его морфологии, онтогении, внутреннего строения, химического состава [Pupin, 1980; Belousova et al., 2006; Popov, 2011]. Циркон, являясь концентратором редких элементов - индикаторов различных магматических процессов, определяет их поведение в ходе кристаллизации или взаимодействия расплавов [Wark, Miller, 1993; Thomas et al., 2002; Claiborne et al., 2006; и др.]. Изотопный состав гафния важен для установления природы источника магматических расплавов, расшифровки процессов мантийно-корового взаимодействия [Taylor, McLennan, 1985; Vervoort, Blichert-Toft, 1999; Gagnevin et al., 2010; и др.].

2. Геологическая ситуация

Челябинский гранитоидный массив, образованный разновозрастными интрузивными комплек-

1 X X X 2 + + + 3 4 \ \ \ W \ 5 6

7 8 9 „--- 10 11 12

Рис. 1. Схема геологического строения Челябинского гранитоидного плутона (по данным Челябинского государственного геолого-геофизического предприятия, с дополнениями Т.А. Осиповой и Г.А. Каллистова) и его положение в структуре Урала (по \Puchkov, 2010]).

1-4 - высококалиевая серия: 1 - кварцевые диориты Р3-С1), 2 - гранодиориты Ф3-С1), 3 - граниты биотитовые (С1), 4 - лейко-граниты биотит-мусковитовые (С1); 5 - умереннокалиевая серия: граниты гнейсированные (С1-2); 6-7 - субщелочная серия: 6 - лейкограниты биотитовые флюоритсодержащие (Р1), 7 - лейкограниты биотитовые (Р2); 8 - лейкограниты гранат-муско-витовые (Т2); 9 - вмещающие метавулканогенные и метаосадочные породы ^1-2); 10 - разрывные нарушения; 11 - шарьяжи и надвиги; 12 - граница г. Челябинска.

Fig. 1. Simplified geological map of the Chelyabinsk granitoid pluton (according to the Chelyabinsk State Geological and Geophysical Enterprise, with additions by T.A. Osipova and G.A. Kallistov), and its position in the Urals (after [Puchkov, 2010]).

1-4 - high-K series: 1 - quartz diorite (D3-C1), 2 - granodiorite (D3-C1), 3 - biotite granite (Ci), 4 - biotite-muscovite leucogranite (Ci); 5 - moderate-K series: gneiss granite (C1-2); 6-7- subalkaline series: 6 - biotite fluorite-bearing leucogranite (Pi), 7- biotite leucogranite (P2); 8 - garnet-muscovite leucogranite (T2); 9 - host meta-volcanogenic and meta-sedimentary rocks (Pzi-2); 10 - fault; 11 - thrust; 12 - Chelyabinsk city boundary.

сами, является одним из крупнейших на Урале. Он расположен в северном замыкании южного сегмента Восточно-Уральской зоны (рис. 1), которая характеризуется широким распространением сиа-лического материала. В строении массива принимает участие широкий спектр пород от кварцевых диоритов до гранитов и лейкогранитов. Его основной объем образован кварцевыми диоритами и

гранодиоритами. Более кислые разности (граниты и лейкограниты) преимущественно слагают центральную и юго-восточную часть массива, а также представлены в западном эндоконтакте (гнейсированные граниты). Основные черты строения и состава Челябинского массива рассмотрены в работах \Fershtater et al., 2004; KaШstov, 2014; KaШstov, Osipova, 2017].

Высокомагнезиальные диориты в Челябинском массиве залегают в породах ранней фазы - поздне-девонско-раннекаменноугольных гранодиоритах с U-Pb возрастом 361±4 млн лет [Kallistov, 2014], формирование которых связано с субдукцией в окраинно-континентальной обстановке [Fershtater et al., 2004]. Высокомагнезиальные диориты образуют в них дайку мощностью около 2 м. Породы дайки полностью раскристаллизованы и имеют отчетливо интрузивный облик. Геологические взаимоотношения с вмещающими гранодиоритами позволяют рассматривать дайку высокомагнезиальных диоритов как «классическую» синплутониче-скую интрузию [Pitcher, 1991]. Сплошное монолитное материнское тело дайки по простиранию разделяется на отдельные фрагменты неправильной формы, которые в совокупности образуют изначально плотное скопление - «рой». По мере удаления от материнского тела плотность «роя» уменьшается вплоть до отдельных включений, а их очертания становятся более округлыми. При этом ни дайка, ни вмещающие гранодиориты не имеют закаленных контактов. Подобные взаимоотношения обусловлены внедрением базитовой магмы в слабо консолидированные гранитоиды [Litvinovsky et al., 1992; Burmakina, Tsygankov, 2013; Vladimirov, 2017; и др.] на позднеплутоническом этапе в верхнекоро-вых условиях [Sklyarov, Fedorovskii, 2006].

3. Петрографические особенности и

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ

Высокомагнезиальный диорит имеет массивную текстуру и порфировидную структуру, обусловленную присутствием фенокристаллов (5-6 мм в поперечнике) темноцветных минералов: амфибола с флогопитом и, реже, пироксена, которые в настоящее время замещены актинолитом с реликтовыми участками паргасита, магнезиальной роговой обманки и высокохромистого диопсида. Структура основной массы гипидиоморфно-зернистая в сочетании с пойкилитовой: интерстиции между крупными выделениями темноцветных минералов выполнены резко ксеноморфным кислым плагиоклазом (олигоклазом и альбитом), который содержит включения мелких идиоморфных зерен амфибола, призмы апатита, а также кварц. Последний также присутствует в интерстициях и в виде отдельных ксеноморфных зерен. Акцессорные минералы -циркон, апатит, иглы которого достигают 2.5 мм в длину, титанит, единичные зерна ильменита. Важной чертой является наличие в породе высокохромистого хромита, который образует включения во вкрапленниках темноцветных минералов. Кроме перечисленных второстепенных минералов, в

диорите присутствует пирит и, редко, - миллерит, отсутствующие во вмещающем дайку гранодио-рите.

При содержании кремнезема около 52 мас. % порода имеет очень высокие концентрации MgO (до 13.5 мас. %), что определяет присутствие в нормативном составе породы оливина и высокий Mg# (0.77); повышенные концентрации Cr, Co и Ni (~700, 45, 313 г/т, соответственно); фракционированное распределение РЗЭ ((La/Yb)n=14.9) при отсутствии Eu-аномалии; низкие концентрации Y; заметные отрицательные аномалии Nb и Ti. По этим петро- и геохимическим параметрам рассматриваемая порода близка к высокомагнезиальным диоритам и их эффузивным аналогам - санукитам, описанным в многочисленных публикациях [Martin et al., 2005; Tatsumi, 2008; Qian, Hermann, 2010; и др.].

Подробнее петролого-минералогические особенности и химический состав высокомагнезиального диорита из Челябинского массива охарактеризованы в работах [Kallistov, Osipova, 2017, 2018; Pribavkin et al., 2019].

4. Методы исследования

Пробоподготовка и выделение цирконов проведены в ИГГ УрО РАН. Стандартная схема получения монофракции циркона из породы включала в себя дробление (<0.25 мм), отмывку для получения шлихового материала, разделение в тяжелых жидкостях, электромагнитную сепарацию концентрата, отбор зерен циркона вручную под бинокулярным микроскопом. Для выявления взаимоотношений циркона с породообразующими минералами проводилось его микроскопическое изучение в петрографических шлифах. Препаратами для исследования циркона являлись круглые шайбы из эпоксидной смолы (диаметр около 2.5 см) с помещенными в них зернами циркона. При полировке шайб зерна циркона выводились на поверхность приблизительно на половину их толщины. Исследование циркона производилось также и в полированных петрографических шлифах. Перед анализом методом масс-спектрометрии (LA-ICPMS) с лазерной абляцией - индуктивно связанной плазмой препараты (шлифы, шайба) проходили очистку спиртом и азотной кислотой (3 %).

Аналитические данные изучения U-Pb и Lu-Hf-изотопных систем и микроэлементного состава получены с использованием масс-спектрометрии (МС) с индуктивно связанной плазмой (ИСП) и лазерной абляцией (ЛА) проб (ЦКП УрО РАН «Геоаналитик», Екатеринбург). Все использованное оборудование размещено в помещении класса чистоты 7 ИСО.

U-Pb датирование цирконов выполнено на квад-рупольном ИСП-МС NexION 300S (PerkinElmer) с приставкой для ЛА NWR 213 (ESI). Процедура измерения Pb/U-изотопных отношений и алгоритм расчета возраста изложены в статье [Zaitseva et al., 2016]. Параметры приставки для ЛА: диаметр кратера - 25 мкм, частота повторения импульсов -10 Гц, плотность энергии - 12.5-13.5 Дж/см2. Обработку результатов проводили в программе GLITTER V4.4. Корректировка присутствия общего свинца проведена в программе ComPbCorr [Andersen, 2002]. Построение конкордии выполнено с помощью макроса для Excel Isoplot v.4.15. В качестве первичного стандарта использовали циркон GJ-1 (в качестве вторичных - цирконы 91500 и Plesovice), измеренный методом «взятия в вилку» через 10 измерений.

Анализ микроэлементного состава проведен на ИСП-МС NexION 300S (PerkinElmer) с приставкой для ЛА NWR 213. Параметры приставки для ЛА: энергия лазерного излучения - диаметр кратера 25 мкм, частота повторения импульсов - 10 Гц, плотность энергии - 10.5-11.5 Дж/ см2. Обработку результатов проводили в программе GLITTER V4.4. с использованием внутреннего стандарта SiO2, в качестве внешнего первичного стандарта использовали стандартное стекло NISTSRM 610 (в качестве вторичного - стандартное стекло NISTSRM 612), измеренное методом «взятия в вилку» через 10-12 измерений. Концентрации измеряли для следующих элементов: Li, Be, B, Na, Mg, Al, Si, Ca, Sc, Ti, V, Cr, Fe, Mn, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Se, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Mo, Ag, Cd, In, Sn, Sb, Te, Cs, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Hf, Ta, W, Tl, Pb, Bi, Th, U.

Анализ Lu-Hf-изотопной системы выполнен на многоколлекторном ИСП-МС Neptune Plus (Thermo Fisher Scientific) с приставкой для ЛА NWR 213. Следуя [Giovanardi, Lugli, 2017; Zaitseva, Votyakov, 2017], расчет изотопных отношений Lu/Hf, Hf/Hf, а также значений £(Hf) и модельного возраста выполнили с использованием макроса ExcelHf-INATOR при диаметре кратера 25 мкм, частоте повторения импульсов - 20 Гц, плотности энергии - 10.5-11.5 Дж/см2. В качестве первичного стандарта использовали циркон GJ-1 (в качестве вторичных - цирконы 91500, Plesovice и Mud Tank), измеренный методом «взятия в вилку» через пять измерений.

Основным критерием оптимизации (правильности) подобранных параметров служила согласованность полученных значений с базой данных GeoREM и литературными источниками для используемых стандартных образцов циркона. U-Pb возраст для стандартов GJ-1, 91500 и Plesovice равен 601.2±2.0 (N=23; MSWD=0.006; 1а), 1064±7 (N=11; MSWD=0.36; 1а) и 338±2 (N=13; MSWD=0.32; 1а) млн лет, соответственно, в рамках данной измерительной сессии.

Погрешность измерения изотопного отношения 206Pb/238U для стандартов циркона варьируется от 1.2 до 3.4 % в виде 1а, для 207Pb/235U - от 2.7 до 8.5 % (1а). Средневзвешенное значение изотопного отношения 176Hf/177Hf для стандартов GJ-1 и Plesovice составило 0.282017±0.000009 (N=15; 2а) и 0.28246± ±0.000009 (N=6; 2а), соответственно; также проведены единичные измерения стандартов 91500 и Mud Tank - i76Hf/i77Hf 0.282231±0.000039 (N=1; 2а) и 0.282481±0.000044 (N=6; 2а), соответственно, в рамках данной измерительной сессии. Погрешность измерения изотопного отношения 176Hf/177Hf для стандартов циркона варьируется от 0.006 до 0.024 % в виде 2а. Погрешность измерения стандартного стекла NIST 610 для измеренных элементов варьируется в диапазоне от 3 до 18 % (1а), для NIST 612 -от 3 до 20 % (1а).

5. Результаты исследования

5.1. Морфология и внутреннее строение кристаллов циркона

По морфологическим особенностям кристаллы циркона образуют одну популяцию. Они имеют призматический габитус и варьируются от длинно-призматических с отношением длины к ширине около 1:5 до короткопризматических и субизомет-ричных, в которых отношение длины к ширине составляет 1:1.5 - 1:1 (рис. 2, а, б). Размеры зерен колеблются от 200 до 700 мкм, преобладающая размерность 300-400 мкм. Кристаллы прозрачные до полупрозрачных, реже отмечаются непрозрачные, имеют кремовую, светло-бурую до темно-бурой и буровато-черной окраску. Часто наблюдается тонкая прозрачная кайма, через которую просвечивает темная основная масса минерала.

Для них характерны грани призм (100), (110) с частым доминированием грани (110), а также грани бипирамид (101) и (211). В большинстве случаев на гранях кристаллов циркона (преимущественно - призмы (110)) присутствуют первичные индукционные поверхности в виде выпуклых и вогнутых участков, канавок, «заполненных» включениями породообразующих минералов - плагиоклаза и, реже, амфибола (рис. 2, в-е), свидетельствующие о их совместном росте [Dementieva, 1964; Popov, 2011]. В результате интенсивного развития индукционных структур образуются зерна циркона неправильной формы - с частичной сохранностью собственных кристаллографических очертаний и ксеноморфные (рис. 2, е, ж). В поперечном срезе такие зерна имеют скелетоподобный облик (рис. 2, з). Кристаллы циркона содержат многочисленные включения плагиоклаза, кварца, идентичные по

Рис. 2. BSE-изображения зерен циркона из высокомагнезиального диорита, Челябинский массив. Пояснения в тексте. Fig. 2. BSE images of zircon grains in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif. See explanations in text.

m \ \ gi JeM

y 106

// À

14-2 Г Je

j J/ 33-2 /

' S 200 (im 100 Jim

H .i

114-3 » w

f )

200 Jim

Рис. 3. Катодолюминесцентные фотографии циркона из высокомагнезиального диорита, Челябинский массив. Эллипсы - область анализа: красные - U-Pb изотопный анализ; синий - изотопный состав Hf; зеленый - анализ редко-элементного состава (REE). Цифры у эллипсов - номера образцов и точки в табл. 1-3.

Fig. 3. Cathodic-luminescent images of zircon in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif. Ellipses show the areas of analysis: red - U-Pb isotope analysis; blue - Hf isotopic composition; green - RRE analysis. Figures at the ellipses - numbers of samples and points (see Tables 1-3).

составу минералам из основной массы породы, что также свидетельствует о росте циркона на поздних этапах кристаллизации расплава. Поверхность зерен циркона нередко осложнена микротрещинами (рис. 2, а, б), которые почти повсеместно отчетливо прослеживаются и во всем их объеме (рис. 2, ж, з) и являются микротрещинами разуплотнения, поскольку их максимальные скопления приурочены к зонам метамиктизации, образованным вследствие автооблучения, а также к участкам с сильно измененной внутренней структурой, которые четко выявляются в катодных лучах яркими областями (рис. 3, д-з).

Наименее измененные домены кристаллов циркона окрашены в серые и темно-серые тона, характеризуются слабым проявлением люминесцентных свойств и, большей частью, отсутствием зональности или обладают слабовыраженной секториальной

зональностью (рис. 3, а-г). Области со средней и высокой светимостью обладают «вторичной» зональностью, с первого взгляда напоминающей осцил-лярную, типичную для магматических цирконов. Но, в отличие от последней, «вторичная» зональность представляет собой чередование темных и светлых полос, часто не выдержанных по ширине и плавно переходящих друг в друга - их границы не резки, размыты (рис. 3, д, е). Часто такие полосы изогнуты, имеют причудливые «веероообразные» очертания и, как правило, ярко люминесцируют (рис. 3, ж, з). Наиболее интенсивные изменения наблюдаются возле минеральных включений и трещин.

5.2. Микроэлементный состав циркона

Данные о поведении элементов-примесей в зернах циркона из челябинского высокомагнезиаль-

Таблица 1. Редкие элементы в типичных зернах циркона из высокомагнезиального диорита, Челябинский массив

Table 1. Trace elements in typical zircon grains in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif

N 1 2 3 4 5 6 7 8 9

Grain, point 14-2 33-2 106 114-3 52 1-2_4 1-2_5 3-5_1 3-6_1

Elements, ppm

Al 12 <dl <dl 52 203 183 11703 13148 1583

Ti 2 <dl 4 2 23 28 29 1894 1356

Fe <dl 60 <dl 43 27 270 410 27794 6383

Sr <dl <dl <dl <dl <dl 8.9 151.7 64.6 178.9

Y 695 1773 1832 1034 233 632 408 308 1193

Nb 0.4 1.6 5.9 2.8 1.1 0.8 1.0 9.8 13.8

Ba <dl <dl 1.8 2.7 8.0 15.6 153.5 201.6 670.2

La 0.063 0.37 0.73 2.72 7.63 30.74 6.88 217.94 821.98

Ce 12.71 42.21 71.46 75.17 56.09 141.53 48.54 1041.13 3680.85

Pr 0.288 1.51 0.59 1.81 7.67 22.03 7.22 181.09 542.89

Nd 6.43 13.95 9.22 9.64 44.6 100.83 34.13 825.58 2030.39

Sm 4.83 16.08 9.44 9.46 9.62 17.48 7.45 82.68 157.84

Eu 3.42 6.57 4.43 4.78 2.67 6.33 2.47 21.8 29.78

Gd 21.93 86.02 40.73 26.52 10.15 24.74 12.69 48.26 82.8

Tb 5.72 18.92 13.41 7.55 1.86 5.37 3.26 5.34 14.09

Dy 59.47 173.25 152.79 86.74 20.34 58.13 37.91 39.56 111.49

Ho 19.24 62.58 58.01 34.89 6.89 19.55 12.3 10.96 38.04

Er 96.28 260.38 268.89 145.41 32.37 90.06 54.72 43.79 162.72

Tm 23.21 63.91 59.72 34.44 8.87 19.14 12.08 8.28 38.35

Yb 219.88 576.45 554.44 359.37 76.11 207.01 134.93 88.65 402.59

Lu 42.03 108.04 116.98 72.07 17.57 42.65 29.1 16.29 75.22

Hf 6784 7599 10062 8308 7947 5262 7882 788 8508

Ta 0.36 0.91 2.07 1.48 0.45 0.258 0.192 0.39 0.78

Th 693 3685 4728 5523 856 1736 2978 507 2098

U 1118 4199 4947 4853 909 1664 2368 729 2463

Th/U 0.6 0.9 1.0 1.1 0.9 1.0 1.3 0.7 0.9

Ce/Ce* 22.17 13.30 25.59 7.94 1.72 1.27 1.61 1.23 1.29

Eu/Eu* 1.02 0.54 0.69 0.92 0.83 0.93 0.78 1.05 0.80

Примечание. 1, 2, 3, 4 - неизмененные и наименее измененные области кристаллов циркона с секториальной зональностью или без зональности; 5, 6, 7 - области с «полосчатой» вторичной зональностью; 8, 9 - области с «веерообразной» вторичной зональностью. - значения ниже предела обнаружения.

N o t e. 1, 2, 3, 4 - non-altered and least altered areas of zircon crystals with sectorial zonality / without zonality; 5, 6, 7 - areas with 'band-shape' secondary zonality; 8, 9 - areas with 'fan-shaped' secondary zonality. <dl - values below the detection limit.

ного диорита приведены в таблице 1 и на рис. 4. Для наименее измененных участков кристаллов циркона характерно фракционированное распределение РЗЭ с резким преобладанием элементов тяжелой части спектра над легкой, выраженной положительной аномалией Се и очень слабой отрицательной Ей. Эти области в зернах циркона содержат очень мало титана - не более 4.3 г/т (чаще его концентрация оказывается ниже аналитического предела обнаружения), а также «неформульных» элементов-примесей (А1, Fe, Sr, Ва). Содержание Ш варьируется в интервале 0.5-1.0 мас. %. Важной особенностью состава циркона являются очень высокие концентрации и и Т^ достигающие величины ~5000 и 5500 г/т, соответственно, при сравнительно небольших вариациях Т11/и отношения - от 0.6 до 1.3.

В доменах с измененной внутренней структурой в спектре РЗЭ растет содержание легких элементов вплоть до уровня, превышающего содержание тяжелых, что приводит к исчезновению Се-ано-малии и полному изменению конфигурации спектра в «волнообразный» (рис. 4, a). Одновременно растет концентрация Т и других элементов-примесей, в том числе «неформульных» (рис. 4, б, в), увеличивается размах вариаций содержаний и и ^ и Т^и отношения, которое в этих участках циркона изменяется от 0.1 до 3.6 (табл. 1). Важно подчеркнуть, что в таких участках так же значительно увеличивается размах содержаний Ш - его концентрация в измененных областях варьируется от 0.08 до 1.33 мас. %. При этом «пороговым» значением появления «критических» изменений в составе циркона является уменьшение величины

10000

1000

03

E 100

с

0

1 10

0.1

10000 1000

E

5 100 i-

10

1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 X (а) I I I

- \N

-

// ^ -14-2 --- 52 1-2 4

' -33-2 ..... 1-2 5 _

106 ......... 3-5 1

/ -114-3 ----- 3-6_1

—............ I I I —

La Ce PrNd PmSm EuGd Tb Ho Er TmYb Lu

» % • •

10000

1000

E

Q. ^100

10 -

1

$ • • •

• •

10 15 20 25 30 35

45

14000 Г*

12000 I

10000 5

Е

g: 8000 1

., - я

X 6000 1

4000

2000 -

10

100

1000 Fe, ppm

10000

100000

10 15 20 25 30 35 Ce/Ce*

40 45

Рис. 4. Редкоэлементный состав циркона из высокомагнезиального диорита Челябинского массива. Распределение РЗЭ (а) выполнено по хондриту [Sun, McDonough, 1989]. Нумерация спектров РЗЭ соответствует номерам точек анализа в табл. 1. (б) - вся совокупность составов циркона. (в), (г) - кружками разного цвета показаны составы циркона различной степени изменения: 1 - неизмененные, 2 - слабо измененные, 3 - наиболее измененные.

Fig. 4. The RREt composition of zircon in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif. (а) - the chondrite-normalized RRE distribution [Sun, McDonough, 1989]. The numbers of the REE spectra correspond to the numbers of the analysis points in Table 1. (б) - the entire set of the zircon compositions. (в), (г) - circles of different colours mark the zircon compositions of varying alteration degrees: 1 - non-altered, 2 - slightly altered, 3 - most altered.

Се-аномалии Сеп/Се*п=Сеп/"^ап х Ргп) до 2 (рис. 4, в, г).

5.3. Результаты и-Рв датирования

Для изучения и-РЬ изотопной системы были проанализированы 100 точек в 58 зернах циркона. В 41 аналитической точке присутствует нерадиогенный свинец, содержание которого варьируется от 0.4 до 12.2 %. Результаты анализа 59 точек, не содержащих обыкновенный свинец, приведены в таблице 2 и на рис. 5. Из этих 59 точек более половины сильно дискордантны, и лишь 23 располагаются в непосредственной близости от конкордии (рис. 5, а). Все без исключения дискордантные точки расположены ниже конкордии. Расчеты различных вариантов дискордий определяют возраст верхнего пересечения как равный ~5 млрд лет, что не имеет геологического смысла. В связи с этим результаты данных расчетов не принимаются во внимание.

Конкордантные в пределах ошибки измерения точки, разделяясь между собой почти поровну, образуют два возрастных кластера с близкими статистическими параметрами: 362±2 млн лет и 336±2 млн лет (рис. 5, б, в). При этом и в тот, и в другой кластер конкордантных значений попадают и точки, в которых микроэлементный состав циркона изменен, а некоторые точки с хорошо сохранившимся составом «магматического» циркона не входят в них, так как являются сильно дискордантны-ми. В целом же, в кластере с более молодым возрастом 336±2 млн лет статистически больше точек с сильно измененным микроэлементным составом, а в кластер с более древним возрастом 362±2 млн лет входят точки с неизмененным «магматическим» и слабоизмененным составом.

5.4. Изотопный состав гафния в цирконе

Результаты измерения параметров Lu-Hf изотопной системы в 30 точках, расположенных в раз-

Таблица 2. U-Pb изотопные данные для цирконов из высокомагнезиального диорита, Челябинский массив Table 2. U-Pb isotopic data for zircons in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif

N Grain, point Cone., ppm Isotope ratio Ages

Pb206 X1j232 JJ238 Th/U 207pb/206pb Ict 207pb/235U Ict 206pb/238U Ict 207pb/206U Ict 207pb/235U Ict 206pb/238U Ict

1 11 222 211 742 0.29 0.089 0.002 0.81 0.02 0.0654 0.0008 1414 45 600 12 408 5

2 14-2 225 693 1118 0.62 0.061 0.002 0.45 0.02 0.0534 0.0008 622 65 374 11 336 5

3 24-1 1054 13429 5145 2.61 0.111 0.002 0.85 0.02 0.0553 0.0007 1815 37 622 11 347 4

4 29-2 261 918 1242 0.74 0.056 0.002 0.44 0.01 0.0570 0.0008 446 59 369 9 357 5

5 33-1 125 648 549 1.18 0.112 0.003 0.96 0.03 0.0620 0.0009 1836 42 683 14 388 5

6 33-2 764 3685 4199 0.88 0.056 0.002 0.38 0.01 0.0493 0.0007 469 60 330 9 310 4

7 48-2 146 384 634 0.61 0.077 0.004 0.66 0.03 0.0628 0.0013 1114 93 517 21 393 8

8 51-1 97 409 500 0.82 0.084 0.004 0.61 0.03 0.0530 0.0011 1288 90 485 20 333 7

9 52 195 856 909 0.94 0.087 0.003 0.70 0.03 0.0583 0.0010 1355 63 537 16 365 6

10 56-2 179 809 759 1.07 0.075 0.002 0.66 0.02 0.0640 0.0010 1072 61 516 14 400 6

11 64-2 199 134 906 0.15 0.055 0.002 0.45 0.02 0.0591 0.0010 425 93 378 15 370 6

12 69 197 759 966 0.79 0.058 0.002 0.44 0.02 0.0549 0.0009 519 84 368 13 344 5

13 72-1 842 4762 3839 1.24 0.089 0.002 0.72 0.02 0.0588 0.0008 1402 46 551 12 369 5

14 72-2 609 1871 3077 0.61 0.053 0.002 0.39 0.01 0.0530 0.0008 347 73 335 10 333 5

15 77-1 898 3961 4549 0.87 0.055 0.002 0.40 0.01 0.0528 0.0008 428 74 344 11 331 5

16 77-2 188 655 828 0.79 0.065 0.004 0.54 0.03 0.0602 0.0013 773 112 438 21 377 8

17 77-3 180 1250 906 1.38 0.099 0.003 0.72 0.03 0.0523 0.0008 1613 59 549 16 329 5

18 77-4 368 1453 1801 0.81 0.109 0.004 0.81 0.03 0.0536 0.0010 1791 65 602 19 337 6

19 82 568 2885 2776 1.04 0.096 0.003 0.71 0.02 0.0536 0.0008 1544 52 544 14 337 5

20 83 734 2655 3286 0.81 0.053 0.002 0.42 0.01 0.0584 0.0008 309 68 358 10 366 5

21 85-1 1125 7720 5463 1.41 0.055 0.002 0.41 0.01 0.0537 0.0008 403 67 346 10 337 5

22 94 333 1802 1464 1.23 0.053 0.002 0.42 0.02 0.0577 0.0009 314 79 355 12 361 5

23 96-1 743 2920 3454 0.85 0.054 0.002 0.40 0.01 0.0543 0.0008 360 73 343 11 341 5

24 96-2 708 4605 3318 1.39 0.106 0.003 0.79 0.03 0.0537 0.0008 1740 57 590 16 337 5

25 98 1035 3321 4367 0.76 0.054 0.002 0.44 0.02 0.0594 0.0009 368 69 371 11 372 5

26 106 1059 4727 4947 0.96 0.052 0.002 0.38 0.02 0.0535 0.0009 284 85 329 12 336 5

27 108 402 1709 1897 0.90 0.052 0.002 0.38 0.02 0.0528 0.0009 279 97 325 13 332 6

28 112-1 1846 9588 7956 1.21 0.054 0.002 0.42 0.01 0.0575 0.0008 355 69 359 10 360 5

29 112-2 525 2052 2327 0.88 0.054 0.002 0.41 0.02 0.0557 0.0008 351 75 349 11 349 5

30 114-2 881 3303 3834 0.86 0.057 0.002 0.45 0.01 0.0580 0.0008 485 64 380 10 363 5

Таблица 2

N Grain, point Cone., ppm Isotope ratio Ages

Pb206 X1J232 JJ238 Th/U 207pb/206pb Ict 207pb/235U Ict 206pb/238U Ict 207pb/206U Ict 207pb/235U Ict 206pb/238U Ict

31 114-3 1108 5523 4853 1.14 0.055 0.002 0.44 0.01 0.0576 0.0008 420 64 369 10 361 5

32 119 1339 4288 5783 0.74 0.055 0.002 0.45 0.01 0.0584 0.0008 430 53 375 10 366 5

33 120 1143 5621 4968 1.13 0.056 0.002 0.45 0.02 0.0580 0.0008 450 68 375 11 363 5

34 123 650 2808 2819 1.00 0.054 0.002 0.44 0.02 0.0581 0.0008 385 69 367 11 364 5

35 127-2 317 1169 1378 0.85 0.074 0.003 0.59 0.02 0.0580 0.0009 1048 69 473 14 363 5

36 132-1 1440 9252 6378 1.45 0.063 0.002 0.50 0.02 0.0569 0.0008 723 67 410 12 356 5

37 132-2 1393 10081 6600 1.53 0.054 0.002 0.40 0.02 0.0532 0.0008 388 79 341 11 334 5

38 132-3 1223 5460 5717 0.95 0.056 0.002 0.42 0.02 0.0539 0.0008 458 82 354 12 338 5

39 143-1 861 3715 4002 0.93 0.059 0.002 0.44 0.02 0.0542 0.0008 577 76 372 12 340 5

40 143-2 1298 7700 6144 1.25 0.060 0.002 0.44 0.02 0.0532 0.0008 588 78 368 12 334 5

41 151 1815 2115 8863 0.24 0.057 0.002 0.41 0.02 0.0516 0.0008 503 83 347 12 324 5

42 154-2 727 2942 3322 0.89 0.057 0.002 0.43 0.02 0.0551 0.0009 486 91 365 14 346 6

43 166-1 1564 13461 7639 1.76 0.066 0.003 0.47 0.02 0.0515 0.0009 817 88 392 15 324 5

44 166-2 833 3214 3958 0.81 0.057 0.002 0.41 0.02 0.0530 0.0009 475 94 351 14 333 6

45 173-1 1370 3496 6437 0.54 0.055 0.003 0.40 0.02 0.0536 0.0010 404 103 345 14 336 6

46 180-1 318 1824 1483 1.23 0.109 0.005 0.81 0.04 0.0540 0.0010 1790 85 605 23 339 6

47 180-2 366 1272 1759 0.72 0.065 0.003 0.47 0.03 0.0523 0.0010 768 110 389 18 329 6

48 193 457 1494 2162 0.69 0.062 0.004 0.46 0.03 0.053 0.001 682 128 381 20 334 7

49 218-2 245 3723 1130 3.29 0.098 0.006 0.74 0.05 0.055 0.001 1583 108 560 27 343 7

50 1-2_1 278 1106 1435 0.77 0.061 0.003 0.40 0.02 0.047 0.001 631 98 340 15 299 5

51 l-2_4 376 1736 1663 1.04 0.074 0.003 0.58 0.02 0.057 0.001 1051 67 464 15 355 5

52 l-2_5 522 2977 2368 1.26 0.081 0.003 0.62 0.02 0.056 0.001 1229 61 492 14 349 5

53 3-5_l 141 507 728 0.70 0.083 0.005 0.58 0.04 0.051 0.001 1272 106 467 23 320 7

54 3-6_l 459 2098 2462 0.85 0.071 0.003 0.48 0.02 0.049 0.001 963 95 399 17 308 6

55 3-7_3 344 1651 1832 0.90 0.058 0.003 0.40 0.02 0.049 0.001 543 104 340 16 311 6

56 3-7_4 323 1258 1666 0.76 0.082 0.004 0.58 0.03 0.052 0.001 1249 93 463 20 320 6

57 4-4_l 670 2278 3179 0.72 0.052 0.003 0.39 0.02 0.054 0.001 285 112 333 16 340 7

58 4-4_2 954 4567 4533 1.01 0.054 0.003 0.40 0.02 0.054 0.001 372 110 342 16 338 7

59 5-7_l 152 673 543 1.24 0.071 0.005 0.70 0.05 0.071 0.002 958 139 537 32 443 12

Примечание. Результаты представлены по зернам, в которых не обнаружен нерадиогенный свинец. В отдельных участках зерен пробы СЫ-484 обнаружено присутствие нерадиогенного свинца в диапазоне от 0.43 до 12.20 % (по 206РЬ].

Note. The results are shown for grains without non-radiogenic lead. In some areas of the grains in sample Chl-484, non-radiogenic lead was detected in a range from 0.43 to 12.20 % pspb).

^Pb/^U 207рЬ/235и

Рис. 5. Диаграмма с конкордией 207Pb/235U vs 206Pb/238U для зерен циркона из высокомагнезиального диорита Челябинского массива. Незалитый эллипс - значения изотопных отношений, соответствующие единичному измерению кратера; синий эллипс - средневзвешенные значения; синяя линия - конкордия; погрешность - 1а. MSWD -среднеквадратичное взвешенное отклонение; n - количество точек анализа.

Fig. 5. Diagram with concordia 207Pb/235U vs 206Pb/238U for zircon grains in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif. Uncoloured ellipse - values of isotopic ratios corresponding to a single crater measurement; blue ellipse - weighted average; blue line -concordia; the error is 1а. MSWD - mean square weighted deviation; n - number of analysis points.

личных участках 22 зерен циркона из высокомагнезиального диорита приведены в таблице 3 и рис. 6.

Несмотря на то, что Lu-Hf изотопная система является значительно более устойчивой по сравнению с U-Pb в гидротермальных условиях [Geisler et al., 2003; Lenting et al., 2010], интенсивные изменения циркона из высокомагнезиального диорита в Челябинском массиве вызывают необходимость проверки ее замкнутости. Как было отмечено выше,

при сильных преобразованиях внутренней структуры циркона, проявляющихся в С1-изображениях, изменяется и его микроэлементный состав, в том числе концентрации Ш при практически неизменных содержаниях ТРЗЭ (см. рис. 4, a, г). Изменение отношения концентраций элементов Lu/Hf приводит и к нарушению отношения концентраций изотопов 17^и/177Ш и, как следствие, к изменению первичных изотопных отношений 176Ш/177Шщ и увеличению аналитической ошибки (табл. 3, рис. 6, a).

Таблица 3. Результаты исследования Lu-Hf изотопной системы в зернах циркона из высокомагнезиального диорита, Челябинский массив Table 3. The study results for the Lu-Hf isotope system in zircon grains in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif

N Grain, point Age

1 11 408 0.0172 0.0013 0.00073 0.00003 0.282625 0.000029 -5.2 0.282619 3.6 881

2 24-1 347 0.0579 0.0034 0.00196 0.00006 0.282665 0.000061 -3.8 0.282652 3.4 852

3 33-2 310 0.0405 0.0036 0.00149 0.00004 0.282650 0.000042 -4.3 0.282641 2.2 862

4 48-2 393 0.0062 0.0003 0.00027 0.00002 0.282641 0.000024 -4.6 0.282639 3.8 855

5 52 365 0.0166 0.0008 0.00066 0.00003 0.282627 0.000026 -5.1 0.282622 2.7 880

6 56-2 400 0.0222 0.0026 0.00093 0.00004 0.282657 0.000037 -4.1 0.282650 4.5 841

7 64-2 370 0.0268 0.0033 0.00111 0.00003 0.282675 0.000028 -3.4 0.282668 4.5 817

8 69 344 0.0263 0.0001 0.00104 0.00003 0.282651 0.000031 -4.3 0.282645 3.1 850

9 72-1 369 0.0229 0.0004 0.00089 0.00003 0.282657 0.000034 -4.1 0.282651 3.5 854

10 72-2 333 0.0205 0.0002 0.00091 0.00005 0.282599 0.000054 -6.1 0.282593 1.0 922

11 77-1 331 0.0451 0.0021 0.00169 0.00003 0.282627 0.000028 -5.1 0.282616 1.8 901

12 77-2 377 0.0092 0.0006 0.00039 0.00003 0.282624 0.000028 -5.2 0.282622 3.1 868

13 85-1 337 0.0514 0.0026 0.00196 0.00004 0.282610 0.000043 -5.7 0.282598 1.3 930

14 106 336 0.0383 0.0010 0.00148 0.00003 0.282624 0.000027 -5.2 0.282614 1.8 902

15 108 332 0.0430 0.0004 0.00170 0.00003 0.282624 0.000026 -5.2 0.282614 1.7 904

16 114-3 361 0.0255 0.0006 0.00104 0.00003 0.282607 0.000025 -5.8 0.282600 1.9 913

17 132-1 356 0.0225 0.0006 0.00094 0.00003 0.282625 0.000029 -5.2 0.282619 2.2 896

18 132-3 338 0.0496 0.0006 0.00191 0.00003 0.282634 0.000026 -4.9 0.282622 2.1 896

19 193 334 0.0225 0.0001 0.00095 0.00003 0.282605 0.000027 -5.9 0.282599 1.2 914

20 1-2_1 299 0.0140 0.0002 0.00044 0.00017 0.282967 0.000170 6.9 0.282965 13.4 393

21 l-2_4 355 0.0244 0.0004 0.00075 0.00009 0.282758 0.000093 -0.5 0.282753 7.1 692

22 l-2_5 349 0.0268 0.0003 0.00084 0.00021 0.282558 0.000205 -7.6 0.282552 0.4 951

23 3-5_l 320 0.0172 0.0003 0.00056 0.00010 0.282682 0.000099 -3.2 0.282678 3.7 797

24 3-6_l 308 0.0640 0.0009 0.00195 0.00012 0.282772 0.000116 0.0 0.282761 6.8 677

25 3-7_3 311 0.0566 0.0022 0.00174 0.00014 0.282606 0.000143 -5.9 0.282596 0.6 929

26 3-7_4 320 0.0615 0.0008 0.00176 0.00012 0.282895 0.000124 4.4 0.282884 11.0 514

27 4-l_2 366 0.0442 0.0002 0.00128 0.00009 0.282741 0.000090 -1.1 0.282732 6.6 727

28 4-4.1 340 0.0302 0.0004 0.00095 0.00007 0.282620 0.000072 -5.4 0.282614 1.9 893

29 4-4_2 338 0.0209 0.0008 0.00069 0.00008 0.282748 0.000083 -0.9 0.282743 6.4 707

30 5-7_l 443 0.0352 0.0006 0.00106 0.00018 0.282629 0.000176 -5.0 0.282620 4.4 875

Примечание. (176Hf/177Hf)t - первичное отношение изотопов гафния, рассчитанное на возраст гобрь/гзви (млн лет) с использованием константы распада 176Lu А= 1.867" 10-11 [Sherer et al., 2001]. £Hft - параметр эпсилон, рассчитанный с использованием значений для CHUR 176Lu/177Hf=0.0332 и 176Hf/177Hf=0.282772 [Blichert-Toft, Albarede, 1997]. Tdm - модельный возраст источника, рассчитанный с учетом выплавления магмы из деплетированной мантии с использованием 176Hf/177Hf=0.28325 и 176Lu/177Hf=0.0384 [Chauvel, Blicher-Toft, 2001].

Note. (176Hf/177Hf)t - primary ratio of Hf isotopes calculated to the 206Pb/238U age (Ma), using the decay constant 176Lu A=1.867"10"n [Sherer et al., 2001]. £Hft - epsilon parameter calculated using values for CHUR176Lu/177Hf=0.0332 and 176Hf/177Hf=0.282772 [Blichert-Toft, Albarede, 1997]. Tdm - model age of the source calculated taking into account the melting of magma from the depleted mantle, using i7f>Hf/i77Hf=0.28325 and i7f>Lu/i77Hf=0.0384 [Chauvel, Blicher-Toft, 2001].

0.28320 г

(а) :

0.28310 -

0.28300 :

0.28290

& 0.28280 -x -

fc -

jF 0.28270 0.28260 0.28250 0.28240 -0.28230

0

(б) 20 15 10 5

5 о

-5 -10 -15 -20

Рис. 6. Изотопный состав гафния в кристаллах циркона из высокомагнезиального диорита Челябинского массива: (а) - в участках различной степени изменения зерен циркона в координатах возраст, млн лет - 176Hf/177Hf(t); (б) -для наиболее хорошо сохранившихся участков зерен циркона в координатах возраст, млн лет - eHft> Возраст каждой точки приведен по отношению 206Pb/238U. Условные обозначения на рис. 4.

Fig. 6. The isotopic composition of Hf in zircon crystals in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif: (а) - in the areas of varying degrees of alteration of the zircon grains in the coordinates Age (Ma) - 176Hf/177Hf(t); (б) - for the best preserved areas of the zircon grains in the coordinates Age (Ma) - eHf(t). The age of each point corresponds to the 206Pb/238U ratio. See Fig. 4 for the legend.

Поскольку значимые изменения микроэлементного состава циркона из челябинского высокомагнезиального диорита обнаруживаются в областях зерен, характеризующихся низкими величинами Се/Се*-аномалии (меньшими 2), для обсуждения

вопроса о природе возможных источников расплава такие аналитические точки были исключены.

В остальных точках, сохранивших первичные магматические структуру и состав или с незначительными их изменениями, изотопный состав гаф-

ния в пределах погрешности анализа не обнаруживает существенных отличий, и на диаграмме 176Hf/177Hf(t) - возраст они образуют относительно компактную группу в интервале 0.28259-0.28267 (рис. 6, a), величина еШщ варьируется в пределах от +0.5 до +4.5, модельный возраст Tdm=850-930 млн лет соответствует верхнерифейскому времени, что значимо превышает возраст кристаллизации породы (~360 млн лет).

6. Обсуждение результатов

Морфологические, онтогенические особенности кристаллов циркона из высокомагнезиального диорита - повсеместное развитие первичных индукционных поверхностей, тесные срастания с породообразующими минералами (преимущественно кислым плагиоклазом), многочисленные их включения в зернах циркона - свидетельствуют о его образовании на самых поздних этапах кристаллизации расплава, в ограниченном пространстве, при существовании большого количества выделившихся ранее кристаллов других минералов. Такая последовательность кристаллизации минералов обычна для пород основного состава [Kostitsyn et al., 2015, и ссылки в ней]. Соответственно, такие позд-немагматические или субсолидусные цирконы образуются при самых низких температурах, в силу сильной недосыщенности расплава цирконием на более ранних, высокотемпературных этапах кристаллизации [Hanchar, Watson, 2003].

Дополнительными косвенными аргументами в пользу этого вывода могут служить кристаллографическая огранка зерен циркона, характеризующаяся преимущественным развитием призмы (110) по сравнению с (100), что соответствует его кристаллизации в температурном интервале 650-700±50 °C [Pupin, 1980; Belousova et al., 2006], и его люминесцентные свойства. Слабая люминесценция в катодных лучах и неясно выраженная сектори-альная зональность изученных зерен циркона типична для низкотемпературного магматического циркона [Watson, Liang, 1995; Kirkland et al., 2015].

Приближенная оценка температуры насыщения Zr материнского для изученных образцов циркона высокомагнезиального диоритового расплава немногим выше 600 °C (рис. 7) и практически совпадает с расчетом возможной температуры кристаллизации циркона по концентрациям Ti в наименее измененных областях кристаллов, где содержание Ti составляет первые г/т (см. табл. 1), - 615-670 °C [Watson et al., 2006]. С учетом того, что система не насыщена титаном, эти значения могут рассматриваться как минимально возможные величины температуры кристаллизации циркона в высокомагне-

Zr, ppm

Рис. 7. Концентрации насыщения цирконием расплавов разного состава (параметр М) и генезиса при различных температурах по [Kostitsin et al., 2015], экспериментальные данные - по [Hanchar, Watson, 2003]. Красный крестик - высокомагнезиальный диорит Челябинского массива.

Fig. 7. The zirconium saturation concentrations of the melts of different composition (parameter M) and origin at different temperatures (after [Kostitsin et al., 2015]). Experimental data after [Hanchar, Watson, 2003]. Red cross -high-Mg diorite of the Chelyabinsk massif.

зиальном диорите из самых последних порций остаточного расплава.

Микроэлементный состав изученных зерен циркона также соответствует позднемагматическим низкотемпературным разностям: распределение РЗЭ в них обусловлено кристаллохимическими закономерностями и типично для циркона магматического происхождения [Иозкт, 2005]. Слабая интенсивность европиевой аномалии в изученном цирконе может быть объяснена высокой мелано-кратовостью породы, низким содержанием в ней «конкурирующего» концентратора Еи+2 - плагиоклаза, кристаллизующегося одновременно с цирконом. Высокие концентрации в цирконе и (~5000 г/т) и Т (~5500 г/т), на три порядка превышающие эту величину во вмещающем диорите (2 и 6 г/т соответственно), отвечают образованию циркона из последних порций остаточного расплава в процессе фракционной кристаллизации [Шгк1апй et а!., 2015].

Нарушения структуры и состава циркона, фиксируемые в С1-изображениях, повышенных концен-

трациях ЛРЗЭ, Ti и ряда других «неформульных» элементов, связаны с флюидным воздействием, «гидротермальными» изменениями циркона [Hoskin, 2005]. Эти преобразования, наряду с замещением первичных силикатных минералов низкоглиноземистым амфиболом, происходят на постмагматическом этапе и связаны с высокой флюи-донасыщенностью системы [Pribavkin et al., 2019]. Проявлены они только в пределах дайки высокомагнезиального диорита и отсутствуют во вмещающем дайку гранодиорите. В цирконе высокомагнезиального диорита они приводят к существенным нарушениям и-РЬ и Lu-Hf изотопных систем.

Из двух возрастных кластеров, определенных конкордантными в пределах аналитической ошибки точками - 362±2 млн лет и 336±2 млн лет, первый - 362±2 млн лет - точно совпадает с и-РЬ возрастом гранодиорита 361±4 млн лет, в котором высокомагнезиальный диорит слагает синплутониче-скую дайку Точки, образующие этот кластер, расположены в неизмененных или измененных в незначительной степени участках циркона. Этот возраст мы считаем возрастом кристаллизации породы. Возраст, определенный вторым кластером, не совпадает ни с одной датировкой более молодых пород Челябинского массива. По имеющимся на сегодня данным, он не фиксируется и-РЬ изотопной системой в цирконе ни из вмещающего дайку гранодиорита, ни в какой-либо другой породе слагающих Челябинский массив интрузивных комплексов [Fershtater et al., 2004; KaШstov, 2014; KaШstov, Osipova, 2017]. Соответственно, значение возраста, определяемое этим кластером, не представляется возможным связать с каким-либо тек-тонотермальным событием на этой территории.

Кластер образован точками, расположенными в участках циркона, претерпевших более сильные изменения, чем точки первого кластера, поэтому мы считаем определяемое вторым кластером значение возраста 336±2 млн лет результатом частичного нарушения U-Pb изотопной системы - «сползания по конкордии», основным механизмом которого является перекристаллизация циркона c потерей свинца, в результате чего эти конкордант-ные значения не имеют геологического смысла [Berezhnaya, Levsky, 2015]. Значительными потерями свинца в большом количестве зерен циркона объясняется и расположение всех дискордантных точек ниже конкордии, а отсутствие «геологически значимого» варианта дискордии также может быть обусловлено тем, что эти потери связаны не с более молодым тектонотермальным событием, а с постмагматическими изменениями под воздействием остаточного флюида.

Циркон высокомагнезиальных диоритов содержит очень слаборадиогенный гафний - величина sHf(t) не превышает +4.5 (см. рис. 6, б), что обычно связывается с источниками смешанного, «гибридного» состава, образованного в результате взаимодействия ювенильного и корового материала [Vervoort, Kemp, 2016, и ссылки в ней]. Независимым дополнительным свидетельством участия в источнике магмообразования корового материала является микроэлементный состав циркона: на дискриминационных диаграммах U/Yb - Y и U/Yb - Hf [Grimes et al., 2007] точки составов циркона располагаются в поле производных континентальной коры (рис. 8). Верхнерифейский вычисленный Hf-модельный возраст, значительно более древний по отношению к позднедевонскому времени кристаллизации породы, может быть объяснен уча-

|Рис. 8. Диаграммы Y - U/Yb и Hf - U/Yb для циркона из высокомагнезиального диорита Челябинского массива. Поля приведены по [Grimes et al., 2007]. Условные обозначения на рис. 4.

IFig. 8. Y - U/Yb and Hf - U/Yb diagrams for zircon in high-Mg diorite, Chelyabinsk massif. Fields after [Grimes et al., 2007]. See Fig. 4 for the legend.

стием в источнике магмогенерации материала коры либо в результате смешения в зоне субдукции деплетированного мантийного вещества с погруженными океаническими осадками, либо в результате его преобразования под воздействием коро-вых выплавок или флюидов. Первому предположению противоречит необходимость «привлечения» в источник терригенного материала, образованного за счет пород очень древнего возраста, не выявленных пока на востоке Урала. В любом случае, «Hf-модельный возраст» не может рассматриваться как возраст реального геологического объекта или события [Vervoort, Kemp, 2016].

Изотопный состав гафния в цирконе из высокомагнезиального диорита Челябинского массива характеризуется очень небольшими вариациями (первые единицы величины еШщ), что свидетельствует о его кристаллизации из высокогомогенной, однородной магмы [Vervoort, Kemp, 2016]. Поскольку магмы столь высокой магнезиальности могут генерироваться лишь в равновесии с оливином [Wood, Turner, 2009], по-видимому, в зоне субдукции такая магма могла представлять собой выплавку из перидотита мантийного клина, метасоматизированного коровыми расплавами или флюидами.

Важно отметить, что в подавляющем числе сходных по составу с челябинским высокомагнезиальным диоритом породах «санукитоидного» типа разного возраста, в разных геологических структурах мира, циркон представлен идиоморф-ными, с отчетливой осциллярной зональностью кристаллами [Savko, Terentiev, 2017; Dong et al., 2018; Du et al., 2018; Zhang et al., 2018; и др.], образованными на раннемагматических этапах при более высоких температурах, что связано, по-видимому, с составом этих пород и ходом их кристаллизации.

7. Заключение

На основании изучения особенностей строения и микроэлементного состава, U-Pb и Lu-Hf систем в цирконе из высокомагнезиального диорита Челябинского гранитоидного массива установлено, что циркон образовался на самых последних этапах фракционной кристаллизации расплава в субсоли-дусных условиях при низких (600-700 °C) температурах, что отличает его от других высокомагнезиальных пород среднего состава. Внутренняя структура циркона и концентрации элементов-примесей локально в значительной степени изменены под воздействием флюида, что привело к частичному нарушению изотопных U-Pb и Lu-Hf систем. По наименее измененным областям в кристаллах циркона установлен возраст кристаллизации материнского высокомагнезиального диоритового расплава 362±2 млн лет, совпадающий с геологическими данными. Изотопный состав Hf в цирконе и данные о содержаниях в нем микроэлементов позволяют связать образование высокомагнезиального диорита Челябинского гранитоидного массива с источником смешанной природы, сформированного с участием мантийного материала в субдукционной обстановке.

8. Благодарности

Авторы признательны А.А. Краснобаеву, В.А. Попову и В.Н. Смирнову за продуктивное обсуждение материала. Работа выполнена в рамках государственного задания ИГГ УрО РАН (№ гос. рег. темы АААА-А18-118052590029-6) и при финансовой поддержке РНФ (проект № 16-17-10283) и РФФИ (проект № 17-05-00618\17). Аналитические исследования выполнены в ЦКП УрО РАН «Геоаналитик».

9. Литература / References

Andersen T., 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology 192 (1-2), 59-79. https://doi.org/10.1016/s0009-2541(02)00195-x.

Belousova E.A., Griffin W.L., O'Reilly S. Y., 2006. Zircon crystal morphology, trace element signatures and Hf isotope composition as a tool for petrogenetic modelling: examples from Eastern Australian granitoids. Journal of Petrology 47 (2), 329-353. https://doi.org/10.1093/petrology/egi077.

Berezhnaya N.G., Levsky L.K., 2015. Local methods and anomalies of the uranium-lead system in zircons. In: Isotope dating of geological processes: new results, approaches and prospects. Proceedings of the VI Russian Conference on Isotope Geochronology (St. Petersburg, June 2-5, 2015). Sprinter, Saint Petersburg, p. 37-39 (in Russian) [Бережная Н.Г., Левский Л.К. Локальные методы и аномалии уран-свинцовой системы в цирконах // Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и перспективы: Материалы VI Российской конференции по изотопной геохронологии (2-5 июня 2015 г., г. Санкт-Петербург). СПб.: Sprinter, 2015. С. 37-39].

Blichert-Toft J., Albarede F., 1997. The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system. Earth and Planetary Science Letters 148 (1), 243-258. https://doi.org/10.1016/s0012-821x(97)00040-x.

Burmakina G.N., TsygankovA.A., 2013. Mafic microgranular enclaves in Late Paleozoic granitoids in the Burgasy quartz syenite massif, western Transbaikalia: composition and petrogenesis. Petrology 21 (3), 280-303. https://doi.org/ 10.1134/S086959111303003X.

Castillo R.C., 2012. Adakite petrogenesis. Lithos 134-135, 304-316. https://doi.Org/10.1016/j.lithos.2011.09.013.

Chauvel C., Blichert-Toft J., 2001. A hafnium isotope and trace element perspective on melting of the depleted mantle. Earth and Planetary Science Letters 190 (3-4), 137-151. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(01)00379-X.

Claiborne L.L., Miller C.F., Walker B.A., Wooden J.L., Mazdab F.K., Bea F., 2006. Tracking magmatic processes through Zr/Hf ratios in rocks and Hf and Ti zoning in zircons: an example from the Spirit Mountain batholith, Nevada. Mineralogical Magazine 70 (5), 517-543. https://doi.org/10.1180/0026461067050348.

Dementieva G.I., 1964. Induction Faces on Crystals. Author's brief thesis (Candidate of Geology and Mineralogy). Leningrad State University, Leningrad, 24 p. (in Russian) [Дементьева Г.И. Индукционные грани на кристаллах: Ав-тореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Л.: ЛГУ, 1964. 24 с.].

Dong G., Luo M., Mo X., Zhao Z., Dong L., Yu X., Wang X., Li X., Huang X., Liu Y., 2018. Petrogenesis and tectonic implications of Early Paleozoic granitoids in East Kunlun belt: Evidences from geochronology, geochemistry and isotopes. Geoscience Frontiers 9 (5). 1383-1397. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2018.03.003.

Du L., Long X., Yuan C., Zhang Y., Huang Z., Sun M., Xiao W., 2018. Petrogenesis of Late Paleozoic diorites and A-type granites in the central Eastern Tianshan, NW China: Response to post-collisional extension triggered by slab breakoff. Lithos 318-319, 47-59. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2018.08.006.

Fershtater G.B., Bea F., Montero M.P., ScarrowJ., 2004. Hornblende gabbro in the Urals: types, geochemistry, and petrogenesis. Geochemistry International 42 (7), 610-629.

Gagnevin D., DalyJ.S., Kronz A., 2010. Zircon texture and chemical composition as a guide to magmatic processes and mixing in a granitic environment and coeval volcanic system. Contributions to Mineralogy and Petrology 159 (4), 579-596. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0443-0.

Geisler T., Pidgeon R.T., Kurtz R., Van Bronswijk W., Schleicher H., 2003. Experimental hydrothermal alteration of partially metamict zircon. American Mineralogist 88 (10), 1496-1513. https://doi.org/10.2138/am-2003-1013.

Giovanardi T., Lugli F., 2017. The Hf-INATOR: A free data reduction spreadsheet for Lu/Hf isotope analysis. Earth Science Informatics 10 (4), 517-523. https://doi.org/10.1007/s12145-017-0303-9.

Grimes C.B., John B.E., Kelemen P.B., Mazdab F.K., Wooden J.L., Cheadle M.J., Hanghoj K., Schwartz J.J., 2007. Trace element chemistry of zircons from oceanic crust: A method for distinguishing detrital zircon provenance. Geology 35 (7), 643-646. https://doi.org/10.1130/g23603a.1.

Hanchar J.M., Watson E.B., 2003. Zircon saturation thermometry. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53 (1), 89-112. https://doi.org/10.2113/0530089.

Hoskin P.W.O., 2005. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta 69 (3), 637-648. https://doi.org/10.1016/j.gca.2004. 07.006.

Kallistov G.A., 2014. The duration and age stages of the formation of the Chelyabinsk granitoid batholith. In: Yearbook-2013. Proceedings of the IGG, UB RAS. Issue 161. Yekaterinburg, p. 343-349 (in Russian) [Каллистов Г.А. Длительность и возрастные этапы становления Челябинского гранитоидного батолита // Ежегодник-2013. Труды ИГГ УрО РАН. Вып. 161. Екатеринбург, 2014. C. 343-349].

Kallistov G.А., Osipova Т.А., 2017. Geology and geochemistry of synplutonic dykes in the Chelyabinsk granitoid massif, South Urals. Geodynamics & Tectonophysics 8 (2), 331-345 (in Russian) [Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Геология и геохимия синплутонических даек в Челябинском гранитоидном массиве (Южный Урал) // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 2. С. 331-345]. https://doi.org/10.5800/GT-2017-8-2-0244.

Kallistov G.А., Osipova Т.А., 2018. Chromite as an indicator of the conditions of the crust-mantle interaction during the formation of high-magnesian melanodiorites of the Chelyabinsk massif (Southern Urals). In: Altaid and Uralide correlation: magmatism, metamorphism, stratigraphy, geochronology, geodynamics and metallogenic forecasting. Proceedings of the Fourth International Scientific Conference (Novosibirsk, 2-6 April 2018). Publishing House of the Siberian Branch of RAS, Novosibirsk, p. 67-68 (in Russian) [Каллистов Г.А., Осипова Т.А. Хромит как индикатор условий корово-мантийного взаимодействия при формировании высокомагнезиальных меланоди-оритов Челябинского массива (Южный Урал) // Корреляция алтаид и уралид: магматизм, метаморфизм, стратиграфия, геохронология, геодинамика и металлогеническое прогнозирование: Материалы Четвертой международной научной конференции (2-6 апреля 2018 г., г. Новосибирск). Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2018. С. 67-68].

Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M., Evans N., McDonald B., 2015. Zircon Th/U ratios in magmatic environs. Lithos 212-215, 397-414. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.021.

Kostitsyn Y.A., Belousova E.A., Silant'ev S.A., Bortnikov N.S., Anosova M.O., 2015. Modern problems of geochemical and U-Pb geochronological studies of zircon in oceanic rocks. Geochemistry International 53 (9), 759-785. https:// doi.org/10.1134/S0016702915090025.

Lenting C., Geisler T., Gerdes A., Kooijman E., Scherer E.E., Zeh A., 2010. The behavior of the Hf isotope system in radiation-damaged zircon during experimental hydrothermal alteration. American Mineralogist 95 (8-9), 1343-1348. https://doi.org/10.2138/am.2010.3521.

Litvinovsky B.A., Zanvilevich A.N., Kalmanovich M.A., Shadaev M.G., 1992. Synplutonic basic intrusions during the early evolution of the Angara-Vitim batholith (Baikal Region). Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 33 (7), 70-81 (in Russian) [Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Калмонович М.А., Шадаев М.Г. Синплутони-

ческие базитовые интрузии ранних стадий формирования Ангаро-Витимского батолита (Забайкалье) // Геология и геофизика. 1992. Т. 33. № 7. С. 70-81].

Martin H., Smithies R.H., Rapp R., Moyen J.-F., Champion D., 2005. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79 (1-2), 1-24. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.04.048.

Pitcher W.S., 1991. Synplutonic dykes and mafic enclaves. In: J. Didier, B. Barbarin (Eds.), Enclaves and granite petrology. Development in Petrology, vol. 13. Amsterdam, Elsevier, p. 389-391.

Popov V.A., 2011. Practical Genetic Mineralogy. Ural Branch of RAS, Yekaterinburg, 167 p. (in Russian) [Попов В.А. Практическая генетическая минералогия. Екатеринбург: УрО РАН, 2011. 167 с.].

Pribavkin S.V., Kallistov G.A., Osipova T.A., Gottman I.A., Zinkova E.A., 2019. Chromium distribution in the minerals of high-Mg rocks associated with granitoid massifs of the Urals. Lithosphere 19 (3) (in press) (in Russian) [Прибав-кин С.В., Каллистов Г.А., Осипова Т.А., Готтман И.А., Зинькова Е.А. Распределение хрома в минералах высокомагнезиальных пород, ассоциированных с гранитоидными массивами Урала // Литосфера. 2019. Т. 19. № 3 (в печати)].

Puchkov V.N., 2010. Geology of the Urals and Cis-Urals (Actual Problems of Stratigraphy, Tectonics, Geodynamics and Metallogeny). DesignPoligraphService, Ufa, 280 p. (in Russian) [Пучков В.Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. 280 с.].

Pupin J.P., 1980. Zircon and granite petrology. Contributions to Mineralogy and Petrology 73 (3), 207-220. https:// doi.org/10.1007/BF00381441.

Qian Q., Hermann J., 2010. Formation of high-Mg diorites through assimilation of peridotite by monzodiorite magma at crustal depths. Journal of Petrology 51 (7), 1381-1416. https://doi.org/10.1093/petrology/egq023.

Savko К.А., Terentiev R.A., 2017. The geochronology of quartz diorites from Romanovsky pluton of Voronezh crystalline massif. Proceedings of Voronezh State University. Series: Geology (2), 74-80 (in Russian) [Савко К.А., Терентьев Р.А. Геохронология кварцевых диоритов Романовского плутона Воронежского кристаллического массива // Вестник Воронежского государственного университета. Серия: Геология. 2017. № 2. С. 74-80].

Scherer E., Munker C., Mezger K., 2001. Calibration of the lutetium-hafnium clock. Science 293 (5530), 683-687. https://doi.org/10.1126/science.1061372.

Sklyarov E.V., Fedorovskii V.S., 2006. Magma mingling: tectonic and geodynamic implications. Geotectonics 40 (2). 120-134. https://doi.org/10.1134/S001685210602004X.

Sun S.-S., McDonough W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A.D. Saunders, M.J. Norry (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications, vol. 42, p. 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19.

Tatsumi Y., 2008. Making continental crust: the sanukitoid connection. Chinese Science Bulletin 53 (11), 1620-1633. https://doi.org/10.1007/s11434-008-0185-9.

Taylor S.R., McLennan S.M., 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell Scientific, Oxford, 312 p.

Thomas J.B., Bodnar R.J., Shimizu N., Sinha A.K., 2002. Determination of zircon/melt trace element partition coefficients from SIMS analysis of melt inclusions in zircon. Geochimica et Cosmochimica Acta 66 (16), 2887-2901. https:// doi.org/10.1016/S0016-7037(02)00881-5.

Vervoort J.D., Blichert-Toft J., 1999. Evolution of the depleted mantle: Hf isotope evidence from juvenile rocks through time. Geochimica et Cosmochimica Acta 63 (3-4), 533-556. https://doi.org/10.1016/S0016-7037(98)00274-9.

VervoortJ.D., Kemp A.I., 2016. Clarifying the zircon Hf isotope record of crust-mantle evolution. Chemical Geology 425, 65-75. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2016.01.023.

Vladimirov V.G., 2019. The origin and formation mechanisms of magmatic mingling structures in combined gabbro-granite dykes. In: Petrology of magmatic and metamorphic complexes. Proceedings of the IX All-Russian Petro-graphic Conference with international participation. Issue 9. Publishing House of Tomsk TsNTI, Tomsk, p. 67-69 (in Russian) [Владимиров В.Г. Происхождение и механизмы формирования структур магматического мин-глинга в комбинированных габброгранитных дайках // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 9. Материалы IX Всероссийской петрографической конференции с международным участием. Томск: Изд-во Томского ЦНТИ, 2017. С. 67-69].

Wark D.A., Miller C.F., 1993. Accessory mineral behavior during differentiation of a granite suite: monazite, xenotime and zircon in the Sweetwater Wash pluton, southeastern California, USA. Chemical Geology 110 (1-3), 49-67. https://doi.org/10.1016/0009-2541(93)90247-G.

Watson E.B., Liang Y., 1995. A simple model for sector zoning in slowly grown crystals: Implications for growth rate and lattice diffusion, with emphasis on accessory minerals in crustal rocks. American Mineralogist 80 (11-12), 1179-1187. https://doi.org/10.2138/am-1995-11-1209.

Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B., 2006. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology 151 (4), 413-433. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0068-5.

Wood B.J., Turner S.P., 2009. Origin of primitive high-Mg andesite: Constraints from natural examples and experiments. Earth and Planetary Science Letters 283 (1-4), 59-66. https://doi.org/10.1016Zj.epsl.2009.03.032.

Zaitceva M.V., PupyshevA.A., ShchapovaJ.V., VotyakovS.L., 2016. Dating of zircons using NexION 300S quadrupole mass spectrometer with inductively coupled plasma and NWR 213 attachment for laser ablation. Analitika i Kontrol' (Analytics and Control) 20 (4), 294-306 (in Russian) [Зайцева М.В., Пупышев А.А., Щапова Ю.В., Вотяков С.Л. U-Pb датирование цирконов с помощью квадрупольного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой NexION 300S и приставки для лазерной абляции NWR 213 // Аналитика и контроль. 2016. Т. 20. № 4. С. 294-306]. https://doi.org/10.15826/analitika.2016.20.4.006.

Zaitseva M.V., VotyakovS.L., 2017. To the method of determining the U-Pb age and analysis of the Lu-Hf isotope system of zircon by the method of LA-ICP-MS. In: Yearbook-2016. Proceedings of the IGG, UB RAS. Issue 164. Yekaterinburg, p. 284-289 (in Russian) [Зайцева М.В., Вотяков С.Л. К методике определения U-Pb-возраста и анализа Lu-Hf-изотопной системы циркона методом ЛА-ИСП-МС // Ежегодник-2016. Труды ИГГ УрО РАН. Вып. 164. Екатеринбург, 2017. С. 284-289].

Zhang J., Zhang H., Li L., 2018. Neoproterozoic tectonic transition in the South Qinling Belt: New constraints from geochemistry and zircon U-Pb-Hf isotopes of diorites from the Douling Complex. Precambrian Research 306, 112-128. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2017.12.043.

СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ | INFORMATION ABOUT AUTHORS

Татьяна Алексеевна Осипова

канд. геол.-мин. наук, ученый секретарь

Институт геологии и геохимии

им. академика А.Н. Заварицкого УрО РАН

620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15, Россия

И e-mail: osipova@igg.uran.ru

Tatiana A. Osipova

Candidate of Geology and Mineralogy, Secretary for Scientific Affairs

A.N. Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of RAS 15 Akademik Vonsovsky street, Yekaterinburg 620016, Russia

Геннадий Александрович Каллистов

канд. геол.-мин. наук, н.с.

Институт геологии и геохимии

им. академика А.Н. Заварицкого УрО РАН

620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15, Россия

e-mail: Kallistov@igg.uran.ru © https://orcid.org/0000-0001-7271-8079

Gennady А. Kallistov

Candidate of Geology and Mineralogy, Researcher

A.N. Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of RAS 15 Akademik Vonsovsky street, Yekaterinburg 620016, Russia

Мария Владимировна Зайцева

м.н.с

Институт геологии и геохимии

им. академика А.Н. Заварицкого УрО РАН

620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15, Россия

e-mail: zaitseva.mv1991@gmail.com

Maria V. Zaitseva

Junior Researcher

A.N. Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Ural Branch of RAS 15 Akademik Vonsovsky street, Yekaterinburg 620016, Russia