Геохимия, 2024, № 8

Российская академия наук
ГЕОХИМИЯ
Том 69       № 8     2024      Август
Основан в январе 1956 г. академиком А.П. Виноградовым
Выходит 12 раз в год
ISSN 0016-7525
Журнал издается под руководством Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор 
Ю.А. Костицын
академик РАН, Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Заместитель главного редактора
Ответственный секретарь
О.А. Луканин  
д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А.И. Буйкин  
к.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Редакционный совет:
Аллегре Клод Ж. – профессор, Институт физики Земли 
Парижского университета, Франция, Париж
А. Т. Базилевский – доктор геол.-мин. наук, профессор, 
ГЕОХИ РАН, Москва
Н. С. Бортников – академик РАН, ИГЕМ РАН, Москва
А. Д. Гвишиани – академик РАН, ИФЗ РАН, Москва
Л. Н. Когарко – академик РАН, ГЕОХИ РАН, Москва
М. И. Кузьмин – академик РАН, Институт геохимии  
им. А.П.Виноградова СО РАН, Иркутск
А. В. Соболев – академик РАН, Университет Гренобль-Альпы, 
Гренобль, Франция
М. А. Федонкин – академик РАН, ГИН РАН, Москва
Хед Джеймс В. – профессор, Университет им. Брауна,  
США, г. Провиденс
И. В. Чернышев – академик РАН, ИГЕМ РАН, Москва
Редакционная коллегия:
Д. Д. Бадюков – кандидат геол.-мин. наук, ГЕОХИ РАН, 
Москва 
А. В. Бобров – д.г.-м.н., Московский государственный 
университет им. М.В. Ломоносова, Москва 
А. Л. Верещака – член-корр. РАН, Институт океанологии 
РАН, Москва
А. В. Гирнис – д.г.-м.н., Институт геологии рудных 
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, 
Москва
Е. О. Дубинина – член-корр. РАН, Институт геологии рудных 
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, 
Москва
В. В. Ермаков – д.б.н., Институт геохимии и аналитической 
химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Ф. В. Каминский – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
П. Картиньи – проф., Парижский университет (VI), Париж, 
Франция 
В. П. Колотов – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А. Б. Кузнецов – член-корр. РАН, Институт геологии и 
геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург
О. Л. Кусков – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
М. А. Левитан – д.г.-м.н., Институт геохимии и аналитической 
химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
М. В. Мироненко – к.г.-м.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва 
Т. И. Моисеенко – член-корр. РАН, Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
А. Р
. Оганов – д.ф.-м.н., профессор, Сколтех, Москва
В. Б. Поляков – доктор хим. наук, ГЕОХИ РАН, Москва 
В. С. Севастьянов – д.техн.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Е. С. Сидкина – кандидат геол.-мин. наук, ГИН РАН, Москва 
С. А. Силантьев – д.г.-м.н., Институт геохимии и 
аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
Н. В. Сорохтина – кандидат геол.-мин. наук, ГЕОХИ РАН, 
Москва 
М. Ю. Спасенных – кандидат хим. наук, профессор, Сколтех, 
Москва 
Хернлунд Джон – профессор, Токийский Технологический 
Институт
Зав. редакцией И.В. Корочанцева
Адрес редакции: 119991 Москва, ГСП-1, ул. Косыгина, 19, ГЕОХИ РАН, 
тел.: (499)137-87-22; факс: (495) 938-20-54, e-mail: geokhimiya@geokhi.ru
Москва 
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Институт геохимии и аналитической химии 
им. В.И. Вернадского РАН, 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 69, номер 8, 2024
Редкоэлементный состав дискордантного циркона как отражение флюидного режима 
палеопротерозойского гранулитового метаморфизма 
(Хапчанский террейн, Анабарский щит)
С. Г. Скублов, Н. И. Гусев, Л. И. Салимгараева, Л. Ю. Романова 
651
Растворение Ta–Nb и Nb минералов в гранитоидных расплавах
В. Ю. Чевычелов, А. А. Вирюс
665
Органическое вещество в гидротермах Паужетского района: 
состав и сравнительный анализ с другими объектами
В. Н. Компаниченко, В. А. Потурай
681
Биогеохимия торфяных отложений Голоценового разреза Выдринского болота
(южное Прибайкалье)
А. Е. Мальцев, В. А. Бобров, Г. А. Леонова, Ю. И. Прейс, 
М. А. Климин, В. А. Бычинский
693
Субаквальная разгрузка флюидов на дне оз. Байкал: 
состав, источники и особенности миграции в пределах структуры МГУ
Т. В. Погодаева, Г. Г. Ахманов, Н. А. Онищук, О. В. Шубенкова, 
А. В. Хабуев, О. М. Хлыстов
714
Метан и сульфидная сера в воде и донных отложениях 
водотоков степной зоны европейской части России
Д. Н. Гарькуша, Ю. А. Федоров, Н. С. Тамбиева
735

ГЕОХИМИЯ, 2024, том 69, № 8, с. 651–664
 
УДК 550.42;552.163+549.514.81
РЕДКОЭЛЕМЕНТНЫЙ СОСТАВ ДИСКОРДАНТНОГО ЦИРКОНА 
КАК ОТРАЖЕНИЕ ФЛЮИДНОГО РЕЖИМА 
ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО МЕТАМОРФИЗМА 
(ХАПЧАНСКИЙ ТЕРРЕЙН, АНАБАРСКИЙ ЩИТ)
© 2024 г.    С. Г. Скубловa, *, Н. И. Гусевb, Л. И. Салимгараеваa, Л. Ю. Романоваb
aИнститут геологии и геохронологии докембрия РАН, 
наб. Макарова, д. 2, Санкт-Петербург, 199034 Россия
bВсероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского, 
Средний пр., д. 74, Санкт-Петербург, 199106 Россия
*e-mail: skublov@yandex.ru
Поступила в редакцию 26.03.2024 г.
После доработки 14.04.2024 г.
Принята к публикации 24.04.2024 г.
Представлены новые данные о U–Pb возрасте (SHRIMP-II) и редкоэлементном составе (SIMS) 
циркона из гнейсов (метапелитов) хапчанской серии Хапчанского террейна Анабарского щита. 
В зернах циркона были обнаружены реликты магматического генезиса, протолит и область сноса, 
для которых конкретизировать сложно. Единственным представителем этой группы с наименее 
измененным составом является ядро, сохранившее 207Pb/206Pb возраст протолита, индивидуальное 
значение для которого составляет 1971 ± 19 млн лет. Во время гранулитового метаморфизма циркон 
подвергся интенсивному воздействию флюида, обогащенного несовместимыми элементами. 
Изменения коснулись как U–Pb изотопной системы (возраст циркона был “перезагружен” на время 
метаморфизма около 1920–1930 млн лет), так и состава самого циркона — магматические ядра были 
в значительной степени перекристаллизованы в твердом виде или растворены флюидом вплоть 
до практически полного исчезновения первичного циркона. В обоих случаях циркон был резко 
обогащен несовместимыми элементами (Ca, Ti, Pb, Sr, Ba и ряд других) в результате воздействия 
флюида, а  сохранившиеся ядра оказались окаймлены новой популяцией циркона (черной 
в  CL-изображении). Спектры распределения REE в  перекристаллизованных ядрах приобрели 
нетипичный для циркона профиль “крыльев птицы”. Когда реакционная способность флюида 
ослабла, произошла кристаллизация основной части зерен, типичной для гранулитового циркона. 
По составу эта популяция циркона менее обогащена несовместимыми элементами, чем ядра. В области 
тяжелых REE устойчиво повторяется горизонтальный характер распределения, что свидетельствует 
о совместной кристаллизации циркона и граната. Оценка температуры кристаллизации основной 
части зерен варьирует в  узком диапазоне 800–830  °C. Все домены циркона на диаграмме 
с  конкордией Везерилла образуют единый тренд с  нулевым нижним пересечением и  верхним 
пересечением, подтвержденным конкордантным кластером со значением возраста 1920–1930 млн лет. 
Это значение соответствует возрасту регионального палеопротерозойского гранулитового 
метаморфизма. Отличительной особенностью циркона из гнейсов хапчанской серии является то, что 
их ядра не сохранили возрастные метки протолита, а целиком перестроились при метаморфизме как 
в отношении U-Pb системы, так и в отношении редкоэлементного состава, что возможно объяснить 
исключительной интенсивностью воздействия флюида при метаморфизме гранулитовой фации, 
наложенного на породы Хапчанского террейна Анабарского щита.
Ключевые слова: циркон, гранулиты, флюидный режим, U–Pb датирование, геохимия циркона, дискордия, Хапчанский террейн, Анабарский щит 
DOI: 10.31857/S0016752524080015,  EDN: IZVNII
ВВЕДЕНИЕ
Анабарский щит представляет собой выступ 
глубоко эродированного основания Сибирского кратона, преобладающе сложенный породами 
гранулитовой фации метаморфизма. Гранулиты Анабарского щита являются полихронными 
и подвергались гранулитовому метаморфизму, по 
меньшей мере, дважды — в архее и раннем протерозое. Наиболее ранние процессы гранулитового метаморфизма с возрастом 2.76 ± 0.02 млрд лет 
фиксируются локально, тогда как ареальные возрастные оценки оказываются существенно моложе: 
2.0–1.8 млрд лет (Розен и др., 2006). Палеопротерозойский метаморфизм гранулитовой фации проявлен в большинстве изученных архейских пород 
651

Скублов и др.
Анабарского щита, для которых он является наложенным на архейские гранулиты (Гусев и др., 2017, 
2021; Ножкин и др., 2019, 2022). Для пород Хапчанского гранулит-парагнейсового террейна, расположенного на востоке Анабарского щита (Rosen, 
Turkina, 2007), палеопротерозойский метаморфизм 
является первичным, что позволяет при исследовании гранулитов получить более корректные оценки его возраста.
Циркон широко используется для расшифрови двупироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами (метабазитами) близкого состава, поэтому позднее были объединены в один далдынский 
комплекс (Турченко, Розен, 2012). Далдынский 
комплекс относится к архею, согласно модельному Nd возрасту плагиогнейсов около 3.0 млрд лет 
(Розен и др., 2000) и U-Pb возрасту циркона из 
гиперстеновых плагиогнейсов и плагиоклазовых 
кристаллосланцев 3.0–3.3 млрд лет (Гусев и др., 
2020). Протолиты карбонатно-гнейсовых пород 
хапчанской серии относят к  палеопротерозою 
около 2.5–2.4 млрд лет, которые были метаморфизованы в условиях гранулитовой фации около 
1.98–1.97 млрд лет назад (Гусев и др., 2021; Ножкин и др., 2022). Кристаллические породы Анабарского щита перекрыты неметаморфизованным мезопротерозойским чехлом, состоящим из терригенной мукунской серии и строматолито-карбонатной 
билляхской серии, которая древнее 1.5 млрд лет 
(Зайцева и др., 2016; Горохов и др., 2019, 2022).
В строении Хапчанского террейна Анабарского щита участвуют два гранулитовых комплекса. Нижний комплекс (хардахский) представлен метаинтрузивными породами (мафическими 
кристаллосланцами, мезократовыми и  лейкократовыми гнейсами) с  возрастом протолита 
2.1–2.03 млрд лет и возрастом гранулитового метаморфизма около 1.96 млрд лет. Магматический 
источник метамагматических пород соответствует деплетированной мантии (Гусев и др., 2021). 
Верхний комплекс (хапчанская серия) сложен 
метапелитами — гранатовыми, биотитсодержащими гранат-силлиманитовыми с кордиеритом 
и пироксен-гранатовыми гнейсами, мраморами, 
кальцифирами, пироксен-скаполитовыми породами, протолиты которых формировались в Хапчанском осадочном бассейне (Zlobin et al., 2002). 
Для метапелитов характерна тонкая слоистость 
с элементами ритмичности. Геохимические особенности метапелитов указывают, что их протолитами были граувакки, подобные накапливающимся в палеозое на активных или пассивных континентальных окраинах (Zlobin et al., 2002). U–Pb 
возраст метаморфизма метапелитов составляет 
ки истории и происхождения магматических, метаморфических и осадочных пород. Выяснение 
условий, при которых циркон является закрытой 
или открытой системой, имеет решающее значение для точной интерпретации полученных с его 
помощью данных. Высокая температура плавления и устойчивость к наложенным изменениям 
позволяет циркону сохранять геохронологическую 
и геохимическую информацию в диапазоне Р-Т параметров, встречающихся в земной коре. Низкая 
подвижность U, Th, Pb и других редких элементов 
за счет объемной диффузии в цирконе подтверждается как экспериментальными исследованиями, 
так и сохранением первичной зональности и возраста исходной кристаллизации, несмотря на более 
молодые события высокотемпературного метаморфизма (Möller et al., 2002). Тем не менее, известно, 
что циркон не застрахован от изотопных и химических нарушений. При низких температурах потеря Pb может происходить в сильно поврежденных 
радиацией кристаллах. В высокотемпературных условиях перекристаллизация в твердом состоянии 
и воздействие флюидов могут нарушить U–Pb изотопную систему циркона (например, Hoskin, Black, 
2000). Во многом благодаря циркону, изотопно-геохимическое изучение пород, слагающих фундамент древних щитов, позволяет решить вопросы 
реконструкции процессов происхождения и эволюции ранней континентальной коры (Trail, 2018). 
Данная работа посвящена изучению редкоэлементного состава и U-Pb системы циркона в условиях 
гранулитового метаморфизма и возможным причинам изменения изотопно-геохимических характеристик этого минерала.
1928 ± 21 млн лет (Гусев и др., 2023).
Метапелиты хапчанской серии были изучены 
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
В структуре Анабарского щита выделяется три 
в пределах Хардахской площади в районе впадения р. Хардах в р. Бол. Куонамка, где Ю. П. Куликовым (Строение …, 1986) была закартирована 
антиклинальная складка, в ядре которой залегают 
породы верхнеанабарской серии (по нашим данным, хардахского комплекса), на крыльях — хаптасыннахская толща хапчанской серии (рис. 1). 
В западном крыле складки из типичных метапелитов Н. И. Гусевым был отобран образец 225–2 
(силлиманит-биотит-гранатовый гнейс), являющийся предметом настоящего исследования. 
Структура породы разнозернистая, нематогранобластовая, текстура гнейсовидная. Рассланцевание 
террейна: Маганский, Далдынский и Хапчанский, 
разделенных Котуйканской и Билляхской тектоническими зонами, в которых присутствуют крупные блоки пород гранулитовой фации, испытавшие ретроградный амфиболитовый метаморфизм 
(Rosen et al., 1994; Гусев и др., 2017, 2021; Ножкин 
и др., 2019, 2022). Раннедокембрийские породы 
гранулитовой фации разделены на далдынскую, 
верхнеанабарскую и хапчанскую серию. Далдынская и  верхнеанабарская серии сложены преимущественно гиперстеновыми плагиогнейсами 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 8         2024

	
Редкоэлементный состав дискордантного циркона
653
111°38`19
102°
110°
70°01`35
111°22`53
70°01`35
74°
74°
с.ш.
PR1ht 
1
Q
Анабарский
щит
Хатанга
PR1hr
2
PR1ht 
Анабар
Котуйкан
70°
70°
3
PR1hr
Бол.
Бол.
 Куонамка
Оленек
4
120°
PR1ht 
5
Куонамка
6
225-2
7
8
р. Хардах
PR1ht 
9
10
PR1hr
PR1hr
11
225-2
PR1hr
69°56`55
111°38`19
69°56`55
111°22`53
км1
3
2
0
км
1
Рис. 1. Геологическая карта участка Хардах (составлена Н. И. Гусевым по материалам полевых работ 2014 года при 
составлении ГК-1000/3 листа R-49). 1 — аллювиальные отложения квартера (Q); 2 — хаптасыннахская толща хапчанской серии (PR1ht); 3 — хардахский комплекс (PR1hr); 4 — двупироксеновые плагиогнейсы биотитизированные; 5 — двупироксеновые кристаллосланцы мигматизированные, калишпатизированные и амфиболизированные; 
6 — гранатовые и пироксен-гранатовые гнейсы, силлиманит- и кордиеритсодержащие; 7 — мраморы, карбонатно-силикатные породы и брекчии; 8 — дайки долеритов (предположительно RF); 9 — кимберлиты (T3); 10 — разрывные нарушения; 11 — место отбора пробы.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Циркон для исследования был выделен из обподчеркнуто вытянутыми кристаллами (иголками) 
силлиманита, порфиробласты граната (до 7 мм) 
также вытянуты в направлении рассланцевания. 
Калиевый полевой шпат с обилием пертитов присутствует как в матриксе породы, так и во включениях в гранате. По краю зерен гранатов образуется силлиманит в результате реакции плагиоклаза с гранатом. Во включениях в краевой части 
гранатов встречается зеленая шпинель с кварцем, 
эта ассоциация встречена и в матриксе породы, 
где часто замещается магнетитом. Методом TWQ 
были определены пиковые параметры метаморфизма (около 850 °C и 7 кбар), на регрессивной 
стадии температура снижалась до 600–700 °C.
разца 225–2 с помощью электромагнитной сепарации и тяжелых жидкостей в минералогической 
лаборатории ВСЕГЕИ. Локальное U–Pb датирование циркона выполнено на ионном зонде высокого 
разрешения SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) по стандартной методике, следуя процедуре, приведенной 
в (Larionov et al., 2004). Размер аналитического кратера составлял около 20 мкм. Полученные данные 
обработаны с помощью программы SQUID. Величины U–Pb изотопных отношений нормированы 
на значения, характерные для стандартов циркона 
TEMORA и 91500. Ошибки единичных анализов 
(U–Pb изотопные отношения и возраст) приведены на уровне 1σ, погрешности значений возраста 
пересечения дискордией конкордии и  эллипсы 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 8         2024

Скублов и др.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Морфология циркона. Выделенный циркон 
ошибок на графике с  конкордией — на уровне 
2σ. Непосредственно перед датированием в ЦИИ 
ВСЕГЕИ была проведена съемка циркона в CL-режиме на сканирующем электронном микроскопе 
CamScan MX2500S.
Содержание REE и  редких элементов в  циримеет округлую, реже изометричную форму 
(рис. 2), размер зерен варьирует от примерно 70 
до 120–150 мкм в поперечнике. Некоторые зерна 
(например, с точками 15.1, 17.1 и 19.1) демонстрируют слабо удлиненную форму (коэффициент удлинения не превышает 1:2), но четко выраженные 
грани кристаллов, характерные для магматического циркона, при этом отсутствуют.
Практически для всех зерен свойственно гетеконе определено на ионном зонде Cameca IMS-4f 
(ЯФ ФТИАН) в той же “точке” диаметром около 
20 мкм, что и определение возраста по стандартной 
методике (Hinton, Upton, 1991; Федотова и др., 2008). 
Методика измерения летучих компонентов (вода, 
фтор и хлор) приведена в работах (Скублов и др., 
2024). 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. При построении 
спектров распределения REE состав циркона нормирован к составу хондрита СI (McDonough, Sun, 
рогенное строение — в центральной части (реже — 
смещенное к краю зерна) наблюдается ядро, размер которого существенно варьирует — от 20–30 до 
80 мкм в поперечнике. В ряде зерен площадь ядра 
не превышает 10–15 % от площади сечения всего 
зерна (например, 9.1, 5.1, 2.1, 11.1), в других — составляет значительную часть, до 30 % и более (14.1, 
18.1). У мелких по размеру ядер граница с основной частью зерен проявлена нечетко (например, 5.1 
и 16.1), для более крупных ядер граница достаточно 
1995). Температура кристаллизации циркона рассчитана с помощью “Ti-в-цирконе” термометра 
(Watson et al., 2006).
2.2
4.1
3.1
5.1
2.1
1.2
4.2
10.2
1.1
9.1
6.1
8.1
10.1
7.1
11.1
12.1
13.1
14.1
15.2
15.1
14.2
21.1
17.1
18.1
16.1
19.1
20.1
20.2
18.2
21.2
50 мкм
Рис. 2. Изображение зерен циркона из гнейсов (образец 225–2) в режиме катодолюминесценции. Здесь и ниже номера точек анализа совпадают с табл. S1 и S2. Диаметр кратера соответствует примерно 20 мкм.
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 8         2024

	
Редкоэлементный состав дискордантного циркона
655
ядра занимают существенную часть объема и граница ядра отчетливо читается (зерна с точками 18.1 
и 14.1, основная часть зерен может быть проинтерпретирована как кайма (оболочка) вокруг ядер. 
В остальных случаях, когда вклад ядра в общий 
объем несущественен (5.1, 4.1), или его границы 
неконтрастны (9.1, 2.1), ядро выглядит скорее ксеногенным, захваченным и позднее переработанным при кристаллизации гранулитового циркона, 
составляющего основной объем зерен. Поэтому 
использование распространенной для гетерогенного циркона терминологии ядро-кайма/оболочка 
(core-rim) будет для образца 225–2 не вполне корректным, хотя для некоторых зерен наблюдается 
именно такое соотношение обсуждаемых выше 
доменов циркона.
Геохимия циркона. Спектры распределения 
контрастная (17.1, 18.1). Внутреннее строение ядер 
различное — в некоторых ядрах наблюдается контрастная ростовая осцилляционная зональность 
(например, ядра с точками 18.1, 21.1, 20.1), характерная для циркона магматического происхождения, рисунок которой не согласен с положением 
границ ядра. Осцилляционная зональность может быть в CL-изображении как в светло-серых 
тонах (18.1, 21.1), так и в темно-серых (20.1, 1.1). 
В других случаях в ядрах зональность отсутствует, 
а интенсивность и характер окраски в режиме CL 
у ядра и основной массы циркона достаточно схожи (например, 10.1 и 2.1). Зачастую границы ядер 
корродированы и несут следы растворения. Общей 
закономерностью является присутствие окаймляющих ядра зон и участков, практически черных 
в CL изображении. Мощность этих зон варьирует 
от первых до 10–15 мкм, в результате “изъеденная” 
часть ядра с осцилляционной зональностью дополняется до округлых очертаний с относительно 
плавными границами.
Основная часть зерен, без учета ядер, достаточREE для ядер циркона делятся на две неравноценные группы — для точки 18.1 и  остальные 
(рис. 3а). Спектр для точки 18.1 отличается выположенным распределением в области легких REE, 
SmN/LaN отношение равняется 2.0 (табл. S1). Тяжелые REE дифференцированы в большей степени 
(LuN/GdN = 30.5). Суммарное содержание REE составляет 581 ppm. Положительная Се-аномалия редуцирована, Се/Се* равняется 2.50. Проявлена отрицательная Eu-аномалия, Eu/Eu* составляет 0.44.
Спектры распределения REE для остальных 
ядер подобны друг другу, отличаясь только уровнем 
суммарного содержания REE, которое изменяется 
от 906 до 3861 ppm (в среднем 2358 ppm). Спектры 
имеют нетипичный для циркона профиль в области легких REE с уменьшением нормированных 
содержаний от Се к Eu, осложненный слабо проявленной положительной Се-аномалией (Се/Се* 
в среднем 1.70). Тяжелые REE дифференцированы 
но однородная в CL изображении с превалирующей окраской в темно-серых тонах. В некоторых 
зернах наблюдается слабо выраженная секториальность (зерно с точкой 14.2) или пятнистая зональность с участками в более светлых тонах (7.1). 
В ряде случаев светло-окрашенные участки формируют подобие “тени”, повторяющей очертания 
ядер (например, зерна с точками 10.2, 1.2, 4.2). По 
совокупности признаков, в частности, присутствующая секториальность и характер окраски в CL, 
основная часть (“мантия” в зарубежной терминологии) зерен, не относящаяся к ядрам и/или каймам, является типичным гранулитовым цирконом 
(Vavra et al., 1999). Для некоторых зерен, в которых 
Циркон/хондрит
10000
10000
(а)
(б)
1000
1000
100
100
2.1
1.1
18.1
4.1
3.1
5.1
20.2
10
4.2
10
6.1
8.1
7.1
10.2
21.2
10.1
11.1
9.1
1.2
13.1
12.1
14.1
1
14.2
1
2.2
15.2
17.1
15.1
16.1
18.2
20.1
21.1
19.1
0.1
0.1
Er
Ce Pr
Yb
Nd
Gd
Lu
Dy
Sm Eu
La
Er
Ce Pr
Yb
Nd
Gd
Lu
Dy
Sm Eu
La
Рис. 3. Спектры распределения REE, нормированные к хондриту CI, для циркона из гнейсов (образец 225–2): (а) 
для ядер; (б) для основной части зерен.
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 8         2024

Скублов и др.
В области тяжелых REE спектры образуют более компактную область. Для точек 2.2 и 18.2 наблюдается умеренная дифференциация от Gd к Lu. 
В остальных точках спектры распределения тяжелых REE субгоризонтальны. Суммарное содержание тяжелых REE составляет 103 ppm.
Сравнение содержания редких элементов для 
в обычном для циркона направлении, с ростом от 
Gd к Lu (LuN/GdN в среднем составляет 8.09). Амплитуда отрицательной Eu-аномалии изменяется 
в широких пределах, Eu/Eu* находится в диапазоне от 0.18 до 0.79, составляя в среднем 0.60. Если 
сравнивать ядра циркона с точкой 18.1, то содержание легких REE в среднем увеличилось в 36 раз, тяжелых REE — в 2 раза. Последнее хорошо заметно 
на рис. 3а, спектр для точки 18.1 практически сливается со спектрами для остальных ядер в области 
тяжелых REE (Dy–Lu).
Ядро циркона в точке 18.1 отличается от остальосновной части зерен циркона и ядер (исключая 
точку 18.1) демонстрирует существенные отличия 
этих групп по составу (табл. S2). В основной части зерен выше содержание Hf (в среднем 14548 
и 11980 ppm, соответственно), содержание Li находится примерно на одном уровне, около 10–13 ppm. 
Содержание Th и U в ядрах больше, чем в основной части зерен, в 5–7 раз. Содержание Са в основной части зерен составляет в среднем 26.9 ppm, 
что существенно ниже, чем в ядрах. Аналогично, 
в 6–8 раз ниже содержание других неформульных 
для циркона элементов (Ti, Ba, Sr, Li). Содержание Р составляет в среднем 262 ppm. Содержание 
Y составляет в среднем всего 254 ppm, что ниже 
содержания в ядрах, включая точку 18.1. Содержание бора, воды и фтора в основной части зерен сопоставимо с содержанием этих компонентов в точке 18.1. Содержание хлора существенно 
выше (120 ppm по сравнению с 21.4 ppm в точке 18.1 
и 74.1 ppm в остальных ядрах циркона).
ных ядер пониженным содержанием редких элементов (табл. S1). В наименьшей степени это проявлено для Hf — 9916 и 11980 ppm, соответственно. 
Содержание Th и U (по данным геохимического 
исследования циркона) отличается в 5–7 раз. Наиболее масштабно в остальных ядрах, по сравнению 
с точкой 18.1, увеличивается содержание Са (от 22.6 
до 555 ppm). В 6–8 раз возрастает содержание других неформульных элементов (Ti, Ba, Sr, Li). Содержание Р увеличивается от 283 до 1072 ppm. Содержание Y, которое положительно коррелирует 
с тяжелыми REE, как и они, возрастает в 2 раза. 
Показательно поведение летучих компонентов. 
Содержание бора возрастает в 36 раз (от 3.15 до 
113 ppm), воды — в 10 раз (от 1668 до 16239 ppm), 
Оценка температуры кристаллизации основной 
фтора — в 18 раз (от 32.9 до 601 ppm), хлора — 
в 3 раза (от 21.4 до 74.1 ppm).
Для точки 18.1  температура кристаллизации 
циркона, определенная по “Ti-в-цирконе” термометру, составляет 819 °C. Для остальных ядер содержание Ti превышает пределы калибровки термометра и не может быть использовано в качестве 
оценки температуры (Fu et al., 2008).
Суммарное содержание REE для основной чачасти зерен по “Ti-в-цирконе” термометру наиболее корректна для точек с пониженным уровнем 
содержания легких REE, поскольку содержание Тi 
положительно коррелирует с LREE. Соответственно, вероятен совместный привнос этих элементов под воздействием флюида при метаморфизме. 
В точках 20.2, 4.2, 10.2 и 21.2 значения температуры 
варьируют в узком диапазоне от 803 до 826 °C, составляя в среднем 814 °C.
U-Th-Pb систематика циркона. При локальном 
сти зерен циркона варьирует от 55.1 до 468 ppm, 
составляя в среднем 143 ppm. Спектры распределения REE для основной части зерен демонстрируют широкий разброс в  области легких REE 
(рис. 3б). В точках 20.2, 4.2, 10.2 и 21.2 содержание 
легких REE варьирует от 9.98 до 25.1 ppm, при этом 
спектры дифференцированы с увеличением от La 
к Sm. Положительная Се-аномалия редуцирована 
(Се/Се* составляет 5.81 для точки 20.2 с минимальным содержанием легких REE и в среднем 1.88 для 
остальных трех точек). Для этих точек проявлена заметная отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* 
в среднем равняется 0.21).
В точках 14.2, 2.2, 1.2, 18.2 и 15.2 содержание легдатировании было выполнено 30 определений 
возраста — 21 точка в ядра и 9 точек в основную 
часть зерен циркона (табл. S2). Содержание U, по 
данным SHRIMP-II, в ядрах варьирует от 44 (точка 18.1) до 1959 ppm (точка 20.1), составляя в среднем 430 ppm (здесь и далее в качестве среднего 
используется медианное значение), и отрицательно коррелируя с интенсивностью окраски в CL. 
Содержание Th находится в диапазоне от 18 до 
242 ppm (в среднем 88 ppm). Th/U отношение для 
ядер изменяется от 0.04 до 0.72 при среднем значении 0.22. При этом минимальное (меньше 0.10) 
значение Th/U отношения установлено для ядер 
(точки 7.1, 9.1, 19.1 и 20.1), в которых наблюдается значительное количество черного в CL циркона, 
обогащенного ураном, а количество серого в CL 
ких REE варьирует от 65.0 до 244 ppm, спектры в этой 
области субгоризонтальные и имеют выпуклую форму для точек с максимальным уровнем легких REE. 
Положительная Се-аномалия практически отсутствует (Се/Се* составляет в среднем 1.21). В этих точек 
отрицательная Eu-аномалия проявлена менее существенно (Eu/Eu* в среднем равняется 0.46).
циркона со следами осцилляционной зональности 
минимальное или отсутствует (точка 9.1). Отличительной особенностью всех ядер является повышенное содержание доли общего (нерадиогенного) 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 8         2024

	
Редкоэлементный состав дискордантного циркона
657
(б)
(а)
2200
0.4
0.365
1.2
14.2
4.2
18.1
20.2
21.2
1800
10.2
1960
0.355
0.3
2.2
18.2
2.1
1400
15.2
13.1
8.1
3.1
0.2
0.345
1000
12.1
14.1
206Pb/238U
10.1
17.1
16.1
6.1
1880
1.1
5.1
15.1
9.1
11.1
600
4.1
0.335
0.1
19.1
21.1
20.1
7.1
Пересечение
дискордии 0 ± 70
и 1933 ± 27 млн лет
СКВО = 0.53
Конкордантный
возраст
1916 ± 19 млн лет
СКВО = 0.16
200
0.0
8
0
4
2
6
0.325
5.0
5.2
5.6
5.4
6.2
6.0
5.8
207Pb/235U
207Pb/235U
Рис. 4. График с конкордией для циркона из гнейсов (образец 225–2): (а) для всех точек (жирным курсивом подписаны точки, не использованные для построения дискордии); (б) для конкордантного кластера точек из основной 
части зерен (точки 4.2, 14.2, 21.2, 1.2, 20.2).
206Pb — в среднем 7.57 %. Минимальное содержание, 1.23 %, зафиксировано для крупного по размеру ядра светло-серого оттенка с ростовой оцилляционной зональностью, проанализированного без 
захвата черного в CL циркона, окаймляющего ядро 
(точка 18.1, рис. 2). Аномально высокое содержание более 10 % (12.0, 13.9 и 19.0 %) установлено для 
точек, где в поле анализа в основном попал черный 
в CL циркон (точки 20.1, 19.1 и 7.1 соответственно).
Циркон, представляющий основную часть зе(СКВО = 0.53) и нулевым нижним пересечением 
(рис. 4а). Фигуративная точка 18.1, относящаяся 
к крупному по размеру ядру с сохранившейся осцилляционной зональностью, также расположена 
на конкордии, несколько выше, чем верхнее пересечение дискордии. Для этой точки индивидуальное значение 207Pb/206Pb возраста 1971 ± 19 млн лет 
даже с учетом погрешности отличается в бóльшую 
сторону от конкордантного возраста для основной 
части зерен, рассчитанного по 5 точкам.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
При оценке степени изменения состава циркона 
рен, отличается выдержанным и умеренным содержанием U (от 91 до 198 ppm, в среднем 122 ppm) 
и Th (от 11 до 66 ppm, в среднем 39 ppm). Th/U 
отношение варьирует от 0.08 до 0.65, составляя 
в среднем 0.27. Содержание доли общего 206Pb изменяется от 0.39 до 3.55 % (в среднем 0.75 %).
На диаграмме с конкордией Везерилла (рис. 4а) 
при перекристаллизации и кристаллизации новообразованных доменов наиболее информативными являются диаграммы сопоставления индикаторных элементов, чутко реагирующих на изменения среды кристаллизации циркона. На бинарном 
графике соотношения содержания Р и Y (рис. 5а) 
наблюдается положительная корреляция между 
этими элементами. При этом фигуративные точки, 
отвечающие составу основной части зерен, расположены в области умеренных содержаний. Точки, 
относящиеся к ядрам, образуют обособленное поле 
c широким разбросом содержания P и Y. В отличие 
29 точек, кроме 18.1, образуют линейный тренд, 
направленный от конкордии с отметками возраста около 1920–1930 млн лет к нулевому значению. 
При этом фигуративные точки для ядер циркона 
расположены в нижней части тренда — чем выше 
содержание U и доля общего 206Pb, тем ближе точка к началу конкордии. Четыре точки для основной части зерен (15.2, 18.2, 2.2 и 10.2) расположены 
в верхней части тренда, остальные пять образуют 
конкордантный кластер. Четыре точки, не находящиеся на конкордии, отличаются повышенным 
содержанием U и общего 206Pb, по сравнению с пятью конкордантными.
Для 5 точек, измеренных в основной части зеот них, точка 18.1, соответствующая ядру с характеристиками магматического циркона в распределении REE, расположена в нижней части этого 
поля, граничащей с точками основной части циркона. Одновременное обогащение циркона фосфором, с одной стороны, и геохимически близкими 
рен циркона, возможно определить конкордантный возраст 1916  ±  19  млн лет (СКВО = 0.16, 
рис. 4б). По 20 точкам (всем 9 из основной части 
зерен и 11 ядрам) проводится дискордия со значением верхнего пересечения 1933 ± 27 млн лет 
Y и тяжелыми REE, с другой стороны, показывает, 
что эти элементы входят в структуру циркона в соответствии со схемой гетеровалентного изоморфизма (Y + REE)3+ + P5+ = Zr4+ + Si4+, известной 
ГЕОХИМИЯ        том   69       № 8         2024