Возраст монцодиорит-порфиров из поздней дайковой фазы Конгорского массива (Полярный Урал) по результатам U-Pb (SIMS)-датирования цирконов

Введение и постановка задачи

В Восточно-Уральской мегазоне (рис. 1, а) Полярного Урала (в пределах Войкарской зоны), к востоку от крупнейших на Урале офиолитовых массивов Рай-Из и Войкаро-Сыньинского (рис. 1, b), распространены многочисленные интрузивы среднепалеозойских гра-нитоидов, габброидов и монцонитоидов, которые слагают вытянутый в ССВ-направлении на 240 км Собский (Лагортинско-Кокпельский) батолит. Породы, слагающие батолит, активно изучались с середины XX века Н. А. Сириным (1962), Ю. Е. Молдаванцевым (1972), М. И. Буякайте [3] Р. Г. Язевой, В. В. Бочкарёвым [16], В. Д. Старковым (1985), П. М. Кучериной (ГС-50, 1991 г.), В. Л. Андреичевым [1], А. П. Прямоносовым [5], Д. Н. Ремизовым [12], Н. Б. Кузнецовым, О. В. Удоратиной [14] и многими другими геологами. Интрузивные образования Собского батолита относят к трём плутоническим комплексам. Наибольший объем слага- 16

ют раннесреднедевонские плагиогранитоиды, диориты и габброиды собского комплекса, в меньшем количестве присутствуют более поздние, предположительно среднепозднедевонские монцонитоиды и габброиды конгорского комплекса (рис. 1, b) и граниты среднедевонского янаслорского комплекса. Плутонические породы прорывают позднеордовикско-среднедевонские островодужные вулканогенные, терригенно-вулканогенные и осадочные образования. Силурийско-девонские вулканические и девонские плутонические породы генетически связаны между собой, интрузивные образования представляют собой глубинные части палеозойской Малоуральской (или Войкарской) островной дуги [6, 9, 12] или активной континентальной окраины Сибирского палеоконтинента [16].

По вопросу о возрасте пород собского комплекса в настоящее время разногласий нет, он считается раннесреднедевонским (410—393 млн лет) на основа-

Рис. 1. Тектонические схемы: а — тектоническая схема Уральского складчатого пояса и положение его Полярно-Уральского сегмента [10]: 1 — Mz-Kz-комплексы чехла Русской и Западно-Сибирской плит, 2 , 3 — палеозойские и докембрийские комплексы Западного Урала: 2 — преимущественно осадочные комплексы палеозойского возраста, 3 — осадочные, вулканогенные и плутонические комплексы позднедокембрийского возраста, 4 , 5 — палеозойские и докембрийские комплексы Восточного Урала: 4 — нижнесреднепалеозойские вулканогенно-осадочные образования, 5 — докембрийские и палеозойские осадочные, вулканогенно-осадочные, базит-гипербазитовые и гранитоидные образования, 6 — палеозойские и докембрийские комплексы Зауралья, 7 — Главный Уральский надвиг, 8 — контур тектонической схемы средней и южной частей Полярного Урала; b — тектоническая схема средней и южной частей Полярного Урала, составлена по материалам [4, 7]: 1 — позднедокембрийские и палеозойские образования Западно-Уральской мегазоны, 2 — мезозойско-кайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты, 3 — 8 — раннесреднепалеозойские образования Войкарско-Щучьинского сегмента (Войкарской зоны) ВосточноУральской мегазоны: 3 — метаморфизованные базиты и гипербазиты Дзеляюско-Хордъюской подзоны, 4 — метаморфизованные гипербазиты и габброиды Райизско-Войкарской подзоны (массивы Рай-Из и Войкаро-Сыньинский), 5 — 8 — образования Малоуральской подзоны: 5 — раннесреднедевонские плагиогранитоиды собского комплекса, 6 — предположительно среднедевонско-раннекаменноугольные габброиды, диориты и монцонитоиды конторского комплекса, 7 — среднепозднедевонские гранитоиды янаслорского комплекса, 8 — позднеордовикско-среднедевонские вулканогенные и осадочно-вулканогенные образования, 9 — границы: а — Главный Уральский надвиг, b — разрывные нарушения, c — геологические границы, 10 — водоёмы: а — реки, b — озёра.

Fig. 1. Tectonic schemes: a — tectonic scheme of the Ural fold belt and position of its Polar-Ural segment from [10]: Captions: 1 — Mz-Kz complexes of the sedimentary cover of the Russian and West Siberian plates, 2 , 3 — Paleozoic and Precambrian complexes of the Western Urals: 2 — predominantly sedimentary Paleozoic complexes, 3 — Late Precambrian sedimentary, volcanogenic and plutonic complexes, 4, 5 — Paleozoic and Precambrian complexes of the Eastern Urals: 4 — Lower to Middle Paleozoic volcanic-sedimentary formations, 5 — Precambrian and Paleozoic sedimentary, volcanogenic-sedimentary, basic-ultrabasic and granitoid formations, 6 — Paleozoic and Precambrian complexes of the Trans-Uralian zone, 7 — the Main Ural Thrust, 8 — outline of the tectonic scheme of the middle and southern parts of the Polar Urals; b — tectonic scheme of the middle and southern parts of the Polar Urals, compiled from materials [4, 7]: Captions: 1 — Late Precambrian and Paleozoic formations of the West Uralian megazone, 2 — Mesozoic to Cenozoic sedimentary cover of the West Siberian plate, 3 — 8 — Early to Middle Paleozoic formations of the Voykar-Shchuchya segment (the Voykar zone) of the East Uralian megazone: 3 — metamorphosed basites and ultrabasites of the Dzelyayu-Khordyus zone, 4 — metamorphosed ultrabasites and gabbroids of the Rai-Iz-Voikar zone (Rai-Iz and Voykar-Synya massifs), 5 — 8 — the formations of the Malyi Ural zone: 5 — Early to Middle Devonian plagiogranitoids of the Sobsky Complex, 6 — Middle Devonian to Early Carboniferous (?) gabbroids, diorites and monzonitoids of the Kongor Complex, 7 — Middle to Late Devonian granitoids of the Yanaslor Complex, 8 — Late Ordovician to Middle Devonian volcanogenic and sedimentary-volcanogenic formations, 9 — boundaries: a — the Main Ural thrust, b — faults, c — geological boundaries, 10 — water reservoirs: а — rivers, b — lakes.

нии геологических взаимоотношений и хорошо согласующихся данных Rb-Sr- и U-Pb-изотопного датирования [1—3, 8, 11, 15, 17, 19]. Гранитоиды янаслорско-го комплекса также надежно датированы, для них Rb-Sr- и U-Pb-методами получен живетский (387—383 млн лет) возраст [1, 11, 15]. Но время формирования пород конторского комплекса долгое время не могли точно установить. Эти породы прорывают силурийско-раннедевонские вулканогенные образования малоуральской свиты, раннесреднедевонские терригенные породы варчатинской свиты, а также раннесреднедевонские плагиогранитоиды главной интрузивной фазы собско-го комплекса [7]. Верхний предел формирования пород конторского комплекса определяется тем, что они рассечены дайками субщелочных долеритов мусюрского комплекса, возраст которых считают позднедевонско-раннекаменноугольным [7] или пермотриасовым [6, 8]. Изотопное датирование пород конторского комплекса также не дало надёжно обоснованного возраста. K-Ar-методом по монофракциям минералов и валовым пробам пород Конторского массива получены датировки (310±20), (331±7), (331±5), (342±3) млн лет, соответствующие раннему—среднему карбону [5]. Большой разброс K-Ar-датировок минералов и пород конторского комплекса (от 248 до 376 млн лет) приведен также в работе В. Л. Андреичева [1]. Температура закрытия K-Ar-изотопной системы биотита и амфибола — около 350° и 550° соответственно [20], а в случае вторичных изменений и деформаций пород эти пороговые значения могут быть еще ниже. Можно предполагать, что K-Ar-система в минералах из пород конторского комплекса могла быть нарушена в ходе термальных событий, сопровождавших формирование в конце палеозоя аккреционно-коллизионного Уральского орогена. В этом случае молодые K-Ar-датировки отражают не время образования пород, а время их последующего преобразования.

Результаты U-Pb (SIMS)-датирования индивидуальных кристаллов циркона из пород Конторского массива также не дали окончательной ясности. Исследование (SHRIMP-II, ЦИИ ВСЕГЕИ) цирконов из образца монцодиорита главной интрузивной фазы Конторского массива [6] (рис. 2) дало два возрастных интервала — 396—402 млн лет и 363—380 млн лет, первый из которых интерпретируется как возраст цирконов, захваченных из вмещающих диоритов соб-ского комплекса, а второй — как время кристаллизации цирконов собственно конторского комплекса. Нами [13] тем же методом (U-Pb SIMS, SHRIMP-RG, Стэнфорд), в том числе для одного образца диоритов (массив Диоритовый, г. Северная Манюкую), были получены две подобные группы возрастов — 392—400 и 360—384 млн лет (рис. 2). Но на основании детального исследования строения зерен циркона мы предполагаем, что более древний возрастной интервал отвечает времени формирования диоритов конторского комплекса, а более молодой связан с преобразованием пород, возможно, при внедрении гранитоидов яна-слорского комплекса.

В связи с остающейся неопределенностью мы решили выполнить U-Pb-датирование цирконов из пород поздней дайковой фазы петротипического Конторского массива, что могло бы помочь определить время завершения формирования этого интрузива и конторского комплекса в целом.

Изотопные датировки для собского комплекса

1 111 • 11 и Андреичев, 2004 [1] и i i i >ф s s s • Буякайте и др., 1983 [3]

i s s o s s । Andreichev, 2000 [17]

i s s s s o s шАндреичев, Удоратина, 2000 [2]

i s s s s s s s s s s s s OS s s s s s s s s s s s । Андреичев, 2004 [1]

о о

► Estrada et al, 2012 [19]

^^^■2^^^— Ремизов и др., 2009 [11] ^■^™         Удоратина и др., 2008 [15]

*^ Викентьев и др., 2017 [8] Изотопные датировки для конторского комплекса ^^■^^^■v.;;^;^^^              Душин и др . 2014 [6]

^^^■2^^^^*™::^™:е        Соболев и др , 2017 [13]

• ■^       Новые данные

  
  
  
  
  
  

  420        440

  Возраст, млн лет

  
  

Рис. 2. Обобщение результатов изотопно-геохронологических исследований пород собского и конторского комплексов Полярного Урала. Изотопные датировки приведены по литературным источникам [1—3, 6, 8, 11, 13, 15, 17, 19] и нашим новым данным. Методы изотопного датирования: 1 — K-Ar, 2 — Rb-Sr, 3 — Ar-Ar, 4 — U-Pb

Fig. 2. Summary chart of geochronological ages for the rocks of the Sobsky and Kongor Complexes of the Polar Urals. Isotopic ages used from [1—3, 6, 8, 11, 13, 15, 17, 19] and from our new data. Isotopic dating methods: 1 — K-Ar, 2 — Rb-Sr, 3 — Ar-Ar, 4 — U-Pb

Геологическая позиция

и строение Конгорского массива

Конторский массив расположен в бассейне рек Макаррузь и Хараматолоу (рис. 3). Он имеет штокообразную форму и размеры в плане 7.5x10 км при вертикальной мощности более 3 км. На севере, западе и востоке массива его контакты с раннедевонскими диори-тоидами и габброидами собского комплекса преимущественно тектонические, и только на небольшом участке в северной части массива во время геологического картирования масштаба 1:50 000 П. М. Кучериной (1991 г.) были установлены фрагменты дотектонического «горячего» контакта с кварцевыми диоритами собского комплекса, с экзоконтактовой зоной метаморфизованных и ороговикованных пород мощностью первые сотни метров [5]. На юге породы Конгорского массива прорывают метаморфизованные и интенсивно дислоцированные позднеордовикские вулканиты устьконгорской свиты с образованием в последних магнетитовых скарнов (рудопроявление Первая Рудная Горка).

Главная интрузивная фаза массива сложена преимущественно порфировидными породами среднего состава нормальной и повышенной щёлочности — габбро, диоритами, кварцевыми диоритами, монцогаб-бро, монцодиоритами и кварцевыми монцодиорита-ми. Они рассечены дайками монцодиорит-порфиров, кварцевых монцодиорит-порфиров и монцогаббро, представляющими собой позднюю интрузивную фазу. Дайки, хорошо выраженные в рельефе, образуют скальные выходы, возвышающиеся на фоне вмещающих пород главной интрузивной фазы. Мощность даек от 1 до 20 метров, для них характерно СЗ-, СЗЗ- и

2 km

Рис. 3. Геологическая карта бассейна р. Макаррузь (по [5]), с изменениями:

• 1 ,    2 — стратифицированные образования: 1 — средне-верхнеордовикские вулканогенные и вулканогенно-осадочные образования устьконгорской свиты, 2 — юрско-меловые осадочные отложения Западно-Сибирской плиты; 3 — 11 — плутонические образования: 3 — среднепозднеордовикские метабазиты кэршорского комплекса, 4 — 8 — раннесреднедевонские образования собского комплекса: 4 — габброиды ранней интрузивной фазы, 5 , 6, 7 — диориты, тоналиты, трондьемиты главной интрузивной фазы соответственно, 8 — дайки плагиогранитоидов поздней фазы, 9 — 11 — среднедевонско-раннекаменноугольные (?) образования конторского комплекса: 9 — габброиды ранней интрузивной фазы, 10 — диориты и монцонитоиды главной интрузивной фазы, 11 — дайки монцонитоидов поздней фазы; 12 — границы: а — тектонические, b — геологические, с — фациальные; 13 — точки наблюдения с номерами образцов пород: а — образцы, для которых определён химический состав, b — образец, из которого продатированы цирконы

Fig. 3. Geological map of the Makarruz river basin according to [5], with changes.

Captions: 1, 2 — stratified formations: 1 — Middle to Upper-Ordovician volcanogenic and volcanogenic-sedimentary rocks of the Ust’Kongor Formation, 2 — Jurassic to Cretaceous sedimentary rocks of the West Siberian plate, 3 — 11 — plutonic formations: 3 — Middle to Late Ordovician metabasites of the Kershor Complex, 4 — 8 — Early to Middle Devonian formations of the Sobsky Complex: 4 — gabbroids of the early intrusive phase, 5, 6, 7 — diorites, tonalites, and trondhjemites of the main intrusive phase, respectively, 8 — dikes of plagiogranitoids of the late phase, 9 — 11 — Middle Devonian to Early Carboniferous (?) formations of the Kongor Complex: 9 — gabbroids of the early intrusive phase, 10 — diorites and monzonitoids of the main intrusive phase, 11 — monzonitoid dikes of the late phase, 12 — boundaries: a — tectonic, b — geological, c — between different intrusive rock types; 13 — sampling locations: a — samples for chemical analyses, b — samples for zircon dating

З-падение с различными углами наклона (от 40 до 90°). Контакты с вмещающими диоритами и монцодиорита-ми — резкие, секущие, с выраженными зонами закалки. Монцодиорит-порфиры преобладают среди пород дайковой фазы Конгорского массива, поэтому именно эти породы были отобраны нами в одной из даек для извлечения и датирования цирконов.

Методы исследования

Минеральный состав пород определялся методами оптической микроскопии в ГИН РАН (г. Москва) и уточнялся на электронном сканирующем микроскопе Tescan VEGA-IIXMU с энергодисперсионным спектрометром INCA Energy 450 и спектрометром с волно вой дисперсией Oxford INCA Wave 700 в ИЭМ РАН, (г. Черноголовка).

Силикатный анализ пород производился в лаборатории химии минерального сырья ИГ Коми НЦ УрО РАН методом рентгено-спектрального флюоресцентного анализа (аналитик С. Т. Неверов). Содержания в породах элементов-примесей определены методом ICP-MS в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН (аналитикЯ. В. Бычкова).

U-Pb-датирование и анализ элементов-примесей в индивидуальных кристаллах циркона проводились методом SIMS на ионном микрозонде SHRIMP-RG, принадлежащем Стэнфордскому университету и Геологической службе США, согласно методике, опи- 19

Минеральный и химический состав пород

В центральных частях даек монцодиорит-порфи-ры имеют резко порфировидную структуру, в эндо-контактовых частях наблюдаются признаки динамо -метаморфических преобразований. Порфировидные выделения (15—40 об. %) представлены крупными (720 мм) преимущественно вытянутыми вдоль плоскости контакта субидиоморфными зональными кристаллами плагиоклаза (An_52-17) и небольшими (0.51.0 мм) зёрнами и гломеропорфировыми сростками интенсивно амфиболизированного диопсида (Wol_50-52En₃ 6_ ₃₈Fs₁₁ _ ₁₄), которые заключены в основную мелко-, тонкозернистую биотит-кварц-плагиоклаз-ка-лишпатовую массу. Среди акцессорных минералов встречаются апатит, ильменит, магнетит и титаномаг-нетит, зерна последнего по краям и трещинам часто бывают замещены титанитом. Кварцевые монцоди-орит-порфиры, слагающие некоторые дайки, содержат больше кварца (до 15 %) при меньших количествах темноцветных минералов.

Субщелочные породы, слагающие дайки Конгор-ского массива, характеризуются калий-натриевым и в меньшей степени калиевым типами щёлочности и классифицируются как монцодиориты, кварцевые монцо-диориты и монцогаббро. Породы относятся к шошонит-латитовой и высококалиевой известково-щелочной сериям и для них характерны следующие вариации состава (мас. %): SiO2 (51.2-59.6), TiO2 (0.6-0.7), Al2O3 (14.3-17.4), FeOобщ (5.5-7.5), MgO (3.0-7.7), CaO (4.97.9), Na2O (2.4-3.6), K2O (2.8-3.6).

Концентрации и характер распределения элементов-примесей во всех исследованных породах похожи и типичны для надсубдукционных образований. При умеренных суммарных содержаниях редкоземельных элементов (РЗЭ) от 78.7 до 108.8 г/т отмечается заметное обогащение лёгкими РЗЭ относительно тяжёлых (LaN/YbN 6.5-8.9). Составы пород, нормированные к примитивной мантии, обогащены крупноионными литофильными элементами-примесями (Cs, Rb, Ba, Sr, Pb), а также Th и U относительно высокозарядных элементов (Y, Zr, Hf, Nb, Ta), они характеризуются хорошо проявленными положительными аномалиями по Pb, Sr, U и отрицательными — по Nb и Ta.

Результаты датирования цирконов из монцодиорит-порфиров

Цирконы были отобраны из монцодиорит-порфиров (обр. S11/9-1, левый борт среднего течения р. Макаррузь, N 66°43'42'', E 65°15'6'', рис. 3), слагающих дайку мощностью около 5 метров, прорывающую породы главной интрузивной фазы в западной части Конторского массива. Было продатировано 10 индивидуальных кристаллов циркона (табл. 1, данные анализов приведены в порядке увеличения возрастов). В тех же зёрнах были определены содержания элементов-примесей (табл. 2, данные анализов приведены в порядке увеличения возрастов).

Цирконы представлены идиоморфными бипира-мидально-призматическими зернами размером 30-160 мкм, иногда имеющими слегка скругленные вершины. Кристаллы прозрачные, светло-желтые, в различной степени удлиненные (К^ л — 2.5-6). В катодных лучах (рис. 4) цирконы имеют яркое и умеренно-яркое свечение. Преобладают зёрна с контрастной секториаль-ной (зёрна № 1, 2, 7, 9, 10) и слабоконтрастной (часто размытой) осцилляционной (зёрна № 3, 4, 5) зональностью. В двух зёрнах зональность почти отсутствует (№ 6, 8).

Таблица 1. Результаты U-Pb SIMS-изотопного анализа зерен циркона из монцодиорит-порфиров конторского комплекса (обр. S11/9-1, Конторский массив, р. Макаррузь)

Table 1. Results of U-Pb SIMS-isotopic analysis of zircon grains from the monzodiorite porphyries of the Kongor Complex (sample S11/9-1, Kongor Pluton, the Makarruz River)

№ анализа / Analysis No.	206Pbc, %	Содержание, г/т / Content, ppm			232Th/ 238U	Изотопные отношения, ± % (1o) / Isotopic ratios ± % (1o)			Rho	Возраст, млн лет, ± 1о / Age, Ma, ± 1o		D, %
		U	Th	206 Pb *		207 Pb/ 206 Pb	207Pb/235U	206 Pb/ 238 U		206 Pb/ 238 U	207 Pb/ 206 Pb
4.1	-0.24	171	76	9.0	0.46	0.0583 ±3.4	0.494 ±4.9	0.0615 ±3.5	0.72	385 ±13	540 ±75	40
7.1	0.00	152	58	8.2	0.39	0.0565 ±2.4	0.487 ±2.5	0.0624 ±0.9	0.35	390 ±3	472 ±52	21
8.1	0.19	96	35	5.1	0.38	0.0546 ±4.1	0.470 ±4.2	0.0624 ±1.1	0.25	390 ±4	395 ±91	1
3.1	0.48	104	38	5.6	0.38	0.0524 ±5.2	0.451 ±5.4	0.0624 ±1.7	0.31	390 ±6	302 ±118	-23
9.1	0.13	144	70	7.8	0.50	0.0534 ±3.2	0.461 ±4.0	0.0626 ±2.4	0.60	392 ±9	344 ±71	-12
5.1	0.19	193	98	10.4	0.52	0.0509 ±3.1	0.440 ±3.2	0.0627 ±0.8	0.26	392 ±3	235 ±72	-40
6.1	0.71	148	80	8.1	0.56	0.0560 ±6.4	0.489 ±6.5	0.0633 ±1.1	0.17	396 ±4	450 ±143	14
2.1	0.28	184	109	10.1	0.61	0.0549 ±3.2	0.482 ±3.3	0.0637 ±0.8	0.25	398 ±3	408 ±72	3
10.1	-1.00	52	16	2.9	0.32	0.0606 ±8.3	0.534 ±8.5	0.0639 ±1.4	0.17	400 ±6	624 ±180	56
1.1	0.14	119	64	6.6	0.55	0.0538 ±3.4	0.478 ±3.5	0.0644 ±1.0	0.28	403 ±4	363 ±76	-10

Примечания. Ошибка в калибровке стандарта составляет 0.50 %; ²⁰⁶Pb_c и ²⁰⁶Pb * — содержание обыкновенного и радиогенного свинца соответственно; изотопные отношения и возрасты скорректированы по измеренному ²⁰⁴Pb; D — дискордантность: D = 100Цвозраст (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)/возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) — 1]; Rho — коэффициент корреляции между ошибками определения изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U.

Notes. Error in calibration of standard is 0.50 %; ²⁰⁶Pb_c and ²⁰⁶Pb * — content of common and radiogenic lead, respectively; isotopic ratios and ages are corrected from measured ²⁰⁴Pb; D — discordance: D = 100^[age (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)/age (²⁰⁶Pb/²³⁸U) - 1]; Rho is correlation coefficient between ²⁰⁶Pb/²³⁸U and ²⁰⁷Pb/²³⁵U isotope ratio detection errors.

Рис. 4. Катодолюминесцентные изображения цирконов c номерами датированных зерен и графики с конкордией для возрастов цирконов из монцодиорит-порфиров поздней фазы Конгорского массива (обр. S11/9-1). Эллипсы погрешностей соответствуют 2 о

Рис. 5. Графики распределения РЗЭ в цирконах из монцодиорит-порфиров поздней фазы Конгорского массива (обр. S11/9-1). Содержания РЗЭ нормированы к составу хондрита CI по [22]

Fig. 5. REE patterns for zircons from monzodiorite-porphyries of the late phase of the Kongor Pluton (sample S11/9-1). Ree concentrations are normalized to chondrite CI after [22]

Fig. 4. Cathodoluminescence images of zircons with spot numbers and ages, conventional concordia diagram for zircons from mon-zodiorite porphyries of the late phase of the Kongor Pluton (sample S11/9-1). Errors are shown as ellipses at the 2 o level

Таблица 2. Содержания элементов-примесей в цирконах из монцодиорит-порфиров конгорского комплекса (обр. S11/9-1, Конгорский массив, р. Макаррузь)

Table 2. Trace element composition (ppm) in zircons from the monzodiorite porphyries of the Kongor Complex (sample S11/9-1, Kongor Pluton, the Makarruz River)

Компонент / Component	Номера анализируемых областей в кристаллах циркона / Numbers of the analyzed regions in zircon crystals
	4.1	7.1	8.1	3.1	9.1	5.1	6.1	2.1	10.1	1.1
La	0.03	0.02	0.01	0.03	0.06	0.02	0.04	0.05	0.01	0.02
Ce	18.96	13.05	6.88	10.49	16.26	25.62	18.77	22.41	8.67	16.47
Pr*	0.08	0.07	0.02	0.04	0.15	0.10	0.07	0.18	0.01	0.09
Nd	0.92	1.04	0.25	0.39	1.79	1.77	0.80	2.53	0.12	1.68
Sm	3.03	2.23	0.97	1.09	3.80	5.45	2.58	5.75	0.54	4.34
Eu	1.17	0.92	0.48	0.48	1.32	1.47	0.87	1.93	0.24	1.46
Gd	22.44	15.39	6.88	8.32	28.73	34.49	19.15	42.09	4.83	28.64
Dy	83.87	61.04	26.51	34.70	95.59	131.75	78.15	144.27	20.93	92.41
Er	164.88	140.64	64.56	76.10	169.45	254.96	152.89	265.69	45.95	173.38
Yb	337.27	325.69	168.17	175.81	340.76	530.46	311.69	513.38	108.44	347.35
Fe	5.92	1.27	1.32	2.50	1.39	1.58	4.96	2.62	0.67	0.72
48Ti	6.93	12.41	4.14	6.90	7.14	6.00	6.41	7.53	5.02	7.54
49Ti	7.12	12.09	3.96	6.79	7.52	5.89	6.55	7.32	5.05	7.43
Y	913.29	749.99	343.28	410.84	979.24	1399.25	819.92	1493.07	250.81	988.81
Hf	9728.18	9942.90	11696.93	10301.74	10233.54	12442.49	11375.89	10792.02	10147.76	10459.91
Th	76.13	57.54	34.87	38.04	69.73	97.57	80.27	108.96	16.04	63.91
U	171.01	152.18	96.06	104.14	144.37	192.92	148.13	183.79	51.98	119.22
Th/U	0.45	0.38	0.36	0.37	0.48	0.51	0.54	0.59	0.31	0.54
Eu/Eu*	0.31	0.36	0.42	0.35	0.28	0.25	0.27	0.27	0.31	0.30
Ce/Ce*	64.58	49.28	107.28	63.93	29.93	71.58	64.12	34.96	197.63	52.11
ЕРЗЭ	632.6	560.1	274.7	307.4	657.9	986.1	585.0	998.3	189.7	665.8
Yb N /La N	13980	20711	42361	9242	8208	35345	10972	13566	24655	29425
T(48Ti) °C	779	841	730	779	782	765	772	788	748	788
Возраст, млн лет / Age, Ma	385	390	390	390	392	392	396	398	400	403

Для цирконов характерны низкие концентрации U и Th — 52—193 и 16—109 г/т соответственно при выдержанных значениях Th/U — 0.31—0.59 (табл. 2). При значительных вариациях суммарных концентраций РЗЭ (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb) от 190 до 998 г/т характер их распределения весьма похож. Для РЗЭ в цирконах характерна четко выраженная дифференциация с сильным обогащением тяжёлыми РЗЭ относительно лёгких (YbN/LaN — 8208—42361), значительная по величине положительная Ce-аномалия (Ce/Ce* — 30—107) и небольшая отрицательная Eu-аномалия (Eu/ Eu* — 0.25—0.42) (рис. 5, табл. 2). По содержанию Ti в цирконе [23] оценена модельная температура кристаллизации, она варьирует в интервале 841—730 °C (при aSio2=1 и aTio2=0.7). Сходство состава цирконов (рис. 5) свидетельствует о том, что все проанализированные зерна имеют одинаковое происхождение, а по характеру распределения РЗЭ и данным Ti-термометрии цирконы соответствуют типичным цирконам магматического генезиса [21].

По 10 анализам получен диапазон ²⁰⁶РЬ/ 2 ³⁸и-возра-стов 385—403 млн лет. Рассчитанный средний кон-кордантный возраст (рис. 4) — (395 ± 3) млн лет (2о СКВО=0.0086).

Обсуждение результатов

Проведенное U-Pb-датирование цирконов из монцо-диорит-порфиров поздней дайковой фазы Конторского массива позволило уточнить время окончания формирования этого интрузива, являющегося петротипиче-ским массивом конторского комплекса. Все цирконы в исследованном образце показали близкие возрасты, и рассчитанный для них средний конкордантный возраст (395 ± 3) млн лет соответствует времени кристаллизации более древней группы цирконов (392—400 млн лет) из диоритов главной интрузивной фазы конторского комплекса [13]. С учётом всех опубликованных U-Pb-изотопных датировок цирконов [6, 13] временной диапазон формирования конторского комплекса составляет 399—395 млн лет (вторая половина эмского века) (рис. 2). Этот диапазон близок к нижней границе возраста этого комплекса, предполагаемого по геологическим данным, а также коррелируется со временем формирования части плагиогранитоидов собско-го комплекса, возраст которого надёжно установлен по геологическим и многочисленным изотопным [1—3, 8, 11, 15, 17, 19] датировкам — 410—393 млн лет (пражско-раннеэйфельское время) (рис. 2).

Заключение

Результаты U-Pb-датирования цирконов из пород поздней дайковой фазы Конторского массива свидетельствуют о том, что завершение формирования этого массива происходило в конце раннего девона в эмское время. Полученные данные имеют важное значение для уточнения возраста конторского комплекса, поскольку Конторский массив является петротипиче-ским.

Авторы благодарят М. А. Кобла (Стэнфордский университет, Стэнфорд, США), выполнившего U-Pb SIMS-датирование цирконов и анализ в них элементов-примесей, С. Т. Неверова (ИГКоми НЦ УрО РАН), выполнившего определение петрогенных элементов в породах методом рентгено-флюоресцентного спектрального анализа, Я. В. 22

Бычкову (ИГЕМ РАН) за анализ элементов-примесей в породах методом ICP-MS.

Изготовление петрографических шлифов, получение катодолюминесцентных изображений кристаллов циркона, их U-Pb-датирование и определение в них элементов-примесей выполнены за счет средств гранта РФФИ «Мой первый грант» (№ 16-35-00552). Определение минерального и химического состава пород произведено за счет средств гранта РНФ (№ 16-17-10251).