Записки Российского минералогического общества, 2021, T. 150, № 4, стр. 115-134

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Тыркандинский рудный район является частью одноименной Тыркандинской зоны тектонического меланжа, которая отделяет Восточно-Алданский супертеррейн от Центрально-Алданского. Формирование крупнейшего тектонического шва восточной части Алданского щита по данным датирования циркона соответствует временному интервалу 1953–1919 млн лет (Сальникова и др., 2006). В строении Тыркандинской зоны участвуют тектонические пластины, образованные различными ассоциациями парагнейсов и автономными анортозитами. Пластины [Иджекская – около 2.4 млрд лет, Холболохская – 2.35–2.2 млрд лет, Кюриканская (PR₁?)] ограничены узкими зонами бластомилонитов, которые насыщены телами гранитов (Парфенов, Кузьмин, 2001). Приуроченность района к узлу пересечения региональных разломов определяет интенсивную разрывную тектонику и мощный ультракалиевый мезозойский магматизм, с которым парагенетически связано оруденение золота и ряд других полезных ископаемых (Ветлужских и др., 2002; Казанский, 2004; Максимов и др., 2010). Одним из типичных представителей магматизма мезозойского возраста в пределах Тыркандинского рудного района является Джелтулинский массив, расположенный приблизительно в 180 км юго-восточнее г. Алдан в верховьях рр. Унга-Дьолтулаах и Хангас (притоки р. Алдан). Массив представляет собой кольцевой плутон, сложенный ультракалиевыми породами сиенитового ряда и их экструзивными аналогами. На современном эрозионном срезе массив имеет овальную форму (рис. 1), несколько вытянутую в северо-западном направлении на 12 км при ширине 10 км (Прокопьев и др., 2018).

Рис. 1.

Схемы геологического строения района исследований (А) и Джелтулинского массива (Б) (Парфенов, Кузьмин, 2001; Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018; Doroshkevich et al., 2020; с дополнениями авторов). А: 1 – чехол Сибирской платформы; 2–5 – комплексы: 2 – гранит-зеленокаменные, 3 – тоналит-трондьемит-гнейсовые, 4 – гранулит-ортогнейсовые, 5 – гранулит-парагнейсовые; 6 – зоны тектонического меланжа: аm – Амгинская, tr – Тыркандинская; 7 – разломы (а), в том числе надвиги (б); 8 – террейны: EBT – Батомгский, TN – Тындинский, ANM – Нимнырский, AST – Сутамский, EUC – Учурский. Б: 1 – аллювиальные отложения; 2 – дайки сиенит-порфиров (а), дайки граносиенитов (б); 3 – трахиты; 4 – граносиениты и кварцевые сиениты; 5 – меланократовые сиениты, порфировидные сиениты, монцониты; 6 – лейкократовые сиениты и порфировидные сиениты; 7 – плагиогнейсы, плагиосланцы и кристаллосланцы; 8 – разрывные нарушения. Белыми кружками с номерами показаны места отбора образцов. Fig. 1. Schemes of geological structure of the studied area (A) and the Dzheltulinsky massif (Б) (modified after Parfenov, Kuzmin, 2001; Kravchenko et al., 2014; Doroshkevich et al., 2020). А: 1 – sedimentary cover of Siberian platform; 2–5 – complexes: 2 – granite-greenstone, 3 – tonalite-trondhjemite gneiss, 4 – granulite-orthogneiss, 5 – granulite-paragneiss; 6 – tectonic melange zones: аm – Amginskaya, tr – Tyrkandinskaya; 7 – faults (a), including thrust faults (б); 8 – terranes: EBT – Batomgsky, TN – Tyndinsky, ANM – Nimnyrsky, AST – Sutamsky, EUC – Uchursky. Б: 1 – quaternary deposits; 2 – dikes of syenite-porphyry (а) and granosyenite (б); 3 – trachytes; 4 – granosyenite and quartz syenite; 5 – melanocratic and porphyritic syenites, monzonites; 6 – leucocratic and porphyritic syenites; 7 – plagiogneisses, plagioschists and crystalline schists; 8 – faults. White circles, points of sampling.

Интрузия прорывает комплекс метаморфических пород джелтулинской толщи, характеризующийся чередованием гиперстен-плагиоклазовых, амфибол–плагиоклазовых, диопсид-плагиоклазовых кристаллических сланцев и гранат-биотитовых, гиперстен-амфиболовых плагиогнейсов (Парфенов, Кузьмин, 2001). Интрузия обладает концентрически-зональным строением – ее центральная часть сложена лейкократовыми сиенитами, в том числе порфировидными; краевые зоны – меланократовыми сиенитами, в том числе порфировидными, и монцонитами (Прокопьев и др., 2018). Отсутствие “резких” контактов между основными разновидностями пород свидетельствует о сближенном времени их образования. Породы массива прорваны телами кварцевых сиенитов, граносиенитов, а также дайками сиенит-порфиров и граносиенитов. Одними из самых поздних образований являются трахиты, механизм формирования которых и характер контактов интрузивных тел требуют дальнейших исследований (Прокопьев и др., 2018). Дайки образуют тела северного и северо-восточного простирания протяженностью до нескольких сотен метров при мощности 1–2 м, приуроченные к разломным зонам массива. В породах Джелтулинского массива зафиксировано проявление гидротермально-метасоматических процессов с возникновением Qz–Chl–Py и Py–Qz–Pl образований, развитием альбитизации, эгиринизации и цеолитизации (Молчанов и др., 2017; Прокопьев и др., 2018; Doroshkevich et al., 2020). С Qz–Chl–Py метасоматитами связана золоторудная минерализация, локализованная в линейных разломных зонах северо-западного простирания (Прокопьев и др., 2018).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Химический состав образцов на петрогенные элементы определен рентгеноспектральным флуоресцентным методом (XRF) на приборе ARL-9800 в ЦАЛ ВСЕГЕИ, микроэлементов – масс-спектрометрией с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) в ЦАЛ ВСЕГЕИ на приборе ELAN-6100 DRC (табл. 1 ).

Возраст циркона и бадделеита определялся локальным U-Pb методом в ЦИИ ВСЕГЕИ на ионном микрозонде высокого разрешения SHRIMP-II по стандартной методике (Williams, 1998). Погрешности для индивидуальных точек (изотопные отношения и значения возраста, табл. 2, 3) приведены на уровне 1σ; эллипсы ошибок и значения конкордантного возраста на рис. 5, 6 и в тексте приведены для уровня 2σ. Для выбора точек анализа использовались изображения зерен минерала в проходящем свете, в режиме катодолюминесценции (CL) и в обратно-отраженных электронах (BSE). Содержание редкоземельных и редких элементов в цирконе и бадделеите определялось на ионном микрозонде Cameca ISM-4f в ЯФ ФТИАН (г. Ярославль) по опубликованным методикам (Hinton, Upton, 1991; Федотова и др., 2008). Оценка температуры кристаллизации циркона выполнена с помощью “Ti-в цирконе” геотермометра (Watson et al., 2006).

ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

Породы, из которых был выделен циркон для последующего датирования, характеризуются высоким содержанием калия (K₂O 4.98–6.85 мас. %) при вариациях содержания кремнезема в диапазоне 58.7–63.7 мас. %. Наблюдается преобладание калия над натрием (K₂O/Na₂O > 1.14), при сумме щелочей от 8.84 до 11.7 мас. %. Зафиксировано низкое содержание магния (MgO 0.76–2.97 мас. %) и титана (TiO₂ 0.27–0.74 мас. %), кроме трахита (TiO₂ 2.84 мас. %). По соотношению суммы щелочей и кремнезема фигуративные точки составов пород на диаграмме TAS локализуются преимущественно в области сиенитов, частично попадая в область монцонитов. На диаграмме SiO₂–K₂O магматические породы массива образуют единое поле точек в области шошонитовой серии (рис. 2, а), что позволяет отнести их к ультракалиевым породам сиенитового ряда. На диаграмме в координатах A/NK–A/CNK все изученные образцы попадают в область высокоглиноземистых пород (рис. 2, б).

Рис. 2.

Диаграмма SiO₂–K₂O (а); диаграмма в координатах A/NK–A/CNK (б) для пород Джелтулинского массива. Черными кружками показаны ультракалиевые породы Центрально-Алданского рудного района (Кукушкин и др., 2015). Fig. 2. SiO₂–K₂O diagram (a); diagram in coordinates A/NK–A/CNK (б) for rocks of the Dzheltulinsky massif. Black circles show the ultra-potassium rocks of the Central Aldan ore district (Kukushkin et al., 2015).

Графики распределения редкоземельных и редких элементов в породах Джелтулинского массива тождественны для всех рассматриваемых образцов. Наблюдается значительное преобладание LREE над HREE (La/Yb = 14.1–16.9, рис. 3, а) и слабо выраженная отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.63–0.97). В распределении редких элементов (рис. 3, б) наблюдаются пики по Rb, U, К, Sr, Zr и отрицательные аномалии по Ва, Th, Nb, Ta, Pr, P, Sm и Ti.

Рис. 3.

Нормированные распределения редкоземельных (а) и редких элементов (б) в породах Джелтулинского массива. Серым полем показаны ультракалиевые породы Центрально-Алданского рудного района (Кукушкин и др., 2015). Нормировано по (Sun, McDonough, 1989). Fig. 3. Normalized distributions of REE (a) and trace elements (б) in rocks of the Dzheltulinsky massif. The gray field shows the ultra-potassium rocks of the Central Aldan ore district (Kukushkin et al., 2015). Normalized according to (Sun, McDonough, 1989).

В целом рассматриваемые сиениты, в том числе и порфировидные, демонстрируют близость состава, как по главным (петрогенным), так и по редким элементам, несмотря на то, что согласно геологической схеме, предложенной предшественниками (Прокопьев и др., 2018; Doroshkevich et al., 2020), относятся к лейкократовым и меланократовым разновидностям этих пород (рис. 1). Данный факт ставит вопрос о правильности выделения и оконтуривания разновидностей сиенитов Джелтулинского массива на геологической схеме.

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ И ГЕОХИМИЯ ЦИРКОНА И БАДДЕЛЕИТА

Всего было проведено 117 локальных изотопных анализа: 91 определение в цирконе (8 обр., табл. 1) и 26 определений в бадделеите (1 обр., табл. 2), выполненных в однородных участках, свободных от включений и трещин. Для датирования был выделен циркон и бадделеит из сиенитов, порфировидных сиенитов и трахитов. Подборка исследуемых пород не включает всего разнообразия, описанного в работах предшественников, из-за труднодоступности обнажений. Тем не менее, данная выборка позволяет отразить возраст главных типов пород Джелтулинского массива.

Сиениты. Возраст сиенитов установлен по циркону (57 определений для 5 обр.). Циркон из обр. 1192 меланократовых сиенитов в основном представлен короткопризматическими кристаллами (100–300 мкм по удлинению) и их обломками; реже зернами изометричной формы с корродированными границами. В CL-изображении в большинстве зерен наблюдается ростовая осцилляционная зональность и секториальность (рис. 4, а). Измерение возраста производилось по двенадцати зернам в их ядерных частях. Конкордантный возраст, рассчитанный по 12 точкам, составляет 118 ± 1 млн лет (СКВО = 0.48; рис. 5, а). Циркон характеризуется высоким Th/U отношением (в среднем 1.79), содержания U и Th в среднем составляют 302 и 560 ppm соответственно.

Рис. 4.

Изображение изученных зерен циркона в режиме CL. Кружками отмечено положение кратеров (диаметр около 20 мкм) при изотопно-геохимическом исследовании. Fig. 4. Images of studied zircon grains in the CL mode. Circles mark position of craters (about 20 microns in diameter) during the isotope-geochemical study.

Циркон из обр. 4105 меланократовых сиенитов представлен призматическими и короткопризматическими кристаллами (70–250 мкм по удлинению с коэффициентом удлинения 1.5–4). В CL-изображении зерна циркона имеют темно-серый оттенок с ростовой осцилляционной зональностью и секториальностью (рис. 4, в). Конкордантный возраст по 14 точкам составляет 119 ± 1 млн лет (СКВО = 0.66; рис. 5, в). В точке 14.1 наблюдается повышенные содержания U – 641 ppm и Th – 1615 ppm, Th/U отношение составляет 2.60. В остальных зернах содержания U и Th низкие, в среднем 134 и 143 ppm соответственно, Th/U отношение в среднем равняется 1.10.

В обр. В–1 меланократовых сиенитов циркон представлен обломками короткопризматических кристаллов (100–200 мкм) с неровными границами. В СL преобладает темная окраска циркона, вплоть до черной; зональность циркона затушевана, в некоторых зернах фрагментами наблюдается осцилляционная зональность и секториальность (рис. 4, г). По результатам U-Pb датирования циркона по 10 точкам получен конкордантный возраст 115 ± 1 млн лет (СКВО = 0.31; рис. 5, г). Содержания U и Th высокие, в среднем 737 и 1174 ppm соответственно, Th/U отношение составляет в среднем 1.70. В некоторых зернах (точка 2.1) содержание U достигает 2313 ppm, Th – 3733 ppm, что свидетельствует о возможном изменении циркона в присутствии флюида.

Рис. 5.

Графики с конкордией для циркона из пород Джелтулинского массива. Fig. 5. Concordia plot for zircon from rocks of the Dzheltulinsky massif.

В обр. 4096 лейкократовых сиенитов циркон имеет более темную окраску в CL и представлен идиоморфными короткопризматическими кристаллами (100–200 мкм по удлинению) и их обломками с нечеткой осцилляционной зональностью и секториальностью (рис. 4, б). По результатам U-Pb датирования по 11 точкам получен конкордантный возраст 115 ± 1 млн лет (СКВО = 0.70; рис. 5, б), идентичное значение возраста получено в обр. В–1. Содержание U составляет в среднем 592 ppm, Th – в среднем 820 ppm, Th/U отношение – в среднем 1.35.

Циркон из обр. В–2 лейкократовых сиенитов характеризуется морфологическими особенностями, сходными с обр. 1192 (рис. 4, д). Конкордантный возраст по всем десяти анализам составляет 119 ± 2 млн лет (СКВО = 0.013; рис. 5, д), как и в обр. 4105. Во всех проанализированных зернах зафиксированы низкие содержания U (в среднем 88 ppm) и Th (в среднем 99 ppm), величина Th/U отношения постоянна и составляет в среднем 1.17.

Таким образом, геохронологическое исследование циркона из меланократовых и лейкократовых сиенитов демонстрирует близость их морфологических особенностей, а возраст кристаллизации циркона составляет от 119 до 115 млн лет. Величина Th/U отношения в цирконе варьирует от 0.95 до 2.80, что соответствует значениям для циркона магматического генезиса (Hoskin, Schaltegger, 2003).

Порфировидные сиениты. Возраст порфировидных сиенитов установлен по циркону (24 определения для 2 обр.) и бадделеиту (26 определений для 1 обр.). Циркон из обр. В–6 меланократовых порфировидных сиенитов представлен обломками короткопризматических кристаллов (80–170 мкм по удлинению) с корродированными границами. В СL-изображении зерна темные, вплоть до черных; в краевых частях зерен циркона встречается тонкоритмичная осцилляционная зональность (рис. 4, е). Циркон из обр. В–9 меланократовых порфировидных сиенитов представлен призматическими кристаллами (150–350 мкм, коэффициент удлинения 1.3–4), реже изометричной формы (100–200 мкм в поперечнике) с неровными границами. На изображении в СL циркон характеризуется отчетливо выраженной ростовой осцилляционной зональностью; краевая область зерен имеет более светлый цвет, чем центральная (рис. 4, з). Рассчитанный конкордантный возраст циркона из порфировидных сиенитов попадает в компактную область значений – 117 ± 1 млн лет (СКВО = 0.59; рис. 5, е) для обр. В–6 и 119 ± 1 млн лет (СКВО = 1.3; рис. 5, з) для обр. В–9. Величина Th/U отношения в обр. В–6 в среднем равняется 1.94, содержание U – в среднем 726 ppm, Th – в среднем 1408 ppm. В обр. В–9 эти параметры ниже: U – в среднем 218 ppm, Th – в среднем 315 ppm, Th/U отношение составляет 1.36.

Бадделеит, выделенный из обр. В–7 лейкократовых порфировидных сиенитов, имеет форму обломков размером до 160 мкм, часто с изъеденными границами и практически черного цвета в CL-изображении (рис. 6, а). Бадделеит показывает несколько более древнее, по сравнению с цирконом, значение U-Pb возраста 124 ± 2 млн лет (СКВО = 1.00; рис. 6, б) и отличается высоким содержанием U (в среднем 6619 ppm) и низким – Th (в среднем 30 ppm) по сравнению с цирконом из меланократовых порфировидных сиенитов.

Рис. 6.

U-Pb возраст бадделеита из порфировидного сиенита Джелтулинского массива. а – CL-изображение бадделеита с положением точек измерений, б – график с конкордией. Fig. 6. The U-Pb age of baddeleyite from the porphyritic syenite of the Dzheltulinsky massif. a – CL image of baddeleyite with the position of measurement points, б – concordia plot.

Трахиты. Возраст трахитов установлен по циркону (10 определений для обр. В–8), который представлен изометричными зернами (50–200 мкм в поперечнике) с неровными границами. В CL большинство зерен циркона имеет пятнистую окраску в темных тонах при практически полном отсутствии зональности (рис. 4, ж). U-Pb возраст по 7 точкам определен как 118 ± 2 млн лет (СКВО = 0.77; рис. 5, ж). Содержания U (в среднем 463 ppm) и Th (в среднем 1614 ppm) сильно варьируют; величина Th/U отношения повышена и достигает максимального значения 6.24 при среднем 3.41.

Помимо этого, для единичных зерен циркона (точки 8.1 и 10.1) получены значения древнего U-Pb возраста 2473 ± 37 и 2684 ± 35 млн лет. Содержание U в данных точках достигает 70 ppm, Th – 261 ppm, Th/U отношение составляет в среднем 0.45, что отличает их от основной популяции циркона. Раннедокембрийский возраст отвечает времени формирования силлиманит-кордиеритовых гнейсов сеймской толщи, которая расположена в пределах Иджекской пластины (Реутов, 1981). Вероятно, что циркон с древним возрастом был захвачен породами Джелтулинского массива из фундамента.

Геохимия циркона и бадделеита. Был проанализирован редкоэлементный состав циркона из сиенита (обр. 1192, табл. 3) в тех же 12 точках, где проводилось определение возраста. Характер распределения REE дифференцированный – с увеличением содержаний от легких к тяжелым REE (рис. 7, а). Все точки, за исключением точки 11.1, имеют близкие по конфигурации спектры распределения REE, образующие единую полосу с четко выраженными положительной Се-аномалией (Се/Се* в среднем 68) и отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* в среднем 0.28). Суммарное содержание REE составляет в среднем для 11 точек 2713 ppm (HREE – 2575 ppm, LREE – 111 ppm). Циркон в точке 11.1, отличающийся более светлой окраской в CL, характеризуется пониженным содержанием REE (929 ppm) и меньшими величинами аномалий (Се/Се* – 29, Eu/Eu* – 0.34). Содержание Y составляет в среднем 3911 ppm (для 11 точек) и 1347 ppm (для точки 11.1). Содержание Li низкое (в среднем 0.20 ppm), что отвечает нижним содержаниям для циркона из пород континентальной коры и, вероятно, указывает на вклад мантийного компонента. За исключением одной точки (5.1) содержание Са не превышает 1–2 ppm, свидетельствуя об отсутствии воздействия на циркон гидротермально-метасоматических процессов. Таким образом, редкоэлементный состав циркона из сиенита (обр. 1192) отвечает составу циркона магматического генезиса. Это косвенно подтверждается сохранностью U-Pb изотопной системы и попаданием всех точек в конкордантный кластер (рис. 5, а). Среднее содержание Ti составляет 21 ppm, что отвечает температуре образования циркона около 810 °С (табл. 4 ).

Рис. 7.

Распределение REE в цирконе (а) и бадделеите (б) из Джелтулинского массива; нормирование по CI (Sun, McDonough, 1989). Fig. 7. REE distribution in zircon (a) and baddeleyite (б) from the Dzheltulinsky massif; CI normalization (Sun, McDonough, 1989).

Редкоэлементный состав бадделеита из порфировидных сиенитов (обр. В–7) демонстрирует сходимость спектров распределения REE (рис. 7, б) и аномально высокие для бадделеита (в сравнении с бадделеитом из щелочно-ультраосновных комплексов Ковдор и Палабора (Rodionov et al., 2012)) содержания REE (в среднем 401 ppm), Ti (1709 ppm), Y (454 ppm) и ряда других элементов (табл. 4 ).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

Полученные данные позволяют установить общие черты развития магматической системы. Для пород массива зафиксировано фракционированное распределение REE cо значительным преобладанием LREE над HREE. Обеднение пород HREE является характерным признаком для мезозойских интрузий Алданского щита. Слабо выраженная отрицательная Eu-аномалия в породах свидетельствует об устойчивом фракционировании плагиоклаза.

Судя по спектрам распределения редких и редкоземельных элементов в породах массива, наблюдается их значительная схожесть с ультракалиевыми породами Центрально-Алданского рудного района (рис. 2, 3). Тем не менее, в породах Джелтулинского массива, в отличие от интрузий Центрально-Алданского рудного района, отсутствуют характерные положительные аномалии Ba. Известно, что обогащение барием возможно как в результате магматической дифференциации, так и за счет асссимиляции вмещающих пород (Кравченко и др., 2014).