Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 502, № 2, стр. 56-63

К востоку ¹¹от Анабарского щита распространены ультракалиевые щелочно-основные комплексы, которые представлены трубками взрыва, реже дайками, жилами и штоками [1]. Одним из ярких представителей этого комплекса является Талахтахская диатрема (ТД), расположенная среди доломитов билляхской серии ранне-рифейского возраста [2, 3], которая вскрывается в левом борту р. Б. Куонамки, в 200 м ниже устья р. Талахтах и в 80 км выше слияния с р. М. Куонамка (северо-запад Республики Саха (Якутия)) (рис. 1). Диатрема, начиная с 1960 г., после ее обнаружения в процессе государственной геологической съемки С.Ф. Духаниным, привлекала внимание исследователей, прежде всего по причине нахождения по р. Талахтах россыпи алмазов с неизвестным коренным источником [1]. При диагностике пород, слагающих ТД, возникало большое количество различных мнений. Породы описывались как эруптивные брекчии щелочных базальтоидов, ультракалиевые трахиты, лампроиты, импактные брекчии и импактиты и в настоящее время выделены в Талахтахский гипабиссальный комплекс щелочных базальтоидов [1, 4–7].

Рис. 1.

Географическое положение Анабарского щита (на врезке) и схема его геологического строения со значениями возраста даек и силлов в пределах Куонамской LIP (построена по данным [2, 3, 11] дополнениями), с точкой коренного выхода пород Талахтахской диатремы. Дайки северо-восточного простирания, расположенные вдоль р. Бол. Куонамка и силлы (показаны зеленым цветом) принадлежат к Куонамской LIP [11].

При определении возраста пород ТД также возникли значительные трудности. Так, применение U–Pb метода по цирконам оказалось невозможным из-за его захвата из вмещающих пород [1]; K–Ar определения долеритов, которые считаются захваченными вмещающими породами, и песчаников из ТД имеют широкий разброс 1210 ± 20, 1280 ± 70 и 1440 ± 80 млн лет [8, 9] и 924–1416 млн лет [10]. Принятый раннеюрский возраст талахтахского комплекса, в связи с находкой древесины в трубке Халцедоновая [1], к ТД имеет слабое отношение. Данные о возрасте ТД важны не только для определения периода формирования ультракалиевых пород, но и для уточнения времени возникновения осадочных пород билляхской серии. Перечисленные проблемы явились причиной настоящего исследования, которое выполнено с применением современных, ранее не использованных (в частности ⁴⁰Ar/³⁹Ar, СЭМ) методов анализа, а также привлечением новых данных, появившихся в последние годы: о возрасте даек, силлов и покровов основного состава на территории Анабарского щита [11]; о типах и составах лампроитов из различных геодинамических обстановок Мира [12]; о выделении в составе крупных изверженных провинций (КИП) мезозойского и палеозойского возраста трубочных структур, являющихся крупными проводниками флюидов [13]; о ранне-рифейском времени формирования билляхской серии [2, 3]. Главной целью данной работы является определение возраста щелочных пород Талахтахской диатремы. Очевидно, что, достигая поставленную цель, приходится сталкиваться с рядом других вопросов, в частности: о возрасте и взаимоотношениях, вмещающих ТД отложений; о классификации и номенклатуре лампроитов; об источниках вещества и других.

Нами было проведено комплексное геологическое, петрологическое, геохимическое и геохронологическое изучение пород Талахтахской диатремы. Химический состав пород определен РФА методом; микроэлементный – ИСП-МС; минеральный – СЭМ, рентген-дифрактометрическим, ИК- [14] и КР-спектроскопическим [15]; возраст-лазерным ⁴⁰Ar/³⁹Ar-методом (см. Приложение_Методы исследования). Для определения ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста в соответствии с методикой [16] были выбраны прозрачные полированные с двух сторон пластинки пород с порфировыми выделениями санидина и амфиболов. Размер одиночного кратера – 100 мкм. Очистка выделенного аргона производилась с использованием Prep Sytem, измерение изотопного состава – на масс-спектрометре Argus фирмы Micromass (Англия) [16]. Контроль минералогической однородности исследованных участков проводился по отношениям изотопов аргона, индуцированных на K и Ca во время облучения (Прил-Рис. 1; -Табл. 1 ). Все использованные при расчете возраста точки характеризуются минимальными Ca/K значениями, что позволяет исключить примесь аргона из Ca-содержащих минералов.

Вариант ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования с лазерным пробоотбором был выбран исходя из гетерогенности исследуемых пород, связанной: а) с вероятностью захвата поднимающимся расплавом минералов (в том числе полевых шпатов, плагиоклазов, карбонатов) из пород рамы, б) с проявлением процессов наложенных изменений, в) с вероятной изотопной неоднородностью в пределах отдельных зерен из-за сложной постмагматической тектоно-термальной истории пород. Полученные результаты подтвердили правильность сделанного выбора. Согласующиеся, наиболее древние значения возраста, получены по центральным частям достаточно больших, светлых зерен санидина (Прил-Рис. 2). При датировании измененных (затемненных) зерен санидина получены значительно меньшие значения возраста. При датировании мелкозернистой матрицы, состоящей в основном из мелких зерен санидина, также получены значительно меньшие значения возраста.

Породы содержат обломочный материал, представленный карбонатами, кварцевыми песчаниками-гравелитами, основными щелочными эффузивами, реже долеритами и кристаллическими породами фундамента. Цементирующий материал, часто миндалекаменный, хлоритизирован, с порфировыми выделениями санидина, пироксена, амфибола, серпентинизированного оливина. Наличие санидина в образцах, кроме косвенных признаков: водяно-прозрачный, кристаллизация из расплава в виде удлиненных (К_удл до 35) лейст, микролитов и скелетных (футляровидных) форм (Прил-Рис. 3А, Б; Рис. 4), было подтверждено методами порошковой рентгеновской дифрактометрии, инфракрасной (ИК) спектроскопии и спектроскопии комбинационного рассеяния света (КР) (Прил-Рис. 5; -Рис. 6 ; Рис. 7 ). Характеристическими полосами санидина в ИК-спектрах, отличающих его от ортоклаза, микроклина являются полосы в диапазоне волновых чисел 543–544 см^–1 и 646 см^–1 (Прил-Рис. 5) [15]. В КР спектрах для санидина в спектральной области волновых чисел 450–520 см^–1 наблюдается полоса около 512 см^–1 [14]. Для разупорядоченного санидина отличительной чертой является наличие дублета в этой области, тогда как для ортоклаза и микроклина в КР спектрах наблюдается триплет. В шлифах санидиновых трахитов (лампроитов) методом коноскопии установлено, что зерна полевого шпата определенно являются одноосными отрицательными, что доказывает их принадлежность к санидинам, в отличие от ортоклаза, который всегда “резко двуосный” [17]. Кроме того, состав санидина был определен методом СЭМ (SEM BSE) (Прил-Табл. 2; –Рис. 8 ), причем по морфологии и количеству железа выделяются 4 типа санидинов: 1) – от 1 до 3 мас. % FeO_tot; 2) – от 0.1 до 1 мас. % FeO_tot; 3) – ксеноморфный (без FeO_tot); 4) – мелкозернистый, микролитовый, часто в агрегатах (от 3.9 до 4.5 мас. % FeO_tot). Устанавливается обратная значимая (R_0.05 = –0.63; n = 15; P_0.05 = 0.48) корреляционная зависимость между FeO_tot и Al₂O₃ для санидинов 1–3 типов, что может объясняться связью железа со структурой санидина. В то же время 4-я группа санидинов обособлена в отдельно, что может свидетельствовать о наличии примеси минералов железа (например, гидроксидов Fe).

Кварц в породах встречается в виде оплавленных ксенокристаллов (ксенозерен), вплоть до возникновения каплевидных образований, окруженных мелкозернистым кварцевым агрегатом, который часто образует кварцевые прожилки. Кроме того, при взаимодействии трахитового (лампроитового) расплава с ксенолитами доломитов, образуется кварцевая оторочка, которая целиком покрывает доломитовые реликты (Прил-Рис. 4; _Рис. 8 ). Биотит встречается редко в виде мелких (до 1–2 мм) вытянутых зерен, с широкими вариациями состава: от 0.2–0.5 до 1–1.2 мас. % TiO₂; от 6.7 до 17.3 мас. % MgO; от 5 до 10.8 мас. % K₂O. Хлорит (пеннин) широко распространен и замещает пироксены и амфиболы (Прил–Табл. 2). Кроме того, в виде мелких (до 5 мкм, редко крупнее) зерен встречаются рутил, соединения бария и кремния.

По петрохимическим и геохимическим данным, полученным нами и другими авторами [4–6] выделяется, как минимум, три типа пород: темно-зеленого цвета туфы, соответствующие составу базанитов и базальтов; зеленые, пятнистые породы, соответствующие составу тефритов, реже фонотефритов и трахиандезибазальтов; красноватого, сургучного цвета породы с санидином, соответствующие трахиандезитам, трахидацитам и трахитам (рис. 2; Прил–Рис. 3; –Рис. 4, –Рис. 9 ). По соотношению K₂O/Na₂O (от 24 до 569) породы ТД представляют ультракалиевую (шошонитовую) серию.

Рис. 2.

Общий вид пород Талахтахской диатремы. а – туф трахибазальтов (тефрит) (ТД-1); б – (ТД-32–2), в – (ТД-10–2) – санидиновые трахиты (лампроиты).

На диаграммах зависимости содержаний SiO₂ и MgO с породообразующими компонентами, несмотря на существование кажущейся значимой корреляции между большинством компонентов, отчетливо выделяются три группы точек, соответствующие различным типам пород с различными соотношениями химических компонентов (рис. 3). Внутри каждой группы устанавливаются линии тренда и корреляционные зависимости между компонентами, отличающиеся от общих линий тренда для всей выборки. Фактически линии тренда для всей выборки отражают зависимость между тремя группами пород. Нанесение на диаграммы точек составов главных минералов – санидина и биотита, свидетельствуют скорее о смешении двух расплавов, соответствующих составу трахитов и щелочных базальтов, а также о влиянии (ассимиляции) вмещающих пород, главным образом карбонатных, расплавом, нежели о кристаллизационной дифференциации.

Рис. 3.

Диаграммы зависимости SiO₂ и породообразующих компонентов (1) (диаграммы Харкера), с точками составов биотита (2) и санидина (3). При построении использованы наши данные и результаты анализов из [4–6].

Рис. 4.

Мультиэлементный (а) и РЗЭ (б) спектры распределения, для пород Талахтахской диатремы. а – нормировано по примитивной мантии [18]; б – нормировано по хондриту C1 [18]. Группа трахитов (Т) представлена пробами ТД-10, ТД-13, ТД-20; группа базальтов-тефритов – ТД-5, ТД-15 – ТД-19.

Фактически об этом же свидетельствуют мультиэлементные (спайдер) диаграммы, для которых характерны контрастные положительные аномалии Ba, K, Pb, Zr и отрицательные Th, U, Ta, Nb, Sr (рис. 4а). Породы трахитового состава имеют небольшую отрицательную Ti-аномалию, а тефритового и базальтового составов – слабую положительную Ti-аномалию. Спектры распределения РЗЭ (рис. 4б) для пород трахитового (Т) и базальтового – тефритового (БТЕ) составов несмотря на схожий характер графиков имеют различия, которые наглядно проявляются в отношениях легких, тяжелых и средних РЗЭ и Eu-аномалии. Максимальное фракционирование характерно для легких РЗЭ La/Nd (среднее значение для Т – 2.04; для ВТЕ – 1.52) и, соответственно, для легких/тяжелых РЗЭ – La/Yb (для Т – 7.62; для ВТЕ – 5.15). Близкие значения Sm/Ho для Т – 1.98 и для ВТЕ – 1.99. В то же время для тяжелых РЗЭ фракционирования практически не наблюдается как для Т, так и для ВТЕ, с Er/Lu, равным 1.05. Слабые Eu-аномалии [Eu_n/(Sm_n + Gd_n)/2] имеют отрицательные значения для Т – от 0.69 до 0.92, а для БТЕ – от 0.81 до 0.88.

Породы Талахтахской диатремы на диаграмме V-Ti/1000 попадают в поле океанических и континентальных платобазальтов, а наиболее щелочные контактируют с полем базальтов океанических островов и щелочных базальтов. Геохимические характеристики пород соответствуют, судя по классификационным диаграммам, внутриплитным образованиям. Точки составов пород располагаются между средними составами E-MORB и OIB на Nb/Yb-Th/Yb-диаграмме.

Характерными особенностями пород Талахтахской диатремы являются высокие содержания калия и очень низкие – натрия и кальция в отличие от даек и силлов основного состава распространенных на Анабарском щите и, вероятно, в его обрамлении [11]. Сопоставление петрохимического состава пород Талахтахской диатремы и лампроитов различных континентов, свидетельствует, в целом, о близости, прежде всего, санидиновых трахитов, к “орогенным” лампроитам [12, 19]. Дискриминационные диаграммы породообразующих компонентов, распределение редких элементов, РЗЭ и характер мультиэлементных графиков также демонстрируют близость санидиновых трахитов Талахтахской диатремы с лампроитами, но с выраженной пересыщенностью глиноземом, что не противоречит ранее сделанным выводам [5]. Отнесение данного типа пород ТД к трахитам затруднительно, что обсуждалось и ранее [4], из-за очень низких содержаний натрия (от 0.08 до 0.16 мас. % Na₂O; мах = = 0.22 мас. % Na₂O) и, соответственно, очень высоких K₂O/Na₂O, от 34.5 до 128.7 (х_ср = 75.3) для санидиновых трахитов; от 24.3 до 84.4 (х_ср = 41.4) для базальтов и близких по составу пород; от 40.9 до 85.6 (х_ср = 67.4) для тефритов. Известно, что для трахитов K₂O/Na₂O меняется от 0.74 до 8.13, при содержаниях Na₂O 1.4 до 7.4 мас. % [20]. Такие же значительные различия между породами ТД и трахитами [20] из многих регионов фиксируются в содержаниях CaO и MgO соответственно: от 0.32 до 1.94 (х_ср = 0.86) мас. % СаО, (в трех пробах с ксеногенными доломитами содержание СаО более 2 мас. %); от 2.75 до 13.17 мас. % MgO (х_ср = = 9.09) (содержания более 10 мас. % связаны с ксенолитами доломитов). В целом, судя по имеющимся обобщениям [12], термин “лампроит” является более неопределенным, по сравнению с термином “трахит”, поскольку охватывает породы с очень широкими вариациями состава (Прил-Рис. 10; –Рис. 11 ). Основываясь на близости химических и микроэлементных составов, в частности санидиновых трахитов ТД и “орогенных лампроитов”, выделенных [19], мы, вслед за [5], относим эти породы к санидиновым лампроитам.

Попытки определения возраста пород Талахтахской диатремы предпринимались неоднократно с применением U/Pb-метода (по цирконам) и K/Ar- метода (по валу), но в настоящее время составителями государственной геологической карты РФ масштаба 1:1 000 000 (третье поколение) возраст талахтахского комплекса, по косвенным признакам, принят как раннеюрский [1]. На рис. 5 результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar лазерного датирования образца санидинового трахита (лампроита) приведены в зависимости измеренного возраста от интенсивности выделенного ³⁹Ar. Анализу подверглись, прежде всего, зерна и скопления санидина. На диаграмме выделяются два максимума, для которых при меняющихся в широком диапазоне значениях интенсивности получены согласующиеся в пределах ошибки значения возраста. Рассчитанное среднее взвешенное значение возраста составило 1476 ± 17 (N = 14) и 1321 ± 17 (N = = 9) млн лет. На изохронной диаграмме экспериментальные точки располагаются вдоль и между двух линейных трендов. Если по 10 точкам образуется линейная регрессия, характеризующаяся значением возраста 1497 ± 40 млн лет, начальным отношением 189 ± 100, то большая часть остальных точек располагается вдоль оси абсцисс. Такое расположение может быть связано с различной степенью омоложения K/Ar изотопной системы в пределах датируемых участков. Также вдоль оси абсцисс располагается и большая часть точек из второго максимума. Логично предположить, что фиксируемое линейной изохронной регрессией значение возраста 1497 ± 40 млн лет, или среднее взвешенное 1476 ± 17, как более точное, соответствует возрасту формирования образца.

Рис. 5.

Результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar лазерного датирования образца санидинового трахита (лампроита) Талахтахской диатремы.

На основании U-Pb датировок бадделеита из долеритовых даек и силлов Анабарского щита R. Ernst и соавт. (2016) [11] выделили новую Куонамскую крупную изверженную провинцию (КИП) (Kuonamka Large Igneous Province – LIP). По данным этих авторов возраст (~1501 ± 3 млн лет) и состав пород Куонамской КИП хорошо сопоставляются с магматическими образованиями возраста 1500 млн лет, проявленными в пределах кратонов Сан-Франциско и Конго.

Главным результатом проведенных исследований является надежное определение ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста санидиновых трахитов (лампроитов) Талахтахской диатремы, который в полной мере соответствует времени возникновения Куонамской КИП и свидетельствует о формировании высоко-калиевых эффузивов – лампроитов талахтахского комплекса в этот период, возможно, в его заключительную стадию. Кроме того, Талахтахскую диатрему можно рассматривать как своеобразный флюидопроводник для Куонамской КИП (устное предположение Р. Эрнста).

Проводя возрастную корреляцию между породами (санидиновыми трахитами (лампроитами)) ТД, базальтоидами Куонамской КИП и вмещающими их докембрийскими отложениями, можно сделать вывод о том, что ранне-рифейское время формирования пород билляхской серии, установленное в результате недавних исследований [2, 3], не противоречит полученным нами результатам.