Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 2, стр. 148-157

ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Биотит-фенакит-берилловое месторождение Снежное расположено в Окинском хребте Восточного Саяна, отвечающим Хойто-Окинской зоне каледонид. Наиболее полное его геологическое описание приведено в работах [1, 6]. Месторождение локализуется в позднепротерозойских известняках и сланцах монгошинской свиты, прорванных сиенитами, лейкогранитами и щелочными гранитами огнитского комплекса. Так- же в пределах месторождения отмечаются габброиды, диориты, плагиограниты, гранит-порфиры и аплиты раннепалеозойского тануольского комплекса и дайки долеритов позднепалеозойского дарлинского комплекса.

Бериллиевая минерализация, характеризующаяся неоднородным прожилково-гнездовым распределением бериллиевых минералов, сопряжена с зоной дробления – 550 × 220 м. Она имеет наибольшее распространение среди мелкообломочных брекчий, примыкающих непосредственно к зонам тектонических нарушений. В составе обломков преобладают амфиболиты, биотитовые сланцы и граниты, цемент брекчий кварц-плагиоклазовый [6]. Бериллиевые минералы распределены неравномерно и представлены в равной степени фенакитом и бериллом, отмечаются так же бертрандит и бавенит. В составе руд присутствует флюорит. Рудные тела сложены в основном кварцем, микроклином и биотитом, до 5–7% приходится на кальцит, амфибол, пирит, эпидот, молибденит, галенит, ильменит, магнетит, циркон, сфен, турмалин, лимонит [8]. Бериллиевые руды обогащены Rb, Th, U, Pb, Ta, Nb, Zr, Hf, содержания Ba, Eu, Y в них пониженные (рис. 2). Содержание Be в рудах не равномерно и доходит до 90 000 г/т.

Рис. 2.

Графики нормированного распределения элементов-примесей по [7] в породах магматических комплексов месторождения Снежное и Усть-Сенцовского массива. 1–3 – магматические породы месторождения Снежное: 1–2 – щелочные граниты: 1 – сопровождающие Ве-минерализацию, 2 – с Ta–Nb-минерализацией; 3 – основные породы даек дарлинского комплекса; 4–5 – магматические породы Усть-Сенцовского массива: 4 – щелочные граниты, 5 – монцогаббро.

В восточной части месторождения выявлено Ta–Nb-оруденение, пространственно разобщенное с бериллиевым и по данным [1, 6] представленное тонко-мелкозернистыми кварц-микроклин-альбитовыми гранитоидами огнитского комплекса с биотитом и протолитионитом, а так- же рудными минералами – пирохлором и колумбитом. В составе рудной минерализации отмечаются также циртолит, апатит, бастнезит, торит, ураноторианит, ферриторит, малакон, монацит, циркон, флюорит, касситерит. В гранитах с Ta–Nb-минерализацией содержание Nb доходит до 1500 г/т, Ta до 700 г/т, а Zr до 4370 г/т.

Сопровождающие месторождение граниты огнитского комплекса представлены светлыми мелкозернистыми породами с аллотриоморфнозернистой структурой, состоящими из кварца, калиевого полевого шпата с характерной микроклиновой решеткой, альбита, а так же биотита и мусковита. В петрохимическом отношении они соответствуют щелочным лейкогранитам и относительно примитивной мантии характеризуются повышенными концентрациями Rb, Th, U, Pb, Ta, Nb, Zr, Hf и пониженными Sr, Ba, Eu с небольшим преобладанием легких редких земель над тяжелыми (La/Yb)n = 2.7 (рис. 2). Гранитоиды с Та–Nb-минерализацией характеризуются более высокими содержаниями Rb, Th, U, Pb, Ta, Nb, Zr, Hf. В отличие от гранитоидов, связанных с Ве-минерализацией, они резко обогащены тяжелыми редкими землями и обеднены La (рис. 2), в них также отмечаются пониженные содержания Sr, Ba и Eu.

Другим объектом геохронологических исследований стали субщелочные габброиды, находящиеся в ассоциации со щелочными гранитами. Подобные ассоциации достаточно обычны в районе Окинского хребта, при этом габброиды нередко образуют с гранитами зоны минглинга. В районе устья р. Сенца в 30 км к юго-востоку от месторождение Снежное такая бимодальная ассоциация, включающая монцогаббро и щелочные граниты, слагает крупный Усть-Сенцовский массив. Граниты массива представлены светлыми среднезернистыми породами, сложенными пертитизированным калиевым полевым шпатом, кварцем, плагиоклазом, щелочным амфиболом и магнетитом. Монцогаббро – это мелко-среднезернистая темно-серая, очень вязкая порода с гипидиоморфнозернистой структурой, состоящая из плагиоклаза (олигоклаза-андезина), пироксена (авгита со структурами распада с характерным тончайшим прорастанием – ламелями), оливина, калиевого полевого шпата, биотита, амфибола, магнетита, ильменита, апатита и циркона.

Граниты Усть-Сенцовского массива отличаются от гранитов месторождения Снежное дефицитом содержаниями Nb, Ta, Zr, Hf. Распределение РЗЭ в них резко фракционированное с преобладанием легких земель над тяжелыми ((La/Yb)n = 16). В то же время содержания редких земель в этих гранитах более высокое, чем в породах месторождения (рис. 2), за исключением тяжелых РЗЭ.

По сравнению с монцогаббро граниты обогащены практически по всему спектру элементов, за исключением (Sr, P, Eu, Ti). При этом распределение элементов в ряду средних и тяжелых РЗЭ ((Gd/Yb)n = 2.6 и 2.4 соответственно) в гранитах и монцогаббро осталось вполне согласованным (рис. 2). По геохимическим характеристикам монцогаббро сопоставляется с габброидами дарлинского комплекса, участвующего в строении месторождения Снежное (рис. 2).

Согласно своим геохимическим характеристикам гранитоиды обоих изученных массивов на дискриминационных диаграммах [8] (рис. 3) попадают в поле внутриплитных образований (WPG).

Рис. 3.

Дискриминационные петрохимические диаграммы Yb–Ta (a) и Y–Nb (б) по [8]. 1–3 – магматические породы месторождения Снежное: 1–2 – щелочные граниты: 1 – сопровождающие Ве-минерализацию, 2 – с Ta–Nb-минерализацией; 3 – основные породы даек дарлинского комплекса; 4–5 – магматические породы Усть-Сенцовского массива: 4 – щелочные граниты, 5 – монцогаббро.

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Выполнены геохронологические U–Pb (ID-TIMS) исследования единичных зерен циркона из щелочных гранитов с Ta–Nb-минерализацией на месторождении Снежное (проба № 625), а также циркона из монцогаббро (проба БС-771) Усть-Сенцовского массива.

Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялись по модифицированной методике Т.Е. Кроу [9]. Для изотопных исследований использовали трассер ²⁰²Pb–²³⁵U. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом и динамическом режимах при помощи счетчика ионов. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U, Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проведена при помощи программ “PbDAT”, “ISOPLOT” [10, 11]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада U [12]. Поправки на обычный Pb введены в соответствии с модельными величинами [13].

Циркон из щелочных гранитов (проба № 625) представлен идиоморфными и субидиоморфными короткопризматическими кристаллами размером до 600 мкм, К_удл = 1.0–1.3. Огранка зерен определяется призмой {100} и дипирамидами {111}, {101}, {102} (рис. 4, I–IV). Кристаллы непрозрачные, темно-коричневого цвета, характеризуются низким двупреломлением, содержат большое количество минеральных включений, среди которых присутствуют альбит, мусковит, флюорит, галенит, гематит, кварц, а также торит, монацит, ксенотим, Mn-колумбит. Циркон характеризуется низкой люминесценцией, значительным количеством аморфных доменов, в некоторых случаях прослеживаются реликты магматической зональности (рис. 4, V–VIII).

Рис. 4.

Микрофотографии кристаллов циркона, выполненные на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3: I–IV (проба № 625) и IX-XII (проба БС-771) – в режиме вторичных электронов; V–VIII (проба № 625) – в режиме катодолюминесценции.

Выбранные для U–Pb геохронологических исследований единичные кристаллы циркона были подвергнуты предварительному высокотемпературному отжигу в течение 48 ч при t = 850°C и последующей кислотной обработке с экспозицией от 3 до 4 ч при t = 180°C [14]. После кислотной обработки циркон существенно “протравился” и обесцветился, некоторые кристаллы частично фрагментировались с образованием мелкодисперсного кристаллического остатка, а метамиктные участки с нарушенной структурой и минеральные включения были растворены и удалены. Циркон после предварительной обработки характеризуется низкой долей обыкновенного свинца, точки изотопного состава двух зерен располагаются на конкордии (1 и 2 на рис. 5 а). При этом увеличение времени экспозиции (2 на рис. 5 а) приводит к более сильному растворению циркона и, как видно из рис. 5 а и табл. 1, увеличению погрешностей измерения изотопных отношений и степени дискордантности. Зерно 4 на рис. 5 а значительно фрагментировалось при кислотной обработке, проанализированные фрагменты этого зерна характеризуются высокой степенью дискордантности (9.5%) и большими погрешностями определения изотопных отношений. Кроме того, несколько зерен были подвергнуты кислотной обработке при t = 220°С в течение 2 ч, однако были существенно фрагментированы и растворились, поэтому количество сохранившегося для анализа материала было слишком мало, соответствующая точка изотопного состава характеризуется очень высокой степенью дискордантности и в расчетах не приводится.

Рис. 5.

Диаграмма с конкордией для щелочных гранитов с Ta–Nb-минерализацией (а) на Снежном месторождении (проба № 625) и монцогаббро (б) с Усть-Сенцовского массива (БС-771). Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Конкордантный возраст, рассчитанный по точкам 1 и 2, соответствует 311 ± 1 млн лет (СКВО = 0.36, вероятность 0.55), точки 1–4 изотопного состава циркона образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 312 ± 7 млн лет (СКВО = 1.2), нижнее пересечение соответствует нулю. Морфологические особенности и внутреннее строение кристаллов свидетельствуют об отсутствии унаследованных ядер в их составе и магматическом происхождении изученного циркона, таким образом, полученную оценку возраста (311 ± 1 млн лет) можно считать достоверным определением возраста кристаллизации щелочных гранитов месторождения Снежное.

В монцогаббро (проба БС-771) из Усть-Сенцовского массива преобладает циркон, образующий идиоморфные, субидиоморфные кристаллы призматического и короткопризматического облика. Зерна прозрачные и полупрозрачные, желтовато-розового цвета. Кристаллы оптически однородные, незональные, двупреломление высокое. Габитус кристаллов определяется призмами {100}, {110} и дипирамидами {111}, {101}, {221} (рис. 4, IX–XII). Выбранные для U–Pb геохронологических исследований кристаллы циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени зерна циркона (или их фрагменты) промывались особо чистой водой.

Для U–Pb-геохронологических исследований были отобраны три микронавески чистых и прозрачных кристаллов из размерных фракций <85 мкм и 100–150 мкм. Как видно из рис. 5 (б) и табл. 1, изученный циркон является конкордантным (6 на рис. 5 б) или характеризуется незначительной обратной дискордантностью (5 и 7 на рис. 5 б). Значение конкордантного возраста соответствует 307 ± 1 млн лет (СКВО = 0.90, вероятность 0.34) и совпадает со средним значением возраста (²⁰⁶Pb/²³⁸U) 306 ± 1 млн лет (СКВО = 0.85, вероятность 0.36), рассчитанного для циркона из размерной фракции 100–150 мкм (№ 6 и 7). Положение точки изотопного состава циркона из фракции <85 мкм (№ 5) на диаграмме с конкордией может быть обусловлено избыточным количеством обыкновенного свинца (1 нг). Морфологические особенности и внутреннее строение кристаллов свидетельствуют о магматическом происхождении изученного циркона из монцогаббро с возрастом 307 ± 1 млн лет. Этот возраст, с учетом зон минглинга на контакте монцогаббро и щелочных гранитов, отвечает возрасту всей бимодальной ассоциации, включая щелочные граниты.

ОБСУЖДЕНИЕ

В Окинской части Восточного Саяна проявления позднепалеозойской активности ранее были установлены на примере рудообразующих процессов, приведших к образованию биотит-фенакит-бериллового месторождения Снежное. Возраст его руд был определен Rb–Sr-методом и оценивался в 306 млн. лет [3]. Представленный в настоящей работе возраст рудовмещающих щелочных гранитов, установленный U–Pb-методом, в целом близок к этому результату. Добавим к этому, что для наиболее поздних базитовых даек дарлинского комплекса методом U–Pb LA–ICP–MS установлен возраст 301–297 млн. лет [15], что в пределах погрешности этого метода не может однозначно указывать на их одновозрастность. Все эти оценки, хотя и получены разными методами, достаточно близки и позволяют связать рудную минерализацию месторождения с эволюцией рудно-магматической системы, в развитии которой участвовали не только щелочногранитоидные, но и основные магмы. Возраст этой системы определяется как позднекарбоновый (позднепалеозойский). Такой же возраст демонстрируют породы монцогаббро–щелочногранитной ассоциации Усть-Сенцовского массива, а также дайки обогащенных Zr, Nb, Ta, Li, Th, REE щелочныx и литий-фтоpиcтыx гpанитов и cиенитов восточной части Окинской зоны, изученные С.В. Рассказовым и др. [16]. Для последних Rb–Sr-методом была получена оценка возраста в 304 млн лет. Таким образом, присутствие проявлений позднепалеозойского щелочногранитоидного и базитового магматизма, в том числе с редкометальной специализацией, в пределах Окинской части Восточного Саяна не вызывает сомнений.

Этот результат плохо согласуется с данными по истории геологического развития Алтае-Саянской складчатой области, согласно которым ее восточная часть, включающая рассматриваемую территорию, в позднем палеозое являлась амагматичной [5, 17]. Основные магматические события в регионе завершились в девоне, сформировав в Окинской части Восточного Саяна крупный магматический ареал, сопряженный с восточным окончанием рифтовой системы Тувинского прогиба. Именно тогда здесь были сформированы крупные поля трахириолитовой формации, а также щелочногранитоидные массивы огнитского комплекса [5, 18].

Позднепалеозойский импульс магматизма в регионе носил локализованный характер и был связан с формированием достаточно узкой Восточно-Саянской зоны щелочногранитоидного магматизма внутриплитного типа. Ее образование было вызвано процессами, происходившими, главным образом, далеко за пределами Алтае-Саянской области (АСО) и связанными с формированием гигантского позднепалеозойского Баргузинского зонального магматического ареала. Последний возник в интервале между 310 и 280 млн лет существенно восточнее АСО в южном (в современных координатах) обрамлении Сибирского позднепалеозойского континента в результате воздействия на его литосферу крупного мантийного плюма [19]. В образовании ареала активное участие принимали мантийные магмы, способствовавшие широкому развитию бимодального и щелочногранитоидного редкометального магматизма в краевых его зонах. Западный край ареала представлен Восточно-Саянской зоной, которая наложилась на структуры тыловой (восточной) части Алтае-Саянской складчатой области. Магмопродуцирующая роль зоны в пределах ее Окинского фрагмента зафиксирована не только рассмотренными здесь примерами, но и тем, что в прилегающих к нему с севера и с юга отрезках зоны в позднем палеозое были сформированы, соответственно, Зашихинский и Дугдинский массивы редкометальных щелочных гранитов [2, 20].

В заключение еще раз подчеркнем, что продукты позднепалеозойского щелочногранитоидного магматизма участвуют в строении Окинской части Восточного Саяна, где, согласно геологическим картам, широкое распространение получили гранитоиды огнитского комплекса. Учитывая формационное сходство последних с позднепалеозойскими щелочными гранитоидами, а также их слабую геохронологическую изученность, можно сделать вывод, что в возрастном отношении этот комплекс является неоднородным и требует пересмотра своего объема. В настоящее время в его состав включены средне- и позднепалеозойские щелочногранитоидные ассоциации. Вполне вероятно, что в его составе могут присутствовать также раннепалеозойские щелочные гранитоиды, которые на сопредельных с Окинским районом северо-западных территориях Восточного Саяна выделяются в качестве арысканского комплекса [18].