Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 2, стр. 163-170

ВВЕДЕНИЕ

Мамская слюдоносная провинция Байкальской горной области находится в пределах одноименной зоны Байкало-Патомского складчатого пояса в южном обрамлении Сибирского кратона (рис. 1). Провинция является одной из крупнейших в мире по объему извлеченного листового мусковита и его запасам. Все пегматоидные граниты и слюдоносные пегматиты региона сейчас рассматриваются в составе единого мамского комплекса [1]. При этом в ходе изучения месторождений Мамской провинции были установлены две возрастные группы биотит-мусковитовых гранитов и их пегматитов [2], различающиеся по составу породообразующих полевых шпатов: ранние плагиоклазовые и более поздние плагиоклаз-микроклиновые, обычно называемые в геологических описаниях двуполевошпатовыми. Для них также установлены значимые различия в типоморфизме породообразующих минералов, качестве листового мусковита в пегматитах и, наконец, структурном контроле жильных тел ([3, 4] и ссылки в них).

Рис. 1.

Схема тектонического районирования Северо-Байкальского нагорья и местоположения изученных слюдоносных пегматитов (на врезке район Мамской зоны). 1 – чехол Сибирской платформы; 2 – осадочные бассейны эдиакария; 3 – Сыннырский щелочной массив; Тектонические зоны Байкало-Патомского пояса (4–7): 4 – Миня-Кутимская; 5 – Мамская; 6 – Олокитская; 7 – Тамаракская; 8 – Чуйский (1) и Кутимский (2) выступы фундамента кратона; 9 – Байкало-Витимский вулкано-плутонический пояс; 10 – геологические границы (а) и главные тектонические швы (б); 11 – местоположение пегматитовых полей с изученными пегматитами (1 – Мочикитское, плагиопегматиты; 2 – Cлюдянское, двуполевошпатовые пегматиты); 12 – Колотовское пегматитовое поле, для пегматитов которого ранее получена оценка возраста 322 ± 5 млн лет [8].

Имеющиеся оценки возраста пегматоидных гранитов и слюдоносных пегматитов получены во второй половине ХХ века и преимущественно ограничены K–Ar- и Rb–Sr-данными для слюд ([5–7] и ссылки в них). Эти датировки находятся в широком интервале значений 315–371 млн лет, и при сравнении разных работ могут вступать в противоречия друг с другом. Оценка U–Pb-возраста цирконов была получена только однажды для плагиоклаз-микроклиновых пегматитов Колотовского месторождения 322 ± 5 млн лет [8]. Общим недостатком всех этих геохронологических исследований является отсутствие в соответствующих публикациях как объективных описаний проанализированных образцов (кроме названий минералов, которые использовались в анализах), так и количественных данных изотопных измерений, по которым были проведены расчеты возрастов. Не вполне конкретны и географические привязки датированных образцов: в лучшем случае указаны месторождения, площади которых в Мамской провинции начинаются от 50 км².

Приняв во внимание противоречивость имеющихся геохронологических данных для магматических пород региона и их явно не полное соответствие современным критериям объективности и надежности, а также серьезное за последнее десятилетие пополнение объема знаний о геологии и возрасте гранитоидного магматизма во всем Байкало-Патомском поясе, включая фундамент Мамской зоны [1, 9], авторы решили провести U–Pb (ID-TIMS) геохронологические исследования циркона ранней и поздней возрастных групп слюдоносных пегматитов Мамской провинции, соответственно плагиоклазового и двуполевошпатового состава.

Для геохронологических исследований плагиоклазовых пегматитов использованы две пробы, отобранные из мощной (до 50 м) пегматитовой жилы 441 гольца Сбросовый Мочикитского месторождения на юго-западе Мамской зоны (рис. 1). Эта жила локализована на контакте пегматоидных плагиогранитов с мраморами и силикатно-карбонатными метапородами и прослежена по простиранию на 150 м. Крутопадающее жильное тело имеет зональное строение, типичное для значительной части слюдоносных пегматитов данного типа и выражающееся в градиентном увеличении гипидиоморфных кристаллов плагиоклаза от 0.3–0.5 см в краевой зоне до 1 м в центре. Другие главные минералы (кварц, биотит, мусковит) ему соразмерны, но имеют морфологические особенности. Кроме того, в промежуточной зоне обычен, хотя и не образует непрерывную зону, кварц-плагиоклазовый пегматит графического строения. Промышленно слюдоносная зона находится в наиболее крупнокристаллической части жилы. Проба 441-5 отобрана во внешней части промежуточной зоны, а проба 441-6 – в центральной слюдоносной части пегматитового тела.

Двуполевошпатовые пегматиты представлены двумя пробами из пегматитового тела, вскрытого штольней на гольце Новая Деревня Слюдянского месторождения. Крутопадающее пегматитовое тело до 5 м мощности залегает в гранат-биотитовых гнейсах. В его строении приконтактовая зона кварц-олигоклазового состава с очень небольшим количеством микроклина (полевые шпаты от 2 до 4 см) сменяется блоково-графической зоной смешанного олигоклаз-микроклинового состава (полевые шпаты до 15 см) с редкими лейстами биотита, имеющего мусковитовые оторочки. В центре тела на этом фоне появляются разобщенные кварцевые ядра до 0.5 м длиной, окруженные блоками микроклина. Промышленных концентраций мусковита в этой жиле не выявлено. Учитывая, что промышленно слюдоносные тела составляют не более 10% от общего количества пегматитовых тел в районе, эта жила может рассматриваться как наиболее типичная для двуполевошпатовых пегматитов Мамской зоны. Проба 1 взята в приосевой части этого пегматита, а проба 2 – ближе к эндоконтакту жилы.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Выделение акцессорного циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. U–Pb-исследования были выполнены для единичных зерен наиболее чистого “необработанного” циркона и циркона, подвергнутого аэроабразивной [10] и кислотной (в течение 3 ч при температуре 220°С) обработкам. В последнем случае использовался предварительный высокотемпературный отжиг [11] в муфельной печи “SNOL E5CC” в керамических или кварцевых тиглях при температуре 850°С в течение 48 ч. После предварительной обработки остаток циркона был проанализирован по стандартной методике [10]. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторных масс-спектрометрах Finnigan MAT-261 и TRITON TI в статическом или динамическом режимах при помощи электронного умножителя. Для изотопных исследований использовали изотопный индикатор ²⁰²Pb–²³⁵U. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработку экспериментальных данных проводили при помощи программ “PbDAT”, “ISOPLOT” [12, 13]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [14]. Поправки на обычный Pb введены в соответствии с модельными величинами [15]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

РЕЗУЛЬТАТЫ U-PB ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ЦИРКОНОВ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Циркон из двух проб плагиоклазовых пегматитов имеет морфологическое сходство и представлен полупрозрачными, часто замутненными идиоморфными и субидиоморфными кристаллами длиннопризматического и игольчатого габитуса. Кристаллы желтоватого цвета огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {112}, {211} (рис. 2 I–IV). Размер зерен циркона изменяется от 85 до 400 мкм с коэффициентом удлинения К_удл. = 4.0. При электронно-микроскопическом изучении в режиме катодолюминесценции четко проявляется тонкозональное внутреннее строение кристаллов (рис. 2 IX–XII). В центральных частях зерен обычны обширные метамиктизированные участки, к которым приурочено значительное скопление твердофазных, флюидных и расплавных включений (рис. 2 XVII–XVIII), а в отдельных случаях наблюдаются реликты унаследованных ядер. Прозрачные кристаллы единичны.

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из пегматитов, выполненные в режиме вторичных электронов (I–II – проба 441-6; III–IV – проба 441-5; V–VI – проба 1; VII–VIII – проба 2), катодолюминесценции (IX–X – проба 441-6; XI–XII – проба 441-5; XIII–XIV – проба 1; XV–XVI – проба 2) с помощью SEM TESCAN VEGA3, а также с помощью оптического микроскопа Leica DNLP в проходящем свете (XVII–XVIII – проба 441-5; XIX–XX – проба 1).

U–Pb-геохронологические исследования циркона из пробы 441-6 проводились для единичных “необработанных” прозрачных кристаллов циркона размером 85–100 мкм (№ 1 и 2 в табл. 1), так и зерен, подвергнутых предварительной аэроабразивной обработке (№ 3). “Необработанный” циркон (рис. 3) характеризуется значительной возрастной дискордантностью. В отличие от него, циркон после аэроабразивной обработки имеет конкордантный возраст, соответствующий 388 ± 2 млн лет (СКВО = 0.61, вероятность конкордантности – 43%), который в пределах аналитической ошибки совпадает с величиной верхнего пересечения дискордии 390 ± 7 млн лет (нижнее пересечение – 14 ± 38 млн лет, СКВО = 0.24), рассчитанной для всех проанализированных зерен циркона из этой пробы.

Рис. 3.

Диаграммы с конкордией для циркона из плагиоклазовых пегматитов. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Циркон из пробы 441-5 до его U–Pb-геохронологических исследований был подвергнут предварительной кислотной обработке (“химическая абразия”), сопровождавшейся высокотемпературным отжигом (№ 4 и 5 в табл. 1). Следует отметить, что применение кислотной обработки (2 ч., 220°С) без предварительного отжига привело к полному растворению этого циркона, по-видимому, в связи с высокой степенью радиационных нарушений. Точки изотопного состава остатков циркона после “химической абразии” располагаются практически на конкордии (степень дискордантности составляет 1.5–1.7%) (рис. 3), а величина его возраста (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) составляет 389 ± 2 млн лет (СКВО = 0.001).

Таким образом, оценки возраста цирконов из проб 441-6 и 441-5 составляют 388 ± 2 млн лет и 389 ± 2 млн лет, указывая на возраст как их кристаллизации, так и кристаллизации плагиоклазовых пегматитов, из которых они были извлечены.

Циркон в пробе 1 двуполевошпатового пегматита представлен крупными (>100 мкм) идиоморфными, реже – субидиоморфными, прозрачными, полупрозрачными бесцветными и рыжеватыми кристаллами, габитус которых меняется от короткопризматического до игольчатого (К_удл. = = 2.0–9.0) и определяется сочетанием призмы {100} и дипирамид {111}, {101} и {211} (рис. 2 V–VI). Для внутреннего строения циркона характерны “тонкая” магматическая зональность и секториальность (структура “песочных часов”) (рис. 2 XIII–XIV). На вершинах кристаллов развиты полуметамиктные зоны. Кроме того, в отдельных полупрозрачных зернах выделяются метамиктизированные трещиноватые центральные части.

Из пробы 2 двуполевошпатового пегматита выделен циркон, представленный крупными (>100 мкм) идиоморфными кристаллами длиннопризматического и игольчатого (К_удл. = 5.0–8.0), реже призматического (К_удл. = 2.0–4.0) облика (рис. 2 VII–VIII). Габитус кристаллов циркона в этой пробе определяется призмами {100} и дипирамидами {111} и {211}. Зерна прозрачные, реже полупрозрачные, бесцветные или имеющие бледно-желтую, реже желтовато-рыжую окраску. Циркон обладает высоким двупреломлением, тонкозональным строением (рис. 2 XV–XVI). В единичных кристаллах циркона призматического облика наблюдаются тонкая оболочка с пониженным двупреломлением и полуметамиктные ядра с фрагментами грубой зональности. В цирконе из двуполевошпатовых пегматитов обнаружены многочисленные твердофазные, флюидные и газовые включения (рис. 2 XIX–XX), расплавные включения не выявлены.

Из пробы 1 были отобраны три микронавески (10 зерен) наиболее прозрачных и идиоморфных кристаллов циркона размером 100–300 и 300–500 мкм. Циркон двух из них (№ 7 и 8 в табл. 1) был подвергнут предварительной аэроабразивной обработке. “Необработанный” циркон (№ 6) характеризуется незначительной дискордантностью (2%), а точки изотопного состава циркона после аэроабразивной обработки располагаются на конкордии (табл. 1 и рис. 4). Величина его конкордантного возраста составляет 333±1 млн лет (СКВО = 0.03, вероятность = 0.87). Верхнее пересечение дискордии, рассчитанной для всех фракций циркона, соответствует 333 ± 4 млн лет (нижнее пересечение близко к нулю, СКВО = 0.01) и совпадает с конкордантным возрастом изученного циркона.

Рис. 4.

Диаграммы с конкордией для циркона из двуполевошпатовых пегматитов. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

U–Pb-геохронологические исследования были также проведены для трех микронавесок (5–30 зерен) циркона из пробы 2, отобранных из фракций >100 мкм и >300 мкм (№ 9–11 в табл. 1). Две из них (№ 9 и 11) были подвергнуты предварительной аэроабразивной обработке. Циркон из фракции >100 мкм характеризуется конкордантным значением возраста 332 ± 3 млн лет (СКВО = = 0.05, вероятность = 0.94), а верхнее пересечение дискордии, рассчитанной для циркона всех микронавесок, соответствует возрасту 332 ± 4 млн. лет (нижнее пересечение практически равно 0, СКВО = 0.33) (табл. 1, рис. 4).

Величины конкордантных возрастов цирконов 333 ± 1 млн лет и 332 ± 3 млн лет из двуполевошпатовых пегматитов могут рассматриваться в качестве наиболее точной оценки возраста их кристаллизации.

Полученные значения возраста 388 ± 2 и 389 ± ± 2 млн лет плагиоклазовых пегматитов и 333 ± 1 и 332 ± 3 млн лет двуполевошпатовых пегматитов свидетельствуют о существенном временном интервале (50–60 млн лет) между двумя этапами формирования слюдоносных пегматитов Мамской провинции. Такой большой разрыв во времени ставит под сомнение традиционные для региона представления об их формировании в рамках одного и того же тектоно-магматического цикла. Еще меньше имеется оснований для сохранения столь разновозрастных гранитов и пегматитов в рамках единого мамского комплекса. Полученные новые данные о возрасте вместе с минералогическими, петрографическими и структурно-тектоническими различиями между плагиоклазовыми и двуполевошпатовыми пегматоидными гранитоидами и пегматитами указывают на необходимость выделения двух самостоятельных комплексов среднего девона и раннего карбона. Формирование пегматоидных гранитоидов и пегматитов различного состава вместе с двухэтапным становлением ореола зонального Ky–Sill-метаморфизма и сопутствующими деформациями, включая образование крупных сдвиго-надвиговых и сдвиговых структур в пределах Мамской зоны краевой части кратона, могло быть обусловлено тектоно-метаморфическими и магматическими процессами на периферии крупного мантийного Вилюйского плюма. Этот плюм, начиная с образования Вилюйской рифтовой системы в девоне, определил среднепозднепалеозойскую внутриплитную геодинамику юга Восточной Сибири [16].