Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 1, стр. 32-36

Юго-восточная часть Чаро-Олекминского геоблока Алданского щита известна как одна из немногочисленных провинций проявления древнейшего щелочного магматизма калиевой и ультракалиевой специализации [1]. В пределах этой провинции обнаружены несколько относительно небольших массивов, сложенных калиевыми и ультракалиевыми породами, которые являются возрастными и геохимическими аналогами позднеархейских щелочных калиевых пород Канадского щита и западной части Гренландии (например, [3, 5, 11, 12] – ссылки см. Табунс и др., 2004 [1]). Массивы щелочных калиевых пород и вмещающие их породы прорывают многочисленные дайки и жильные тела шонкинитов, меласиенитов, лейкосиенитов, гранитов, оливиновых лампроитов и карбонатитов. Образование последних обычно рассматривается как результат кристаллизационной дифференциации исходных для позднеархейских щелочных калиевых пород магматических расплавов [1]. Однако, судя по геологической ситуации, не исключено, что карбонатиты имеют более молодой возраст. Для того, чтобы оценить справедливость этого предположения, проведены U–Pb (ID-TIMS) геохронологические исследования граната и U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-“скрининговые” геохронологические исследования циркона из карбонатитов, жильные тела которых пересекают щелочные калиевые породы массива Укдуска.

Массив Укдуска, к которому приурочено одноименное крупное месторождение апатита, является наиболее типичным и хорошо изученным массивом раннедокембрийских калиевых и ультракалиевых пород юго-восточной части Чаро-Олекминского геоблока. Геологическое строение этого массива и геохимические особенности слагающих его пород детально описаны в [1–3]. Большая часть массива, размеры которого составляют 3 × 2 км, сложена породами расслоенной серии, представленными биотитовыми пироксенитами, шонкинитами и сиенитами с линзами карбонатитов (рис. 1). Он прорывает позднеархейские тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекминского комплекса с возрастом 3.0–3.2 млрд лет [4]. Для сиенитов этого массива получена оценка возраста 2719 ± 14 млн лет (U–Pb-метод по циркону (ID-TIMS) [1]). По данным [5], породы массива метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации. Возраст этого метаморфического события находится в интервале 1891–1899 млн лет (U–Th–Pb метод по циркону (SIMS) [5]).

Рис. 1.

Схема геологического строения массива Укдуска. 1 – аллювиальные четвертичные отложения; 2 – дайки ритмично чередующихся пироксеновых сиенитов и карбонатитов; 3 – апатит-биотитовые пироксениты и их амфиболизированные разности с маломощными “прослоями” и линзами сиенитов, шонкинитов; 4 – щелочно-полевошпатовые сиениты, шонкиниты и их метаморфизованные разности с “прослоями” и линзами пироксенитов; 5 – биотит-амфиболовые плагиогнейсы олекминского комплекса; 6 – место отбора проб ХН-205 и ХН-206.

В пределах массива Укдуска закартированы многочисленные дайки и жильные тела шонкинитов, меласиенитов, лейкосиенитов, гранитов, оливиновых лампроитов и карбонатитов [6]. В качестве объекта для геохронологических исследований выбрана “комбинированная” дайка, сложенная ритмично чередующимися тонкими “зонами” пироксеновых сиенитов и карбонатитов. Она пересекает биотитовые пироксениты рассматриваемого массива, а слагающие ее породы не обнаруживают каких-либо признаков наложенных структурно-метаморфических преобразований. Главными минералами карбонатитов являются кальцит, апатит, пироксен и гранат; акцессорные минералы представлены цирконом и монацитом [2].

Отбор микронавесок граната для U–Pb (ID-TIMS) геохронологических исследований осуществлялся вручную с визуальным контролем однородности выбранных фрагментов кристаллов граната. Предварительная подготовка микронавесок граната для геохронологических исследований, разложение проб и последующее химическое выделение Pb и U осуществлялись в соответствии с методиками, описанными в [7]. Определение изотопного состава Pb и U в гранате выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом или динамическом режимах (при помощи счетчика ионов). Точность определения U/Pb отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 10 пг для Pb и 1 пг для U. Обработка экспериментальных данных осуществлялась в программах “PbDat” [8] и “ISOPLOT” [9]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [10]. Поправки на обычный Pb введены в соответствии с модельными величинами [11]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. U–Th–Pb (LA–ICP–MS) “скрининговые” геохронологические исследования циркона выполнены с помощью системы лазерной абляции NWR-213 с камерой TwoVolumeTwo, совмещенной с ICP масс-спектрометром ELEMENT XR, по методике, описанной в [12]. Диаметр пучка лазера составлял 25 мкм, длительность измерения – 100 с (40 с – холостой по газу, 60 с – абляция). Калибровка производилась по стандартному циркону GJ-1 [13]. Для контроля качества аналитических данных использованы стандартные цирконы Harvard 91500 и Plešovice. Для них в ходе исследований были получены конкордантный возраст 1068 ± 11 (2 σ, n = 9, СКВО = 0.042, вероятность = 0.84), средневзвешенное значение возраста по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 1069 ± 15 млн лет (2 σ, n = 9, СКВО = 0.30, вероятность = 0.96), по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U 1067 ± 17 млн лет (2 σ, n = 9, СКВО = = 0.00116, вероятность = 1) и средневзвешенное значение возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U 337 ± ± 4 млн лет (2 σ, n = 9, СКВО = 0.054, вероятность = = 1) соответственно. Полученные для стандартных цирконов значения возраста хорошо совпадают с рекомендованными данными (Harvard 91500: ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb−1066.01 ± 0.61 млн лет, ²⁰⁶Pb/²³⁸U − 1063.51 ± 0.39 млн лет; Plešovice: ²⁰⁶Pb/²³⁸U − 337 ± 2 млн лет) [14]. U–Th–Pb изотопные отношения рассчитаны в программе GLITTER 4.0 GEMOC [15]. Поправки на обычный свинец вводились с помощью программы ComPb [16]. Расчет конкордантных возрастов производился в программе “ISOPLOT” [9]. При построении гистограмм, кривых относительной вероятности и расчете максимумов возрастов (PeakAges) [17] принимались во внимание только конкордантные оценки возраста.

Гранат из дайки карбонатитов массива Укдуска представлен зернами желто-коричневого цвета. Его состав соответствует ряду андрадит (67–95%)-гроссуляр (1–20%) с примесью титана (до 2 вес. % TiO₂) и марганца (до 1.7 вес. % MnO₂). Отмечается присутствие твердофазных карбонатных, а также водно-солевых включений, расположенных преимущественно по зонам роста.

Геохронологические U–Pb (ID-TIMS) исследования проведены для трех микронавесок граната (табл. 1). Содержание урана в гранате изменяется в пределах 4.21–5.47 мкг/г, доля обыкновенного свинца не превышает 13%. Как видно на рис. 2, на диаграмме с конкордией точки изотопного состава граната располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 1881 ± 8 млн лет (СКВО = 0.70).

Рис. 2.

Диаграммы с конкордией для граната (проба ХН-205) (а) и циркона (проба ХН-206) (б) из жильного карбонатита массива Укдуска. Номера точек (а) соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Циркон, выделенный из карбонатита, представлен субидиморфными кристаллами призматического габитуса. Скульптура граней некоторых кристаллов характеризуется блочным строением. Кристаллы циркона, как правило, трещиноваты, непрозрачны, окрашены в темно-вишневый цвет. Их строение характеризуется присутствием зональных ядер коричневой окраски, имеющих низкое двупреломление и пониженную интенсивность люминесценции. Ядра “окружены” оболочками, которые условно можно отнести к двум генерациям. Оболочки первой генерации отличаются светло-розовой окраской, трещиноваты, слабозональны, имеют нормальное двупреломление и высокую интенсивность люминесценции. Оболочки второй генерации имеют темно-вишневый цвет, незональны и характеризуются низкой интенсивностью люминесценции (рис. 3).

Рис. 3.

Микрофотографии циркона из пробы ХН-206, выполненные в режиме катодолюминесценции на сканирующем электронном микроскопе “TESCAN” VEGA3.

U–Th–Pb (LA–ICP–MS) исследования были выполнены для центральных и краевых зон зерен циркона (Приложение 1, табл. 1). Средние значения возраста (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) ядер составляет 2708 ± ± 14 млн лет (СКВО = 0.36), оболочек первой генерации – 2645 ± 17 млн лет , и, наконец, оболочек второй генерации – 1865 ± 16 млн лет (СКВО = = 0.36).

Представленные в статье результаты U–Pb (ID-TIMS) геохронологических исследований граната и U–Th–Pb (LA–ICP–MS) “скрининговых” геохронологических исследований циркона из жильного тела карбонатитов, прорывающего позднеархейские щелочные калиевые породы массива Укдуска, свидетельствуют о том, что они имеют раннепротерозойский возраст – 1881 ± 8 млн лет. Ядра циркона позднеархейского возраста, присутствующего в жильных карбонатитах, очевидно, были захвачены из вмещающих пород, а непосредственно с кристаллизацией карбонатитового расплава связано образование на них оболочек с возрастом 1880–1890 млн лет.

Таким образом, в юго-восточной части Чаро-Олекминского геоблока можно выделить два этапа формирования раннедокембрийских карбонатитов. К первому из них относится образование карбонатитов, связанных с проявлениями позднеархейского щелочного магматизма калиевой и ультракалиевой специализации с возрастом 2719 ± 14 млн лет [1]. Карбонатиты второго этапа образуют дайковые и жильные тела, становление которых произошло в раннем протерозое (1881 ± ± 8 млн лет). Обращает на себя внимание, что возраст этих карбонатитов совпадает с возрастом карбонатитов Селигдарского месторождения апатита, расположенного в центральной части Алданского щита (1880 ± 13 млн лет, U–Th–Pb метод по циркону (SIMS) [18]. Следует также отметить, что для апатита из рудоносных пиро-ксенитов массива Укдуска получена оценка возраста 1850 ± 20 млн лет (U–Pb метод по апатиту (ID-TIMS) [19]), что, казалось бы, противоречит данным о его позднеархейском возрасте. Однако, как известно, температура закрытия U–Pb системы в апатите находится в диапазоне 450–500°С [20]. Это позволяет предполагать, что она могла быть “переуравновешена” в ходе проявления более поздних эндогенных процессов, например, наложенного на щелочные породы массива Укдуска метаморфизма амфиболитовой фации с возрастом 1891–1899 млн лет [5] или еще более поздних термальных процессов, связанных с формированием раннепротерозойских карбонатитов, описанных в настоящей статье.

Электронная версия содержит дополнительные материалы.