Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 2, стр. 193-202

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Арысканское месторождение (Y, REE, Nb, Ta) является одним из наиболее известных редкометальных месторождений Восточно-Саянской раннепалеозойской металлогенической зоны. Район месторождения приурочен к клиновидной зоне сочленения регионального Кандатского разлома и серии крупных разрывных нарушений (рис. 1). К северу от структурного шва среди разновозрастных магматических комплексов Казыр-Кизирской раннекембрийской складчатой зоны закартировано несколько выходов щелочных гранитов, самым крупным из которых является Астыгский массив. К востоку от него в 2 км расположено Арысканское месторождение (рис. 2), которое приурочено к купольной части небольшого (0.017 км²) одноименного массива щелочных гранитов и сопровождающих его пегматитов и альбититов. Совместно с Астыгским массивом и серией мелких тел они рассматриваются как единый арысканский комплекс пород. Вмещающими для них являются габбродиориты ольховского комплекса (средний кембрий) и щелочнополевошпатовые сиениты Сайбарского комплекса (ордовик).

Рис. 1.

(а) – Положение раннепалеозойских щелочных массивов Восточно-Саянской редкометальной провинции. 1 – Сибирский кратон; 2 – Тувино-Монгольский и Дзабханский микроконтиненты; 3 – раннепалеозойские структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса; 4 – гранитоиды раннепалеозойского возраста (а) и раннепалеозойские щелочные массивы (б), в том числе Арысканский комплекс (Ар). (б) – Схема геологического строения района сочленения Карыр-Кизирской и Восточно-Тувинской складчатой системы. Составлена по материалам: ГГК-200/2, N-47-ХIХ, ВСЕГЕИ, 2013; [6]. 1–7 Карыр-Кизирская складчатая система зона: 1 – нерасчлененные осадочные отложения позднего рифея, венда, раннего кембрия; 2 – ольховский комплекс (средний кембрий): габбро, габбродиориты, диориты, гранодиориты, плагиограниты; 3 – казырский комплекс (ранний палеозой): габбро, диориты 4 – беллыкский комплекс (ордовик): лейкократовые граниты, граносиениты; 5, 6 – сайбарский комплекс (ордовик): 5 – щелочнополевошпатовые сиениты, нордмаркиты, 6 – нефелиновые сиениты, в том числе Катунского массива (Кат) и Соругские проявления (Сор); 7 – щелочные граниты Арысканского комплекса, в том числе Астыгский (Ас) и Арысканский (Ар) массивы; 8 – Восточно-Тувинская складчатая система: нерасчлененные вулканогенные и интрузивные образования. 9 – нерасчлененные вулканогенные и осадочные отложения девона: андезиты, базальты, риолиты, песчаники, гравелиты, алевролиты; 10 – разрывные нарушения (а), в том числе Кандатский региональный разлом (б).

Рис. 2.

Геологическая схеме района Арысканского месторождения. Составлена по материалам: ГГК-200/2, N-47-ХIХ, ВСЕГЕИ, 2013; С.М. Бескина, 1987; Н.Е. Костина, Б.А. Гусева, 1958; [6]. 1 – четвертичные отложения; 2 – щелочные граниты Арысканского комплекса, в том числе Астыгский (Ас) и Арысканский (Ар) массивы; 3 – сайбарский комплекс (ордовик): щелочнополевошпатовые сиениты, нордмаркиты; 4 – беллыкский комплекс (ордовик): лейкократовые граниты, граносиениты; 5 – ольховский габбродиорит-гранодиоритовый комплекс (средний кембрий); 6 – известняки (ранний кембрий).

Арысканский массив имеет зональное строение. Внешняя зона сложена арфведсонит-альбитовыми гранитами, которые к центру сменяются вначале редкометальными альбитовыми гранитами с приоритом и фергусонитом, а затем пегматоидной зоной, сложенной сростками кристаллов калий-арфведсонита (размером до 50 × 300 мм) и высокорадиоактивного циркона с подчиненной ролью альбита и приорита. Кристаллы амфибола ориентированы перпендикулярно контактам, что подчеркивает зональное строение массива. Центральная часть сложена альбитовыми гранитами с редкими участками крупноблочного калиевого полевого шпата.

Астыгский массив представлен щелочными гранитами, которые в большинстве случаев сильно изменены вплоть до полного исчезновения темноцветных минералов при сохранении их теневых структур, сложенных оксидами и гидроксидами железа. Граниты сложены кварцем, альбитом, калиевым полевым шпатом. Содержат до 10% щелочного амфибола (Na-подгруппы ряда ферроэкерманит–калиевый арфведсонит), светлую слюду (полилитионит?), флюорит с высоким содержанием легких РЗЭ, пирохлор, циркон, апатит. Наблюдается распад-замещение флюорита, с образованием доменов флюорита, лишенных РЗЭ, и новообразованных фаз РЗЭ – гагаринита и бастнезита(?).

Щелочнополевошпатовые сиениты Сайбарского комплекса представлены крупнозернистыми разновидностями, сложенными крупнопертитовым полевым шпатом (до 90 об. %) с долей альбита до 50 об. %. На долю амфибола (Na–Ca- и Ca-амфиболов – ферро-рихтерита, ферро-актинолита, роговой обманки) приходится около 10%. Местами диагностируется Ca–(Fe, Mg) –Na-пироксен (эгиринового минала до 30%), кварц (по химическому составу нормативного кварца до 5%), биотит (Fe > Mg). Акцессорная минерализация представлена магнетит-ильменитовыми сростками со структурами распада, титанитом, цирконом, апатитом, обогащенным легкими РЗЭ, чевкинитом, единичными зернами сфалерита, халькопирита, пирита и пирротина. В рассматриваемом районе щелочнополевошпатовые сиениты тесно ассоциируют с нефелиновыми сиенитами.

Попытки определить возраст щелочных пород в районе Арысканского месторождения предпринимались не раз по мере совершенствования геохронологических методов. В результате K–Ar-исследований получены несогласующиеся оценки возраста для различных минералов – калиевому полевому шпату (366 млн лет), биотиту (518, 475 млн лет) и амфиболу (465 млн лет) [7]. В результате Rb–Sr-исследований альбититов Арысканского месторождения [6] для обогащенных ⁸⁷Rb образцов была получена оценка возраста ~340 млн лет. При этом точки изотопного состава остальных проб образуют псевдоизохронную зависимость, отвечающую возрасту даек щелочных гранитов Катунского нефелинсиенитового массива (454.6 ± ± 1.4 млн лет), расположенного в том же районе [4]. Sm–Nd- [5] и Ar–Ar-геохронологические исследования (неопубликованные данные авторов) также не привели к пониманию вопроса о возможной возрастной (генетической) связи между двумя группами щелочных пород района – щелочными гранитами и нефелиновыми – щелочнополевошпатовыми сиенитами. Различить эти магматические события стало возможным благодаря применяемой в ИГГД РАН методике U–Pb-датирования метамиктного циркона с высокой дозой авторадиационного облучения [8]. Нами были изучены цирконы из щелочных гранитов Арысканского и Астыгского массивов, а также из вмещающих щелочнополевошпатовых сиенитов.

СТРОЕНИЕ ЦИРКОНА И РЕЗУЛЬТАТЫ U–Pb-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для геохронологического изучения пироксен-амфиболовых щелочнополевошпатовых сиенитов использован циркон (проба Ар-1/5), образующий идиоморфные призматические кристаллы размером 300–700 мкм с К_удл = 1.1–2.2, габитус которых определяется комбинацией призмы {100} и дипирамиды {101} (рис. 3, I–II). Ребра призмы зачастую сглажены, поверхность граней неровная. Кристаллы бесцветны, прозрачны, реже замутнены, трещиноваты. Для внутреннего строения характерна тонкая осцилляторная зональность (рис. 3, III–IV).

Рис. 3.

Микрофотографии кристаллов циркона из щелочных сиенитов (проба Ар-1/5), выполненные в режимах вторичных электронов (I–II) (СЭМ “TESCAN” VEGA3, ИГГД РАН) и катодолюминесценции (III–IV) (“Cameca” MS-46 с CCD-камерой Videoscan 285, ИГЕМ РАН).

Для изотопных исследований были использованы три наиболее “чистых” единичных кристалла и микронавеска, состоящая из пяти кристаллов циркона (№ 1–4, табл. 1). Циркон характеризуется незначительной возрастной дискордантностью (0.8–2.9%), а точки его изотопного состава образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 472 ± 2 млн лет (СКВО = 0.47), нижнее пересечение соответствует нулю (рис. 4 а).

Рис. 4.

Диаграммы с конкордией для цирконов из щелочных сиенитов (проба Ар-1/5) (а) и щелочных гранитов Астыгского (проба Ар-1/7) и Арысканского (проба Ар-1/25) массивов (б). Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Для геохронологического изучения Астыгского массива была отобрана проба Ар-1/7, которая представляет наименее измененные вторичными процессами амфиболовые граниты. Циркон, выделенный из этих гранитов, образует относительно крупные (200–500 мкм) идиоморфные кристаллы дипирамидального облика, в редких случаях со слабым развитием граней призмы (рис. 5, I–II). Иногда циркон образует срастания (рис. 5, I). Циркон непрозрачный, замутненный, имеет темно-коричневую окраску (рис. 5, IV). В зернах присутствуют крупные (до 0.1 мм) хаотично расположенные включения альбита, флюорита, КПШ, амфибола, и субмикронные включения торианита, недиагностированной фазы с LREE, а также с Fe (гематит?) (рис. 5, III–VIII). Циркон обладает низкой интенсивностью люминесценцией, что, вероятно, связано с высоким содержанием U и Th; зональность практически не проявлена (рис. 5, V–VI). После высокотемпературного отжига интенсивность катодолюминесценции существенно возрастает, проявляются осцилляторная зональность и секториальность (рис. 5, VII–VIII). Для исследуемого циркона отмечено высокое содержание урана (0.5–0.7 мас. % UO₂) и тория (до 0.5 мас. % ThO₂) (электронно-зондовый микроанализатор “JEOL”-JXA-8230 с четырьмя волнодисперсионными спектрометрами). В некоторых участках кристаллов определено высокое содержание иттрия – до 2.3 мас. % Y₂O₃.

Рис. 5.

Микрофотографии кристаллов циркона из щелочных гранитов Астыгского массива (проба Ар-1/7), выполненные в проходящем свете (IV) и при помощи электронного микроскопа в режимах вторичных электронов (I–II) (СЭМ “TESCAN” VEGA3, ИГГД РАН), обратно-отраженных электронов (III) (СЭМ “JEOL” JSM-6510LA, ИГГД РАН), катодолюминесценции (V–VIII) (СЭМ “TESCAN” VEGA3, ИГГД РАН, U = 15 кВ, рабочее расстояние 12.5–13.0 мм). Крупные темные включения на BSE-изображении – альбит.

Из амфибол-эгирин-астрофилитовых редкометальных альбитовых гранитов (проба Ар-1/25) Арысканского массива выделен циркон, образующий крупные идиоморфные кристаллы дипирамидального облика размером 0.2–1.0 мм (рис. 6, I–II). Циркон преимущественно непрозрачный, реже полупрозрачный (рис. 6, IV), его цвет изменяется от светло-коричневого до темно-бурого. Минерал насыщен разнообразными включениями (рис. 6), среди которых наиболее распространенными являются торит и ксенотим. Также диагностированы бастнезит, флюорит, альбит, кварц, КПШ и крупные включения кристаллов преобразованного фергусонита. Катодолюминесцентное исследование свидетельствует, что осцилляторная зональность проявлена слабо (рис. 6, V–VI). После высокотемпературного отжига интенсивность катодолюминесценции существенно возрастает (рис. 6, VII–VIII). Содержание UO₂ и ThO₂ составляет 0.1–0.2 мас. % (EPMS JEOL-JXA-8230 с четырьмя волнодисперсионными спектрометрами).

Рис. 6.

Микрофотографии кристаллов циркона из щелочных гранитов Арысканского массива (проба Ар-1/25), выполненные в проходящем свете (IV) и при помощи электронного микроскопа в режимах вторичных электронов (I–II) (СЭМ “TESCAN” VEGA3, ИГГД РАН), обратно отраженных электронов (III) (СЭМ “JEOL” JSM-6510LA, ИГГД РАН), катодолюминесценции (V–VIII) (СЭМ “TESCAN” VEGA3, ИГГД РАН, U = 15 кВ, рабочее расстояние 12.5–13.0 мм). Светлые включения на BSE-изображении – ксенотим, ториевая минеральная фаза и преобразованный титано-тантало-ниобат.

Циркон в щелочных гранитах Астыгского и Арысканского массивов существенно метамиктизирован – повышенное содержание U и Th приводит к разрушению его кристалличности; доза накопленного авторадиационного облучения для циркона Арысканского массива составляет D_α = 1–2 × 10¹⁸ α-расп/г, а для циркона из Астыгского массива – D_α = 2–13 × 10¹⁸ α-расп/г. Исследования с использованием рамановской спектроскопии подтвердили, что циркон из гранитов Арысканского массива является более кристалличным (т.е. содержит меньше аморфных доменов) по сравнению с цирконом из гранитов Астыгского массива, что коррелирует с их примесным составом. Циркон из пород Астыгского массива в большей степени обогащен U и Th, в то время как в цирконе из гранитов Арысканского массива содержание этих элементов меньше на фоне широко развитой U–Th-акцессорной минерализации. На рамановских спектрах прослеживается пик в области 810 см^–1, связываемый с присутствием уранильных группировок. Для традиционных методик датирования ID-TIMS подобный циркон не пригоден. Однако усовершенствованная методика “химической абразии” с предварительным высокотемпературным отжигом [9] позволяет получать достоверные оценки возраста [8] для циркона с высокой степенью радиационных нарушений.

Для проведения геохронологических исследований отбирались по возможности более прозрачные кристаллы с минимальным количеством включений. Микронавески составляли от 1 до 16 кристаллов. Высокотемпературный отжиг в течение 48 ч позволил улучшить степень кристалличности циркона из гранитов обоих массивов, что проявилось на рамановских спектрах в сдвиге пика моды ν₃ (SiO₄) (около 1000 см^–1) в более высокочастотную область, а также на катодолюминесцентных изображениях в увеличении интенсивности свечения.

Для U–Pb-исследований были использованы единичные зерна и микронавески (4–8 зерен) циркона из пробы Ар-1/25 (№ 7–9), подвергнутые “мягкой” (4 ч при 180°С) и “стандартной” (2 ч при 220°С) кислотной обработке смесью 1 : 5 HNO₃ + HF, что приводило к сильному протравливанию кристаллов, однако они слабо фрагментировались и сохраняли дипирамидальный облик. Циркон двух микронавесок (5 и 6 зерен, соответственно, № 5–6, табл. 1.) из пробы Ар-1/7 подвергался исключительно “мягкой” обработке (4 ч при 180°С) в связи с высокой степенью его метамиктности. Циркон из этой пробы интенсивно фрагментировался в результате кислотной обработки, что определяется как существенным нарушением структуры самого циркона, так и обилием крупных включений, растворяющихся в процессе обработки.

Применение химической абразии с предварительным высокотемпературным отжигом позволило получить конкордантные оценки возраста для редкометальных гранитов обоих массивов (табл. 1, рис. 4 б). Для щелочного амфиболового гранита Астыгского массива оценка возраста соответствует 446 ± 1 млн лет (СКВО = 0.41, вероятность = 0.52) (№ 5–6 в табл. 1 и на рис. 4 б). Возраст формирования эгирин-амфиболового гранита Арысканского массива оценивается в 448 ± ± 1 млн лет (СКВО = 0.031, вероятность = 0.86) (№ 7–9 в табл. 1 и на рис. 4 б).

Практическое совпадение значений возраста для щелочных гранитов с разнотипной акцессорной минерализацией указывает на возможность применения методики “химической абразии” с предварительным высокотемпературным отжигом для цирконов с высоким содержанием U, Th, которые содержат другие высокорадиоактивные минеральные фазы – торит, торианиат, U–Th-пирохлор, приорит, фергусонит и другие.

Проведенные исследования показали, что формирование щелочнополевошпатовых сиенитов и щелочных гранитов происходило в разное время с перерывом не менее 20 млн лет – 472 и 447 млн лет назад соответственно.

ОБСУЖДЕНИЕ

Щелочные граниты месторождения Арыскан по возрасту сопоставляются с такими же гранитами ряда других редкометальных месторождений, с которыми они группируются в пределах общей металлогенической зоны Кандатского разлома. Так, щелочные граниты Окуневского месторождения имеют возраст 485 млн лет, месторождения Радуга – 469 млн лет, месторождения Попереченское – 465 млн лет [10, 11]. Но это не единственные проявления щелочного магматизма такого возраста в регионе. Близкие оценки (455 млн лет) были получены для нефелиновых сиенитов и щелочных гранитов Чавачской группы интрузий (неопубликованные данные) и для щелочных сиенитов Сайбарского массива [12], расположенных соответственно к югу и северу от Кандатской группы массивов. Эти оценки позволяют ограничить время проявления раннепалеозойского редкометального щелочногранитоидного магматизма в Восточном Саяне и прилегающих к нему территориях интервалом между 485 и 445 млн лет. Пример Арысканского месторождения показывает, что проявления такого магматизма не были одноактными и могли повторяться в том или ином районе.

Подобное развитие редкометального магматизма вполне согласуется с формированием раннепалеозойской Алтае-Саянской магматической области, охватывающей также территорию Восточного Саяна. Эта область возникла в связи с аккреционными и постаккреционными процессами, сформировавшими Алтае-Саянскую складчатую систему. Область объединяет многочисленные крупные гранитоидные плутоны преимущественно гранодиорит-плагиогранитного и гранитного состава, возникшие между 500 и 480 млн лет [13] и совокупно представляющие гигантский батолит площадью более 200 000 км² [14]. Наряду с породами, типичными для зон конвергенции, в строении области широкое развитие получили также породы внутриплитной специфики: пикриты, высокотитанистые субщелочные и щелочные габброиды [15]. Магматизм этого типа особенно широко проявился на постаккреционной стадии развития территории и связывается с воздействием мантийного плюма на литосферу молодой складчатой области [15, 16], вызвавшим, с одной стороны, ее масштабное плавление и, с другой, внедрение мантийных магм. Подобно щелочным гранитам базитовый магматизм также проявлялся в виде ряда импульсов. Так, практически одновременно с образованием пород Арысканского района произошли внедрение монцогаббродиоритов Башкымугурского массива (465 млн лет) и камптонитов (444–446 млн лет), прорывающих его породы [17]. Подобное согласование проявлений щелочных и основных пород позволяет предполагать, что щелочной магматизм в пределах раннепалеозойской Алтае-Саянской магматической области контролировался мантийной активностью.