ГЕОХРОНОЛОГИЯ ПОРОД ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА БУРПАЛА (СЕВЕРНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ): НОВЫЕ U-Pb ДАННЫЕ

1. ВВЕДЕНИЕ

Бурпалинский массив (рис. 1), расположенный в Северном Прибайкалье, наряду с Сыннырским ультракалиевым и несколькими мелкими щелочными массивами (Акит, Манюкан, Гилинда, Гоуджикит, Горемыка), входит в состав Северо-Байкальской щелочной провинции в одноименной позднепалеозойской рифтогенной зоне. Она находится в области сочленения Сибирского кратона и Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1, б). Провинция была выделена А.Я. Жидковым при изучении щелочных пород массивов Сынныр и Якша [Zhidkov et al., 1963]. Прежде всего, массив Бурпала является уникальным редкометалльным щелочным объектом, в котором известно более 70 минеральных видов, в том числе новых и редчайших [Portnov, 2018]. По минеральным ассоциациям массив подобен Ловозерскому и Хибинскому массивам [Arkhangelskaya, 1974; Portnov, 2018]. Он сложен несколькими интрузивными фазами: эгирин-авгитовыми и арфведсонитовыми щелочными сиенитами, нефелиновыми трахитоидными сиенитами, кварцевыми сиенитами, жилами сиенит-пегматитов, щелочных гранитов, аплитов, дайками шонкинитов и апатит-флюоритовых пород [Vladykin et al., 2014].

Существует общее мнение, что нефелиновые сиениты и другие породы в щелочных комплексах образуются в результате процесса фракционной кристаллизации родоначальных мантийных щелочно-базитовых расплавов, а появление в таких щелочных комплексах гранитов и кварцевых сиенитов обусловлено коровой контаминацией или коровым анатексисом [Upton et al., 2003; Kogarko et al., 2010], либо образование нефелиновых сиенитов происходит при ассимиляции карбонатных осадочных пород, как, например, было отмечено для пород Сайбарской интрузии [Vorontsov et al., 2021] и в некоторых массивах Витимского сегмента [Doroshkevich, 2013], поэтому до сих пор ведутся серьезные споры о связи между нефелиновыми и кварцевыми сиенитами, гранитами в комплексах, подобных Бурпале, и длительности их становления. Вопрос о том, являются ли краевые кварцевые породы массива отдельной фазой или фацией, до сих пор не был решен [Konev, 1982]. Одним из важных аспектов в решении этого вопроса является определение времени формирования разновидностей пород.

Имеющиеся значения возраста кристаллизации щелочных сиенитов и рудоносных пегматитов Бурпалы (U-Pb методом по циркону [Kotov et al., 2013; Vladykin et al., 2014]) составляют 294±1 и 283±8 млн лет соответственно. Геохронологические данные по другим главным фазам массива, в том числе по нефелиновым сиенитам, кварцевым сиенитам и гранитам, отсутствуют. Также нет информации о возрасте даек габбро и габбро-диоритов, расположенных в непосредственной близости к массиву, которые могут быть важными для определения их возможной возрастной и генетической связи или отсутствия таковой.

Для установления геологической позиции основных фаз массива Бурпала и оценки возрастных соотношений между ними авторы провели петрографическое изучение и U-Pb (LA-SF-ICP-MS) изотопное датирование циркона из различных по составу пород, включая габбро и габбро-диориты.

2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Образцы, использованные для петрографических и геохронологических исследований, были отобраны коллективом авторов в ходе полевых работ на массиве Бурпала в 2022 г. Петрографическое изучение пород щелочного интрузива проводилось на микроскопе Olympus BX51 с фотокамерой. Исследования текстурно-структурных особенностей и соотношений минералов в породах проводились на сканирующем электронном микроскопе TESCAN MIRA 3 LMU JSM-6510LV с энергосберегающей приставкой для микрозондового анализа X-Max Oxford Instruments.

3. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАССИВА

Бурпалинский массив, площадью около 200 км², в плане имеет форму, близкую к изометричной, он несколько вытянут в северо-восточном направлении с крутыми северо-западными контактами. Массив имеет четкое зональное строение: эндоконтактовая часть сложена кварцевыми и кварцсодержащими сиенитами, центральная – трахитоидными щелочными и нефелиновыми сиенитами, в которых наблюдаются более мелкие линзообразные тела фойяитов (4.0×0.5 км²) (рис. 1, а). Последние также слагают небольшие по площади участки в северо-западной части массива. Жильная фация представлена микроклинитами, гранитами, гранит-аплитами, сиенит-аплитами, гранитными пегматитами. По данным геолого-съемочных работ формирование массива было двух- или трехфазным. Согласно А.М. Портнову [Portnov, 1965], контакты между щелочными и нефелиновыми сиенитами в участках разные – от резких и четких до расплывчатых. По мнению Г.В. Андреева [Andreev, 1981], прослеживаются постепенные переходы между кварцевыми и щелочными сиенитами от контакта к центру массива, при этом наблюдаются секущие контакты с нефелиновыми сиенитами. Мелкозернистые граносиениты и щелочные граниты слагают как маломощные дайки (1–2 м), так и маломощные тела (100–150 м) протяженностью до 3–4 км. Особое место среди пород жильной фации занимают тела эвдиалит-содалитовых сиенитов мощностью 1–3 м и протяженностью в сотни метров, а также апатит-флюоритовые породы мощностью от 10 до 20 м, протяженностью до 300 м [Vladykin et al., 2014], установленные в центральной части массива. Пегматиты всех типов нередко альбитизированы, эгиринизированы и включают комплекс акцессорных минералов, содержащих Zr, REE, Nb, Be, Cs, Th и другие редкометалльные элементы. Дайки меланократовых пород неясного генезиса встречаются среди осадочно-терригенных отложений. По составу они близки к шонкинитам. Мощность таких даек составляет 1–5 м, протяженность – до 100 м [Vladykin et al., 2014]. Чаще всего они обнаружены вблизи зон метасоматитов в северо-западной части массива. Метасоматиты отмечаются в эндоконтактовой зоне в виде маломощных (от первых сантиметров до 20 м и более) жилоподобных зон, которые, группируясь, прослеживаются на значительные расстояния. Они представлены фенитами, альбититами, эгиринитами, эгирин-микроклиновыми образованиями и их разновидностями и несут комплексную уран-торий-редкометалльную минерализацию. Вмещающими породами массива являются слабометаморфизованные осадочно-терригенные отложения венда (?), представленные песчаниками, алевропесчаниками и алевролитами с редкими прослоями известняков. Эти породы вблизи массива превращены в роговики различного состава. В пределах юго-западной и юго-восточной части массива в осадочно-терригенных породах в виде секущих или послойных тел развиты габбро, габбро-диориты с полнокристаллической и афанитовой структурой. Мощность таких выходов варьируется от 50 до 200 м.

4. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ИССЛЕДУЕМЫХ ОБРАЗЦОВ

Детальное петрографическое описание пород массива приведено в монографической работе Г.В. Андреева и соавторов [Andreev et al., 1969]. В данной работе представлено петрографическое описание разновидностей пород массива Бурпала, для которых проведены геохронологические исследования.

Меланократовые щелочные сиениты (обр. БРЗ 5-6) представляют собой мелкозернистые полнокристаллические породы (рис. 2, а), сложенные преимущественно полевым шпатом (~60 %), щелочным амфиболом (~15 %), плагиоклазом (~9 %) и биотитом (~8 %). В качестве второстепенного минерала отмечается клинопироксен (диопсид), представленный пойкилитовыми включениями в амфиболе. Из акцессорных минералов встречаются титанит, циркон и апатит, алланит, рудные минералы, которые приурочены к темноцветам. Удлиненно-призматические и таблитчатые кристаллы полевого шпата образуют взаимные заливообразные прорастания с темноцветными минералами. По периферии зерна полевого шпата содержат ламели альбита. Аллотриоморфные таблитчатые выделения щелочного амфибола содержат твердые включения диопсида, слюды, титанита и апатита, из-за чего имеют ситовидную микроструктуру. В гипидиоморфных и таблитчатых кристаллах слюды встречаются мелкие включения зерен циркона и титанита.

Нефелин-содалитовые меланократовые сиениты (обр. БРЗ 5-12) – это массивные или трахитоидные мелко- и среднезернистые породы (рис. 2, б), сложенные преимущественно калиевым полевым шпатом (~40–50 %), клинопироксеном (эгирин и эгирин-диопсид) (~15–20 %), нефелином (~ 10 %) и содалитом (~ 10 %). В качестве второстепенных минералов отмечается аннит (~5 %), амфибол (~2–3 %) и плагиоклаз (~4–5 %). Иногда встречается канкринит. Акцессорные минералы – титанит, апатит, лопарит, флюорит, ловенит, катаплеит, циркон, вкрапленные и гнездообразные выделения титаномагнетита. Содалит вдоль трещин замещается цеолитом. Удлиненные таблитчатые гипидиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата ксеноморфны относительно пироксена и иногда вытянуты преимущественно в одном направлении, что придает породе трахитоидную текстуру. В зернах отмечаются пертитовые вростки альбита, а некоторые зерна калиевого полевого шпата насыщены многочисленными мелкими включениями клинопироксена и титанита. Удлиненные призматические зерна клинопироксена содержат зерна титанита, а также образуют с ним сростки. Аллотриоморфные призматические зерна нефелина и содалита ксеноморфны по отношению ко всем минералам породы и содержат многочисленные минеральные включения клинопироксена. Слюда (аннит) в породе встречается в виде аллотриоморфных таблитчатых чешуек, в качестве включений они содержат мелкие зерна клинопироксена.

Кварцевые (обр. Ю-5) и кварцсодержащие сиениты (обр. к-14) – среднезернистые массивные породы (рис. 2, в, г), сложенные преимущественно калиевым полевым шпатом (микроклин) (~60 %), плагиоклазом (~15 %) и амфиболом (~15 %). В качестве второстепенного минерала отмечается кварц (~5–10 %). Из акцессорных минералов встречается титанит, апатит, циркон, алланит. Таблитчатые гипидиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата с микроклиновой решеткой ксеноморфны относительно амфибола и плагиоклаза, но более идиоморфны относительно кварца. По периферии зерен плагиоклаза отмечается наличие мирмекитов. Амфибол содержит включения титанита и рудного минерала.

Щелочные граниты (Ю-7) сложены плагиоклазом (~35–40 %), калиевым полевым шпатом (~30–50 %), кварцем (~20–30 %) и мусковитом (~10 %) с редкими зернами щелочных амфибола и клинопироксена (эгирин). Из акцессорных присутствует рутил, апатит, магнетит и циркон. По полевым шпатам часто образуются вторичные серицит и каолинит. Мусковит образуется по хлориту, который, в свою очередь, замещает биотит.

В юго-западной части массива авторами были отобраны пробы роговообманковых габбро и диоритов.

Габбро (обр. Ю-1) представляет собой среднезернистую массивную породу (рис. 2, д), сложенную преимущественно плагиоклазом (~50–55 %) и амфиболом (роговая обманка) (~30–40 %). В качестве второстепенных минералов отмечается калиевый полевой шпат и слюды (аннит или флогопит). Из акцессорных минералов встречается титанит, циркон и апатит. Присутствует незначительное количество магнетита, сульфидов. Гипидиоморфные короткопризматические зерна амфибола срастаются со слюдой и титанитом. Иногда по слюде развивается эпидот и хлорит. Магнетит образует редкие вкрапленники, а сульфиды – гнездовые образования с сидеронитовой структурой.

Диорит (обр. Ю-4) представляет собой массивную среднезернистую породу (рис. 2, е), сложенную плагиоклазом (~55–60 %) и амфиболом (роговая обманка) (~15–25 %), с второстепенными слюдами (аннит или флогопит) (~5 %), кварцем (~2–5 %) и калиевым полевым шпатом (1–2 %). Из акцессорных минералов встречается рутил, циркон, титанит, апатит, магнетит, сульфиды. Гипидиоморфные удлиненные таблитчатые зерна плагиоклаза в некоторых участках интенсивно каолинитизированы и серицитизированы. Гипидиоморфные короткопризматические зерна амфибола срастаются со слюдой, оба минерала иногда замещаются хлоритом и эпидотом. Аллотриоморфные зерна кварца ксеноморфны относительно породообразующих минералов. Единичные вытянутые зерна рутила ассоциируют с амфиболом.

5. РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (LA-SF-ICP-MS) ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ

Изотопно-геохронологические исследования проведены для цирконов (рис. 3) из щелочных меланократовых (БРЗ 5-6) и нефелиновых (БРЗ 5-12) сиенитов центральной части, кварцевых (к-14) и кварцсодержащих (Ю-5) сиенитов краев части массива (см. рис. 1, а), дайки щелочных гранитов (Ю-7), а также маломощных даек габбро (Ю-1) и диоритов (Ю-4), прорывающих вмещающие осадочно-терригенные образования. Результаты датирования представлены в Прил. 1, табл. 1.1 и на рис. 4.

Циркон в пробах меланократовых щелочных (обр. БРЗ 5-6) и нефелиновых сиенитов (обр. БРЗ 5-12) представлен зернами призматического габитуса. Содержание U=177–1577 г/т, Th/U=0.19–3.12. В катодолюминесцентном (КЛ) изображении они имеют секториальное тонкозональное внутреннее строение, типичное для магматических цирконов, а также характеризуются присутствием следов перекристаллизации и редкими каймами обрастания, более яркими в КЛ (см. рис. 3, а, б). Согласно полученным данным время кристаллизации циркона из меланократовых щелочных (обр. БРЗ 5-6) и нефелиновых сиенитов (обр. БРЗ 5-12) составляет 298±2 (n=15) и 296±2 млн лет (n=13) соответственно (рис. 4, а, б), что, с учетом внутреннего строения цирконов, принимается авторами за возраст формирования этих пород.

Циркон из кварцевых (обр. Ю-5) и кварцсодержащих сиенитов (обр. к-14) представлен бипирамидально-призматическими зернами с четкой секториальной зональностью в КЛ изображениях, реже – с более темной центральной частью, имеющей нарушенную зональность (см. рис. 3, в, г). Содержание U в обеих пробах сиенитов находится в пределах 83–874 и 75–165 г/т соответственно. Th/U отношения варьируются от 0.66 до 1.44. Аналитически значимых различий в возрасте темных и светлых частей выявлено не было (Прил. 1, табл. 1.1). На графике с конкордией (рис. 4, в, г) результаты образуют конкордантные значения возраста 291±2 (обр. к-14) и 293±3 млн лет (обр. Ю-5) соответственно.

Зерна циркона из габбро (обр. Ю-1) и диорита (обр. Ю-4) имеют удлиненную призматическую форму. В КЛ изображении цирконы демонстрируют магматическую зональность (см. рис. 3, д, е). В зернах циркона из габбро концентрация урана варьируется от 375 до 1943 г/т, тогда как в цирконе из диорита она составляет 40–238 г/т, Th/U отношения варьируются от 0.19 до 2.48 и от 0.30 до 0.80 соответственно. Конкордантный U-Pb возраст цирконов из габбро составляет 294±2, а для диорита – 607±4 млн лет.

В пробе жильных лейкократовых гранитов (Ю-7) циркон представлен субидиоморфными и идиоморфными призматическими зернами. В КЛ изображении цирконы характеризуются слабым свечением и относительно однородным внутренним строением, а краевая зона имеет характер тонкоритмичной зональности (см. рис. 3, ж). Содержание U=993–2529, Th/U=0.18–0.86 г/т. U-Pb конкордантный возраст зерен циркона составляет 293±3 млн лет.

6. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Согласно А.Я. Жидкову [Zhidkov, 1961], в массиве Бурпала выделяются три фазы внедрения: в первую образовались трахитоидные нефелиновые сиениты, щелочные сиениты и кварцевые сиениты, во вторую – нефелиновые сиениты, щелочные сиенит-порфиры и щелочные метасоматиты, в третью – жильные породы. В работах [Portnov, Nechaeva, 1967; Arkhangelskaya, 1974; Andreev, 1981] массив сформировался в две главные фазы: внедрение кварцевых и щелочных сиенитов – в первую, а трахитоидных нефелиновых сиенитов – во вторую. По мнению авторов этих работ, метасоматиты являются более поздними образованиями. Н.В. Владыкин с соавторами [Vladykin et al., 2014] отмечали, что формирование массива происходило в два этапа: ранний – образование шонкинитов и меланократовых сиенитов, главный – внедрение щелочной магмы, при дифференциации которой образовались нефелиновые сиениты, щелочные сиениты, кварцевые сиениты и далее породы жильной фазы (редкометалльные пегматиты, щелочные граниты, апатит-флюоритовые породы и др.).

Полученные авторами возрастные данные по основным фазам щелочного массива Бурпала определяют интервал кристаллизации пород ~300–289 млн лет. Обращает на себя внимание тот факт, что временной разрыв между формированием основных разновидностей пород, с учетом ошибки метода, частично перекрывается, но позволяет говорить об импульсном характере внедрения и длительности становления пород массива в интервале ~7–10 млн лет. (рис. 5).

Ранее установленный возраст для щелочных сиенитов [Kotov et al., 2013] ложится в интервал значений, полученных авторами для нефелиновых и щелочных сиенитов. Наиболее вероятно то, что нефелиновые и щелочные сиениты характеризовали первый импульс внедрения, а габбро, кварцевые сиениты и щелочные граниты – второй (рис. 5).

В связи с сильными изменениями в цирконах из метасоматических рудных зон (неопубликованные данные авторов) достоверный возраст рудной минерализации получить пока не удалось. Имеющиеся датировки редкометалльных пегматитов – 283±8 (верхнее пересечение 843±240) млн лет (U-Pb, циркон [Kotov et al., 2013; Vladykin et al., 2014]), скорее всего, не отражают истинный возраст и требуют дополнительного изучения другими методами.

Полученные значения возраста щелочных пород массива Бурпала коррелируют с U-Pb геохронологическими данными для щелочных пород Сыннырского комплекса – 289.5±3.2 млн лет (U-Pb, циркон [Izbrodin et al., 2017]). Это свидетельствует о близкой истории становления пород массивов Бурпала и Сынныр в пределах единой рифтогенной Северобайкальской зоны. Предполагается, что формирование родоначальных расплавов последнего связано с процессами взаимодействия позднепалеозойского Сибирского плюма и древней континентальной коры [Rytsk et al., 2017]. Кроме того, возрастной интервал пород массива Бурпала находится в пределах значений для других щелочных комплексов, расположенных в пределах витимского сегмента Западного Забайкалья (рис. 6). Так, в период 306–290 млн лет формировались щелочные породы Мухальского, Верхнебурульзайского, Инолоктинского, Чининского, Зимовьечинского, Тучинского и Комского массивов [Doroshkevich et al., 2012a, 2012b; Doroshkevich, 2013; Izbrodin et al., 2020]. Считается, что генерация и внедрение первичных магм для этих щелочных комплексов могли быть вызваны активностью мантийного плюма и сопровождающимися процессами рифтогенеза [Yarmolyuk et al., 2013]. Становление этих комплексов совпало с известным максимумом проявления магматических процессов на современной территории Западного Забайкалья и Прибайкалья, в результате которого происходило формирование крупнейшего гранитоидного Ангаро-Витимского батолита, возраст которого оценивается в 314–285 млн лет [Litvinovsky et al., 2011; Khubanov et al., 2021, и ссылки в статье], и синхронного мантийного магматизма, представленного щелочно-базитовыми интрузивами [Tsygankov et al., 2016, и ссылки в статье]. При этом авторами отмечается ведущая роль щелочно-базитовых магм в гранитообразовании, а плюмовая модель согласуется с их внутриплитным характером [Tsygankov, 2014; Tsygankov et al., 2017; и др.]. Подтверждением этой модели является образование щелочных интрузий, одновозрастных с гранитами и базитами.

При этом исследователями отмечается ничтожная по объему доля базитового магматизма в Западном Забайкалье, как правило, представленного небольшими синплутоническими базитовыми интрузиями, комбинированными дайками, мафическими включениями в гранитоидах [Tsygankov et al., 2016; Khromykh et al., 2016]. Выяснение генетической связи между основными и щелочными породами имеет большое значение для установления условий формирования собственно щелочных сиенитовых массивов. Породы основного состава залегают главным образом далеко за пределами массива Бурпала, реже отмечаются во вмещающих его породах. Они представлены малочисленными дайками шонкинитов [Vladykin et al., 2014], габбро и диоритов и могут свидетельствовать о возможной генетической связи. Однако из-за отсутствия надежных геологических наблюдений (взаимоотношений) их позиция в определенной мере остается условной. Установленный возраст дайки габбро (проба Ю-1) 294±2 млн лет свидетельствует о субсинхронном образовании с породами массива, в частности с кварцевыми сиенитами и гранитами, что позволяет предполагать не только их возрастную, но и возможную генетическую связь.

Иные возрастные характеристики демонстрирует дайка диоритов (проба Ю-4). Ее возраст оценен как 607±4 млн лет. Значительный отрыв во времени (около 310 млн лет) от габбро не позволяет рассматривать их в составе единой серии. В это время в интервале 640–585 млн лет на данной территории [Makrygina et al., 1993; Amelin et al., 1997; Izokh et al., 1998; Rytsk et al., 2004, 2007] происходило образование пироксенит-габбро-норитовых, плагиогранитных, габбро-диорит-плагиогранитных интрузивных комплексов, кислых вулканитов и карбонатитов (Пограничное и Веселое проявления) [Doroshkevich et al., 2007a, 2007b; Ripp et al., 2009], формирование которых было связано с аккреционно-коллизионной стадией [Konnikov et al., 1999; Khain et al., 2003].

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты проведенных геохронологических исследований цирконов из основных разновидностей пород массива Бурпала ограничивают его кристаллизацию в довольно узком интервале 300–289 млн лет. Внедрение основной фазы массива, представленной щелочными и нефелиновыми сиенитами, происходило в период 300–294 млн лет. Диапазон значений возраста с 296 до 289 млн лет можно интерпретировать как становление кварцевых сиенитов и пород жильной фации. Время образования пород массива Бурпала совпадает с формированием нефелиновых сиенитов Сыннырского плутона и некоторых щелочных комплексов витимского сегмента Забайкалья, формирование которых связывают с воздействием плюма. Полученные датировки базитовых даек, которые пространственно ассоциируют с массивом, фиксируют два разновременных геологических события. Образование габбро (294±2 млн лет) субсинхронно с щелочными породами массива, а возраст, полученный по цирконам из диоритов (607±4 млн лет), позволяет говорить об отдельном геологическом событии.

8. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность В.В. Врублевскому и анонимному рецензенту за конструктивные замечания, способствовавшие улучшению статьи.

9. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

10. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1