МИНЕРАЛОГИЯ И ВОЗРАСТ КАРБОНАТИТОВ МАССИВА СРЕДНЯЯ ЗИМА (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)

1. ВВЕДЕНИЕ

Щелочно-ультраосновные карбонатитовые комплексы представляют собой многофазные интрузии, образование которых связывают с процессами генерации специфичных флюидизированных силикатно-карбонатных расплавов в нижней мантии в результате процессов метасоматоза и последующей дифференциации [Rock, 1986; Le Bas, 1987; Hamilton, Kjarsgaard, 1993; Dalton, Wood, 1993; Kogarko et al., 1995; Mitchell, 2005; Tappe et al., 2006; Guzmics, Zajacz, 2013; Abersteiner et al., 2020; Nosova et al., 2018, 2020; Doroshkevich et al., 2019, 2021, 2022]. Вместе с тем большинство таких комплексов являются рудоносными в плане промышленных содержаний редкометалльного сырья, что, несомненно, является стратегически важным приоритетом для горнодобывающей промышленности Российской Федерации.

В неопротерозое на рубеже порядка 650–630 млн лет вдоль южной окраины Сибирского кратона происходило внедрение целого ряда редкометалльных (Nb, Zr, Ta, U и REE) щелочных карбонатитовых массивов и комплексов, таких как Белая Зима, Средняя Зима, Чапа, Большая Тагна, Жидой, Веселое, Пограничное, Арбарастах и Ингили (рис. 1, а), образование которых связывают с эпохой проявления крупномасштабного внутриплитного магматизма и геотектоническими событиями завершающего этапа распада суперконтинента Родиния [Yarmolyuk et al., 2005; Kuzmin, Yarmolyuk, 2014; Metelkin et al., 2007; Li et al., 2008; Vrublevskii et al., 2003, 2011; Doroshkevich et al., 2016, 2022; Prokopyev et al., 2021, 2022; Salnikova et al., 2018; Stifeeva et al., 2023].

В настоящее время происходит накопление современной петрологической информации по неопротерозойским карбонатитовым массивам и комплексам Сибири. Вместе с тем получение геохронологических данных прецизионными методами датирования является весьма актуальной задачей, поскольку ограничивает интервал формирования этих комплексов, а также позволяет определить этапность и стадийность процессов образования щелочных пород. В данном контексте вопрос скрупулезного подхода к отбору и анализу минералов-хронометров для получения достоверных датировок, так же как и аккуратная интерпретация полученных возрастных характеристик, имеет очень важное значение в петрологическом аспекте образования щелочных карбонатитовых редкометалльных комплексов Сибири. Массив Средняя Зима не был датирован ранее, поэтому целью исследования является получение первых современных геохронологических данных по времени кристаллизации кальцитовых карбонатитов и корреляция полученного возраста с геохронологической историей образования щелочно-карбонатитовых комплексов и массивов юга Сибирского кратона в неопротерозое (Арбарастах, Белая Зима, Ингили и др).

2. ГЕОЛОГИЯ РАЙОНА

Щелочно-карбонатитовый массив Средняя Зима входит в состав Зиминского рудного района, расположенного в Восточном Саяне, в бассейне левых притоков р. Зима. Зиминский рудный район представляет собой потенциально промышленный объект на редкие металлы, такие как Ta, Nb, U и REE, а также содержит повышенные концентрации Pb, Zn и P [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Bagdasarov et al., 2001; Frolov et al., 2003]. В пределах Зиминского района выделяют несколько рудоносных комплексов: Белая Зима, Большая Тагна, Средняя Зима и Ярминское дайковое поле (рис. 1, а).

Щелочной карбонатитовый массив Средняя Зима приурочен к ядру антиклинальной складки и прорывает филлитовые сланцы и полимиктовые песчаники среднего протерозоя [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Bagdasarov et al., 2001; Frolov et al., 2003]. Массив вытянут в северо-западном направлении вдоль контролирующего разлома, северо-восточный контакт массива – тектонический (рис. 1, б). Геофизические данные показывают штокообразное строение массива, погружающегося на юго-запад под углом 65–85°.

В строении массива участвуют вытянутые и ориентированные в одном направлении останцы вмещающих пород, что в совокупности с морфологией массива в плане указывает на сложную систему линейно вытянутых интрузивных тел, последовательно внедряющихся в тектонически ослабленную зону [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Bagdasarov et al., 2001; Frolov et al., 2003]. Также в пределах массива проявлены свидетельства активных гидротермально-метасоматических преобразований в виде ореолов фенитизации на контакте щелочных пород массива с вмещающими породами (рис. 1, б). Выделяется два типа фенитов: фениты по сланцам и фениты по породам нефелин-пироксенового состава [Pozharitskaya, Samoilov, 1972]. Вмещающие породы представлены зелеными сланцами, гнейсовидными диоритами и биотитовыми гнейсами архея [Pozharitskaya, Samoilov, 1972].

Большая часть массива Средняя Зима сложена карбонатитами. Выделяют несколько разновидностей, сформировавшихся в последовательности кальцитовые карбонатиты – доломит-кальцитовые карбонатиты – анкеритовые карбонатиты (рис. 1, б) [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Bagdasarov et al., 2001; Frolov et al., 2003]. Пироксениты, мельтейгиты, ийолиты и нефелиновые сиениты на эрозионном срезе присутствуют в подчиненном количестве (рис. 1, б). Пироксениты сохранились в виде нескольких незначительных по размеру блоков среди карбонатитов, мельтейгитов и ийолитов. Мельтейгиты и ийолиты развиты в юго-восточной части массива и прослеживаются вдоль северо-восточного контакта [Pozharitskaya, Samoilov, 1972].

Нефелиновые сиениты развиты на всей площади массива, образуя многочисленные жильные и дайкообразные тела, ориентированные параллельно общей вытянутой структуре массива Средняя Зима (рис. 1, б). Основные разновидности сиенитов – лейкократовые биотитовые и пироксен-биотитовые нефелиновые сиениты [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Bagdasarov et al., 2001; Frolov et al., 2003]. Карбонатиты также образуют дайки и линейно вытянутые тела (рис. 1, б). Современные данные по петрографии, минеральному составу и геохронологии исследуемых карбонатитов приведены в следующих разделах.

3. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Определение минералогических, геохимических и изотопно-геохронологических характеристик карбонатитов Средняя Зима было проведено в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск).

Образцы, использованные для минералого-геохимических и геохронологических исследований, были отобраны в ходе полевых работ на массиве Средняя Зима в 2021 г. из естественных обнажений и керна разведочных скважин рудного объекта. Петрографическое и минераграфическое изучение пород щелочного массива Средняя Зима проводилось на микроскопе «Olympus BX51» с фотокамерой. Исследования текстурно-структурных характеристик и минералогического состава пород проводилось на сканирующем электронном микроскопе «TESCAN MIRA 3 LMU JSM-6510LV» с энергодисперсионной приставкой для микроанализа «X-Max Oxford Instruments».

Минеральный состав также определялся с помощью электронного микрозонда «JEOL JXA-8100 (режим WDS, 20 кВ, 15 нА, диаметр пучка 1–2 мкм). Для анализа большинства минералов использовался ток пучка 10 нА и ускоряющее напряжение 15 кВ; для оксидов Fe – Ti – 20 нА и 15 кВ; для монацита – 40 нА и 20 кВ, а для апатита – 10 нА и 20 кВ. Время анализа пиков составляло 16 с для основных элементов и 30–60 с для второстепенных элементов. Для калибровки в качестве стандартов использовались как природные минералы, так и синтетические минеральные фазы, при этом каждый элемент и пределы обнаружения (в ppm) были следующие: SiO₂ (Si, 158), рутил (Ti, 120), LiNbO₃ (Nb, 142), Sr-силикатное стекло (Sr, 442), альбит (Na, 176), ортоклаз (K, 182), Al₂O₃ (Al, 128), F-апатит (Ca, 115; P, 387; F, 477), Mn-гранат (Mn, 129), гематит (Fe, 148), CePO₄ (Ce, 236), LaPO₄ (La, 272), BaSO₄ (S, 178), NdPO₄ (Nd, 362), Cl-апатит (Cl, 74) и PrPO₄ (Pr, 401).

Катодолюминесцентная съемка (КЛ) зерен цирконов для отбора и подготовки для последующих исследований проводилась на электронном сканирующем микроскопе JSM-6510LV (Jeol Ltd) с системой регистрации катодолюминесценции Chroma CL2UV (Gatan Ltd).

Валовый состав пород определялся методом рентгенофлуоресцентного анализа на спектрометре ARL 9900XP (Termo Fisher Scientific) с оборудованием для пробоподготовки (индукционная печь Lifumat 2.0 Ox и пресс HERZOG HTP-40).

4. ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ КАРБОНАТИТОВ

Исследуемые карбонатиты Среднезиминского массива представлены кальцитовыми разновидностями (мас. %): 41.02–48.13 CaO, 1.30–2.17 MgO и 2.65–7.79 FeO. Содержание SiO₂ варьируется от 12 до 15 мас. %. Сумма щелочей – от 2.02 до 8.39 мас. %, Na₂O/K₂O – 0.48–0.68. Кальцитовые карбонатиты имеют мелко- и среднезернистую структуру, текстура породы – массивная, местами линейная (рис. 2).

Основной породообразующий минерал исследованных карбонатитов – кальцит (90–95 об. %) (рис. 2). Ко второстепенным (5–7 об. %) относятся биотит (3–4 об. %), фторапатит, нефелин, ильменит, а также вторичные полевые шпаты – альбит с калиевым полевым шпатом, хлорит, скаполит и цеолиты; сульфиды (1–2 об. %) представлены пиритом, пирротином и галенитом. Акцессорные минералы (до 1–2 об. %) – пирохлор, циркон, бурбанкит, магнетит, рутил, титанит, стронцианит и барит.

Кальцит в карбонатитах представлен мелко- и среднезернистыми агрегатами (рис. 2). Из особенностей химического состава следует отметить присутствие примеси MgO (до 0.38 мас. %), SrO (до 2.91 мас. %), FeO_t (до 3.13 мас. %) и MnO (до 2.05 мас. %) (Прил. 1, табл. 1.1).

Слюда представляет собой отдельные таблитчатые и удлиненные субидиоморфные кристаллы и агрегаты размером до 0.5–1.0 мм (рис. 2, а–в). Необходимо отметить высокую степень изменения минерала вторичными процессами (хлоритизация и замещение гидроокислами железа), что существенно затрудняет определение состава минеральных фаз. По химическому составу минерал относится к ряду флогопит – аннит (рис. 3) и схож с магматическими слюдами карбонатитов близковозрастных массивов Белая Зима и Арбарастах [Doroshkevich et al., 2016, 2022; Prokopyev et al., 2021]. Среди примесей в составе слюды карбонатитов Средняя Зима отмечается TiO₂ от 1.88 до 3.22 мас. %, MnO содержится до 1.16 мас. % (Прил. 1, табл. 1.2).

Апатит представлен субидиоморфными зернами и кристаллами призматического сечения размером до 0.5 мм (см. рис. 2, б, г). Кристаллы апатита претерпели частичное растворение, зональность по составу слабая (см. рис. 2, г). Состав минерала соответствует фторапатиту, в котором содержание фтора варьируется от 1.23 до 1.39 мас. % (Прил. 1, табл. 1.3). В апатите отмечается примесь SrO до 1.62 мас. % и Ce₂O₃ до 1.17 мас. % (Прил. 1, табл. 1.3). Состав фторапатита типичен для карбонатитов и схож с апатитами массивов Белая Зима и Арбарастах [Hogarth, 1989; Broom-Fendley et al., 2016; Chakhmouradian et al., 2017; Doroshkevich et al., 2016, 2022; Prokopyev et al., 2021].

Ильменит образует зернистые агрегаты в породе размером десятки – сотни микрон (см. рис. 2, в). В составе ильменита присутствуют примеси (мас. %): 3.49–0.92 MnO и до 0.31–1.90 CaO.

Нефелин в карбонатитах образует кристаллы призматического сечения, субидиоморфного облика, однако края зерен имеют отчетливо реакционные границы с кальцитом (см. рис. 2, д). Минерал практически нацело замещен смесью канкринита и минералов группы цеолитов. В нефелине повсеместно встречаются включения стронцианита, барита и бурбанкита по данным электронной микроскопии (см. рис. 2, д, е).

Из полевых шпатов в породе встречаются редкие ксеноморфные вкрапленники изометричных зерен плагиоклаза – практически чистого по составу альбита, в котором присутствуют включения калиевого полевого шпата, по составу относящегося к ортоклазу (Or_85–100) (см. рис. 2, г, з). Полевые шпаты имеют явно вторичный генезис и ассоциируют с гидротермально-метасоматической минерализацией (хлорит, скаполит, цеолит и др.).

Сульфиды в карбонатитах массива Средняя Зима представлены пиритом, пирротином и галенитом, которые образуют как отдельные микронные зерна-вкрапленники, так и зернистые агрегаты и микрожилы размером до первых миллиметров (см. рис. 2, з, и). По составу можно отметить вариации Fe/S в пирротине, по всей вероятности, связанные с изменением окислительно-восстановительных условий в среде (см. рис. 2, з).

Минералы бурбанкит (?), магнетит, рутил, стронцианит и барит образуются на гидротермальной стадии и представляют собой вкрапленные зерна и агрегаты размером десятки – сотни микрон (см. рис. 2, е, и). Бурбанкит зонален с вариациями редкоземельных элементов, среди которых преобладает Ce₂O₃ – до 7.78 мас. % (LREE₂O₃ – до 14.43 мас. %). Барит содержит примесь SrO – до 3.05 мас. %. В составе рутила присутствует примесь Nb₂O₅ – до 0.87 мас. %, что типично для гидротермальной минерализации карбонатитовых комплексов (например [Doroshkevich et al., 2019]).

Титанит в породе образуют призматические кристаллы, размером десятки микрон (см. рис. 2, е). Химический состав выдержан и близок к теоретическому.

Минералы группы пирохлора относятся к главным концентраторам ниобия в карбонатитах. Пирохлор представляет собой зональные идиоморфные зерна размером до 100 мкм (см. рис. 2, ж). Химический состав минерала характеризуется содержанием UO₂ до 6.36 мас. %, ThO₂ до 0.61 мас. %, Ta₂O₅ от 7.27 до 22.61 мас. %, Ce₂O₃ до 0.55 мас. % (Прил. 1, табл. 1.4). Также отмечается присутствие PbO до 1.26 мас. %, BaO до 0.99 мас. %, FeO_t до 0.4 мас. % и SrO до 2.90 мас. % (Прил. 1, табл. 1.4). Минерал можно отнести к разновидностям фторкальциомикролита [Atencio et al., 2010] с повышенным содержанием Ta и U, что характеризует специфику рудоносности массива Средняя Зима.

5. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЦИРКОНА

Циркон в кальцитовых карбонатитах массива Средняя Зима встречается в карбонатной матрице и представляет собой отдельные призматические кристаллы с дипирамидальным окончанием размером 200–600 мкм (рис. 4). По данным катодолюминесценции (КЛ) зерна цирконов имеют сложное строение. На КЛ снимках отчетливо выделяются две зоны (рис. 4): (1) темные участки, характеризующиеся слабым проявлением люминесцентных свойств с отсутствующей или, редко, слабовыраженной осцилляторной (магматической) зональностью, и (2) светлые, яркие в КЛ незональные участки перекристаллизации (преобразования) первичного циркона. На рис. 4 приведены КЛ-изображения цирконов с отмеченными точками, в которых проводились исследования редкоэлементного состава минерала методом LA ICP-MS: красные точки – анализ зон магматического циркона и синие точки – анализ зон перекристаллизации циркона (Прил. 1, табл. 1.4).

Нормированные на хондрит спектры распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) цирконов карбонатитов Средняя Зима имеют схожую конфигурацию графиков, однако содержание РЗЭ в магматических (первичных) цирконах на порядок выше по сравнению с цирконами зон перекристаллизации (в среднем 1743 и 156 ppm соответственно) (рис. 5; Прил. 1, табл. 1.5). Цериевая (Ce/Ce*) аномалия в магматических цирконах варьируется от 3.3 до 9.2, в цирконах зон перекристаллизации – от 2.3 до 18.6 (Прил. 1, табл. 1.5). По характеру распределения РЗЭ цирконы (магматические и вторичные) из карбонатитов массива Средняя Зима соответствуют цирконам магматического генезиса и сопоставимы с данными, к примеру, по щелочно-карбонатитовым комплексам Палабора (Африка) и Мад Танк (Австралия) [Hoskin, Schaltegger, 2003] (рис. 5).

Содержание других элементов в цирконах разных зон также различается (Прил. 1, табл. 1.5): содержание U в магматических и перекристаллизованных цирконах варьируется от 116 до 958 ppm и от 0.14 до 184 ppm, Th – от 375 до 13700 ppm и от 9 до 126 ppm соответственно. Содержание P составляет для магматических цирконов 65–99 ppm, для перекристаллизованных – 56–60 ppm. Содержание Ca в цирконах магматических и вторичных варьируется в диапазоне 139–288 ppm, Ti – 1.5–2.4 и до 46 ppm (Прил. 1, табл. 1.5). Также была проведена оценка температуры кристаллизации циркона по термометру Ti-в-цирконе [Watson et al., 2006], в результате которой был получен диапазон в 600–895 °C для магматических цирконов и 518–634 °C – для перекристаллизованных цирконов, что можно принять как нижние температурные границы их образования. Учитывая невысокую степень кристалличности циркона в карбонатите, можно сделать вывод о том, что цирконы подвергались гидротермально-метасоматическому преобразованию [Skublov et al., 2009].

6. ВОЗРАСТ ЦИРКОНОВ КАРБОНАТИТОВ

Для проведения изотопно-геохронологических исследований была отобрана минеральная фракция циркона из кальцитовых карбонатитов Среднезиминского массива, после чего была проведена катодолюминесцентная съемка для выделения представительных зерен, которые использовались для дальнейших исследований (рис. 6). Для определения возраста было продатировано 13 точек в восьми зернах циркона. Анализировались исключительно первичные (магматические) участки зерен цирконов (рис. 6).

Результаты U-Pb датирования цирконов карбонатитов Среднезиминского массива представлены в Прил. 1, табл. 1.6 и на рис. 7. По результатам датирования все 13 измерений характеризуются низкой дискордантностью изотопных отношений (менее 10 %) и образуют один возрастной кластер 637±4 млн лет (СКВО=3.5) (рис. 7).

7. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

7.1. Минералогические особенности карбонатитов

Состав минералов кальцитовых карбонатитов массива Средняя Зима коррелирует с данными по составу минеральных фаз карбонатитов близковозрастных массивов, таких как Белая Зима и Арбарастах [Doroshkevich et al., 2016, 2022; Prokopyev et al., 2021]. Составы слюд массивов Белая Зима и Арбарастах имеют тренд эволюции от флогопитового к тетраферрифлогопитовому, в то время как состав слюды карбонатитов Средней Зимы находится в начале этого тренда и имеет аннит-флогопитовый состав (см. рис. 3). Вместе с тем в массиве Средняя Зима существуют различные по составу и этапам внедрения карбонатитовые разности – более поздние доломит-кальцитовые и анкеритовые карбонатиты (см. рис. 1) [Doroshkevich et al., 2016].

Химический состав фторапатита карбонатитов Средней Зимы типичен для магматических апатитов карбонатитовых комплексов – наличие в составе примеси SrO и Na₂O изоморфного LREE₂O₃ [Hogarth, 1989; Broom-Fendley et al., 2016; Chakhmouradian et al., 2017] – и, как было отмечено ранее, соответствует составу фторапатитов массивов Белая Зима и Арбарастах [Doroshkevich et al., 2016, 2022; Prokopyev et al., 2021].

Ксеногенность зерен нефелина в составе карбонатитов Средняя Зима вполне объяснима его текстурно-структурными характеристиками (см. Раздел 4); вместе с тем в работах предыдущих исследователей отводится отдельная позиция для кристаллизации нефелина в щелочных породах массива Средняя Зима [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Bagdasarov et al., 2001; Frolov et al., 2003]. В работах исследователей нефелин описан в составе практически всех разновидностей пород, а также уделено особое внимание вторичному образованию нефелина в процессах «нефелинизации пироксенитов» [Pozharitskaya, Samoilov, 1972; Frolov, Belov, 1999; Frolov et al., 2003]. Нельзя также исключить наличие нефелина в качестве первичного минерала карбонатитов Средняя Зима. Для этого необходимы дополнительные исследования всех разновидностей карбонатитов, а также их щелочных силикатных комагматов.

Отдельное внимание необходимо уделить составу и строению исследованных цирконов. Структура цирконов свидетельствует о наличии двух типов (см. рис. 4). Скорее всего, магматические ядра цирконов с относительно высокими содержаниями РЗЭ, U и Th могли быть закристаллизованы во время образования карбонатитов при оцененных температурах выше 895 °C, а зоны перекристаллизации – при 520–630 °C – это свидетельство рекристаллизации циркона под воздействием остаточных карбонатитовых флюидов (?), обусловивших преобразование минерала. Тем не менее возраст магматического циркона в любом случае отражает время кристаллизации минерала и отвечает интервалу образования массива Средняя Зима.

7.2. Геохронология щелочно-карбонатитовых массивов

Полученный U-Pb возраст циркона из карбонатитов массива Средняя Зима – 637±4 млн лет – коррелирует с неопротерозойским этапом образования редкометалльных щелочно-карбонатитовых массивов и комплексов в пределах южной и юго-восточной окраины Сибирского кратона (см. рис. 1, а; рис. 8). К примеру, U-Pb возраст щелочных пород массива Ингили соответствует интервалу 654±4 млн лет [Yarmolyuk et al., 2005]. Огромный массив современных U-Pb и Ar-Ar геохронологических данных получен по щелочным породам массива Арбарастах и определяет интервал образования всех разновидностей пород массива в ~657–632 млн лет, при этом самые поздние дайки ультраосновных лампрофиров фиксируют интервал внедрения в 631.5±8.5 млн лет [Prokopyev et al., 2022; Doroshkevich et al., 2022] (рис. 8).

Сравнительно меньше по геохронологическим данным возраст массивов: Пограничного – 624±3 и 625±9 млн лет (Ar-Ar), Веселого (U-Pb) – 593±4 млн лет [Ripp et al., 2009] и Жидойского – 569–547 (Rb-Sr) [Morikiyo et al., 2000; Rasskazov et al., 2007] и 632±2 млн лет (U-Pb) [Yarmolyuk et al., 2005] (рис. 8). А возрасты комплексов и массивов: Белая Зима – 643±3 (U-Pb) [Yarmolyuk et al., 2005], 645±6 млн лет (Ar-Ar, [Doroshkevich et al., 2016] и U-Pb, [Salnikova et al., 2019]), Большая Тагна – 646–644±9 (Ar-Ar) и 640±11 (Sm-Nd) млн лет [Savelieva et al., 2022] и Чапинский – 650±2 (Rb-Sr, [Sobachenko et al., 1986]), 657±2 и 647±1 млн лет (U-Pb, [Sharygin et al., 2022]) в значительной степени близки к геохронологическим данным по Арбарастаху, Ингили и Средней Зиме и ложатся в интервал ~657–640 млн лет (рис. 8).

Таким образом, нельзя исключить наличие нескольких этапов импульсного внедрения щелочных карбонатитовых неопротерозойских комплексов и массивов юга Сибирского кратона в интервале ~657–632 млн лет и моложе, однако для более точных оценок временных интервалов необходимы дополнительные геохронологические исследования с использованием современных методов датирования и аккуратным подходом к выбору минерала-хронометра.

7.3. Связь с тектоническими процессами

По данным [Yarmolyuk et al., 2005], формирование неопротерозойских щелочных карбонатитовых комплексов связано с плюмовым процессом и распадом суперконтинента Родиния. Важно отметить, что неопротерозойские кимберлиты, ультраосновные лампрофиры и карбонатиты (680–540 млн лет) широко распространены вдоль северной и восточной окраины Лаврентии (Северная Америка и Гренландия) и также были образованы во время распада Родинии (например [Tappe et al., 2006; и ссылки в данной работе]). Известно, что распад суперконтинента сопровождался образованием роев долеритовых даек, расслоенных базит-ультрабазитовых комплексов и гранитоидов на юго-западной и южной окраине Сибирского кратона в период 780–725 млн лет (Иркутская изверженная провинция), а также роев даек Франклина в интервале 727–721 млн лет в Северной Лаврентии [Sklyarov et al., 2003; Yarmolyuk et al., 2005; Nozhkin et al., 2008; Ernst, Hamilton, 2009; Gladkochub et al., 2010; Marfin et al., 2021]. Ряд исследователей объясняют, что эти комплексы были образованы в результате плюмовой активности [Yarmolyuk et al., 2005; Nozhkin et al., 2008; Ernst, Hamilton, 2009; Marfin et al., 2021].

Разрыв между магматическими событиями 780–725 и 657–632 млн лет значителен и, по-видимому, коррелирует с различными стадиями распада и эволюции суперконтинента Родиния [Metelkin et al., 2007; Li et al., 2008; и ссылки в данной работе]. Можно предположить, что щелочной магматизм на рубеже 657–632 млн лет, вероятно, контролировался тектоническими процессами, не связанными с плюмовой активностью, сопровождавшей формирование таких крупных изверженных провинций, как Иркутская и одновозрастная Франклин в Северной Лаврентии на рубеже 780–725 млн лет. Кроме того, низкие степени частичного плавления щелочных и карбонатитовых расплавов не требуют существенного тепла мантии [Foley et al., 2009]. Подобные проявления близковозрастного щелочно-ультраосновного, карбонатитового и кимберлитового магматизма (трубки Ренард) на рубеже 680–540 млн лет фиксируются для Гренландии и территории Северной Америки и также объясняются тектономагматическими рифтогенными событиями вследствие распада суперконтинента Родиния [Tappe et al., 2014].

Некоторые авторы предполагают, что движение плит при распаде континентов может быть одним из наиболее важных факторов, инициирующих подъем кимберлитовых, лампрофировых, щелочных и карбонатитовых расплавов из конвектирующей верхней мантии, которые продуцируют близкие по возрасту щелочные комплексы [Moore et al., 2008; Jelsma et al., 2009; Chalapathi Rao et al., 2013; Tappe et al., 2017]. В работе [Tappe et al., 2006] была предложена многостадийная модель плавления мантии с образованием расплавов для неопротерозойского щелочного карбонатитового комплекса Айлик Бэй (Лабрадор) под зарождающейся рифтогенной областью Северо-Атлантического кратона. В результате раскола и рифтогенеза астеносфера поднимается на неглубокие уровни под окраиной кратона с переходом кратонной геотермы на более высокотемпературный уровень. Это приводит к низкой степени частичного плавления в условиях присутствия СО₂ и сопровождается образованием карбонатитоподобной фракции расплава, формирующей при подъеме карбонат-флогопитовые жилы. Продолжающееся перемещение кратонной геотермы вверх позволяет переплавлять эти жилы (карбонат-флогопитовый метасоматоз в мантии), а образовавшиеся высококалиевые силикатно-карбонатные расплавы просачиваются в мантийный перидотит, вызывая его плавление и образование щелочного силикатного расплава, богатого карбонатами. Можно допустить, что подобный механизм мог быть проявлен при формировании первичных расплавов для неопротерозойских щелочных карбонатитовых комплексов и массивов юга Сибирского кратона.

8. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Исследованные карбонатиты щелочного массива Средняя Зима относятся к кальцитовым карбонатитам. Основным породообразующим минералом карбонатитов является кальцит. Второстепенные минералы представлены биотитом ряда аннит – флогопит, фторапатитом, нефелином, ильменитом, пиритом, пирротином, галенитом, а также вторичными полевыми шпатами – альбитом и калиевым полевым шпатом. Акцессорные минералы карбонатитов – пирохлор, циркон, бурбанкит, магнетит, рутил, титанит, стронцианит и барит. Вторичные минералы представлены хлоритом, скаполитом и цеолитами. Химический состав магматических минералов карбонатитов Средней Зимы (слюда, фторапатит, пирохлор, циркон и др.) схож с таковым минералов близковозрастных щелочных карбонатитовых массивов, таких как Белая Зима и Арбарастах.

Структурные особенности и микроэлементый состав циркона карбонатитов показали наличие двух зон – магматических и участков перекристаллизации, образование которых, по всей вероятности, происходило на этапе кристаллизации карбонатитов и в результате поздне- и постмагматических процессов. Возраст магматического циркона по данным U-Pb датирования составляет 637±4 млн лет, что совпадает с интервалом образования щелочных карбонатитовых редкометалльных комплексов и массивов южной и юго-восточной окраины Сибирского кратона. Их формирование связано с завершающим этапом распада суперконтинента Родиния.

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