Эффективным инструментом изучения геологической истории массивов магматических пород является применение различных геохронологических методов к сформированным на глубине породам. Термохронологический подход основывается на использовании изотопных систем, характеризующихся различной температурой закрытия [Hodges, 2004]: U-Pb по циркону (температура закрытия, Tc ~900 °С), ⁴⁰Ar/³⁹Ar по амфиболу (Tc ~550 °С), по биотиту, мусковиту (Tc ~330 °С), полевому шпату/плагиоклазу (Tc ~250 °С), трековое датирование по апатиту (Tc ~110 °С). С учетом усредненного температурного градиента в 25–30 °С/км сравнение результатов геохронологических исследований различных минералов с температурой их закрытия позволяет оценить последовательно глубину залегания пород, получить информацию о метаморфической истории пород на стадии подъема, охлаждения, о возрасте средне- и низкотемпературных тектонических событий, времени формирования и выведения к поверхности плутонических пород. Но концепция температур закрытия, как и применение диффузионных моделей к реальным геологическим объектам, также имеет серьезные ограничения. Температура закрытия для дочернего изотопа в минерале определяется как результат медленного, равномерного охлаждения монокристалла известной простой формы [Dodson, 1973]. Уравнение Додсона описывает диффузию по направлению от центра объекта к внешней поверхности (объемная диффузия) и не может быть применено при наличии нарушений структуры или других неоднородностей, которые практически всегда встречаются в реальных геологических объектах. В попытке точнее описать диффузию в природных минералах была предложена концепция множественных диффузионных доменов (MDD) [Lovera et al., 1989; Harrison, Lovera, 2014]. Независимые домены контролируют диффузию как в естественных условиях, так и в ходе лабораторных экспериментов. Помимо отдельных доменов, существуют пути, обеспечивающие почти мгновенное удаление диффундирующего аргона, а взаимодействие между доменами отсутствует. Ряд исследователей придерживается точки зрения, что полевые шпаты должны осторожно применяться для термохронологических исследований, так как наиболее важные процессы, приводящие к потере и перераспределению аргона, в том числе при взаимодействии с флюидом, происходят при температурах ниже солидуса, вплоть до приповерхностных, а объемная диффузия играет подчиненную роль [Parsons et al., 1999; Harrison et al., 2010; Villa, Hanchar, 2013; Spikings, Popov, 2021].

Бурпалинский массив относят к позднепалеозойской Северо-Байкальской щелочной провинции [Zhidkov, 1961]. Щелочная провинция приурочена к области сочленения Сибирского кратона и Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) и включает в себя такие известные объекты, как Сыннырский, Южно-Сакунский и Тасский массивы, а также ряд малых массивов (Акит, Манюкан, Гилинда, Гоуджикит и др.) Оценки возраста образования Сыннырского и Тасского массивов составляют 289±3 (U-Pb по циркону) и 286±4 млн лет (U-Pb по циркону) соответственно [Izbrodin et al., 2017; Rytsk et al., 2017]. Бурпалинский массив сформировался в интервале 298–291 млн лет (U-Pb по цирконам [Kotov et al., 2013; Izbrodin et al., 2024; Starikova et al., 2024]). Формирование щелочных массивов Северо-Байкальской провинции синхронно с обширными проявлениями позднепалеозойскоко магматизма в забайкальском сегменте ЦАСП, в том числе пород Ангаро-Витимского батолита и щелочных комплексов Витимской провинции (становление интрузий региона происходило в интервале 320–280 млн лет) [Litvinovsky et al., 1999; Tsygankov et al., 2007, 2017; Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020; и др.]. Генезис позднепалеозойских основных и кислых пород связывается с моделью активной континентальной окраины [Rytsk et al., 1998; Zorin, 1999; Donskaya et al., 2013], постколлизионной моделью [Tsygankov et al., 2010; Litvinovsky et al., 2011]. Ряд исследователей предполагает, что специфика позднепалеозойского магматизма Забайкалья определяется совмещением влияния мантийного плюма и событий завершающей стадии герцинской орогении [Yarmolyuk et al., 1997, 2014; Litvinovsky et al., 1999; Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020].

В данной статье представлены результаты исследования пород массива – щелочных, кварцевых и нефелиновых (с REE-Nb-Zr-минерализацией) сиенитов. Дана краткая геологическая характеристика массива, приведены результаты петрографических исследований, показаны результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования мономинеральных фракций – полевых шпатов, амфибола и флогопита. Проведено сравнение полученных результатов с имеющимися U-Pb данными, построена модель тектонической эволюции массива.

⁴⁰Ar/³⁹Ar датирование производилось по мономинеральным фракциям, отбор которых проводился вручную под бинокулярной лупой из фракции 0.3–0.1 мм измельченного образца. Облучение проб было проведено в кадмированном канале научного реактора ВВР-К типа в Научно-исследовательском институте ядерной физики (г. Томск). Градиент нейтронного потока за период облучения не превышал 0.5 % в размере образца. В качестве монитора используется стандартный K/Ar образец мусковит МСА-11 (ОСО № 129-88), подготовленный Всесоюзным научно-исследовательским институтом минерального сырья Министерства геологии СССР в 1988 г. Для его калибровки в качестве ⁴⁰Ar/³⁹Ar монитора использовались международные стандартные образцы мусковита Bern 4m (18.51±0.04 млн лет) [Baksi et al., 1996]. По результатам калибровки в качестве возраста мусковита МСА-11 было принято среднее значение, которое составило 311.0±1.5 млн лет.

Значение полной постоянной распада ⁴⁰K, в соответствии с работой [Steiger, Jäger, 1977], принималось равным 5.543·10⁻¹⁰ год⁻¹. Исследователи уже довольно длительное время проводят расчеты по уточнению константы распада К, основываясь на разных подходах: данных по активности [Min et al., 2000]; калибровке ⁴⁰Ar/³⁹Ar результатов с использованием других изотопных систем, в частности U/Pb [Renne et al., 2010]; экспериментальных значениях, полученных, в том числе, LSC методом [Grau Malonda, Grau Carles, 2002; Kossert, Günther, 2004; Kossert et al., 2022; Stukel et al., 2023]. «Уточненные» константы распада (кроме работы [Min et al., 2000], где она определена с довольно высокой ошибкой) дают «удревнение» возраста по сравнению с «конвенциальной» константой [Steiger, Jäger, 1977] на 1.0–1.5 %. Несмотря на высокий уровень исследований и значительное количество публикаций по этой теме, ни одно из «уточненных» значений не является общепризнанным в геохронологическом сообществе и работы продолжаются [Carter et al., 2025]. Авторы статьи будут придерживаться «конвенциального» значения [Steiger, Jäger, 1977] в своих расчетах и приводят таблицу исходных изотопных отношений, чтобы заинтересованные исследователи имели возможность пересчитать конечный возраст с другими константами распада.

Холостой опыт по определению ⁴⁰Ar (10 мин при 1200 °С) не превышал 5·10⁻¹⁰ нсм³. Очистку аргона производили с помощью Ti- и ZrAl-SAES-геттеров. Дополнительная очистка осуществлялась с помощью кварцевого «аппендикса», погруженного в жидкий азот. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы «Микромасс» (Англия). Для коррекции на изотопы ³⁶Ar, ³⁷Ar, ⁴⁰Ar, полученные при облучении Ca, K, использованы следующие коэффициенты: (³⁹Ar/³⁷Ar)Ca=0.000891±0.000005, (³⁶Ar/³⁷Ar)Ca=0.000446±0.000006, (⁴⁰Ar/³⁹Ar)K=0.089±0.001. Среднее значение отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar на период измерений составило 295.5±0.5. Нагревание образца происходило в кварцевом реакторе, помещенном в резистивную печь. Датирование производилось методом ступенчатого прогрева. Контроль температуры осуществлялся посредством хромель-алюмелевой термопары. Точность регулировки температуры составляла ±1 °С. Возрастные спектры построены с использованием макроса ISOPLOT 3.41d [Ludwig, 2003].

Петрографическое изучение пород щелочного интрузива проводилось на микроскопе Olympus BX51 с фотокамерой. Исследования макроэлементного состава 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. SEM исследования проводились при напряжении 20 кВ, токе зонда 1600 нА, время набора спектра на кобальте при количественной оптимизации – 40 с, живое время набора спектров на образцах – 20 с. Предел обнаружения для большинства элементов составлял 0.2–0.3 % (3σ критерий), но мог достигать 0.5–0.8 % и более в случае наличия спектральных наложений, а также использования L-серии характеристического излучения для определения «тяжелых» (Z>72) элементов. Погрешность определения основных компонентов (C>10–15 %) обычно не превышает 1 отн. %. Погрешность определения компонентов с концентрацией 1–10 % лежит в диапазоне 2–6 отн. % и обычно не превышает 10 отн. %.

Бурпалинский массив представляет собой концентрически-зональную интрузию центрального типа (рис. 1) площадью около 250 км². Вмещающими породами являются терригенные отложения холоднинской свиты вендского возраста – слабометаморфизованные песчаники, алевропесчаники и алевролиты с редкими прослоями известняков. Внешняя часть массива сложена кварцевыми сиенитами, центральная – щелочными и нефелиновыми сиенитами. Согласно [Vladykin et al., 2014] основной объем пород массива образовался в результате дифференциации внедрившейся щелочной магмы in situ. Контакты сиенитов со вмещающими породами холоднинской свиты резкие, интрузивные. Породы интенсивно ороговикованы, вплоть до образования кордиеритовых и биотитовых роговиков. Мощность зон ороговикования достигает 50–100 м. Выделяют несколько фаз внедрения: пуласкиты, нефелиновые и щелочные сиениты и кварцевые сиениты (рис. 1) [Vladykin et al., 2014; Vladykin, Sotnikova, 2017]. Жильная фаза представлена мелко- и среднезернистыми нефелиновыми и щелочными сиенитами, эвдиалит-содалитовыми сиенитами, редкометалльными пегматитами и щелочными гранитами. Выходы пород жильной фазы занимают до 30 % площади массива. Среди пород жильной фазы Бурпалинского массива отмечается дайка средне- и крупнозернистых апатит-флюоритовых пород мощностью от 10 м и протяженностью до 1 км. Эта дайка пересекает щелочные сиениты главной фазы и, в свою очередь, пересекается жилой аляскита [Vladykin et al., 2014]. Контакты дайки с вмещающими породами резкие. Лейкограниты (аляскиты) и щелочные граниты образуют многочисленные дайки мощностью 1–100 м и протяженностью от 200 м до нескольких километров [Vladykin et al., 2014]. Редкометалльная минерализация связана с нефелиновыми и щелочными сиенитами, а также с наложенными метасоматическими процессами. Наиболее благоприятными структурами для развития метасоматоза являются тектонические зоны, проходящие по контакту роговиков и щелочных пород массива, а также между интрузивными породами. Тектонические зоны имеют крутое С-В падение и прослеживаются на 3–4 км [Portnov, Nechaeva, 1967]. Метасоматиты отмечаются в виде маломощных (от первых сантиметров до 20 м и более) жилоподобных зон, которые прослеживаются на значительные расстояния. Они представлены альбититами, эгиринитами, эгирин-микроклиновыми образованиями и их разновидностями и несут комплексную уран-торий-редкометалльную минерализацию [Izbrodin et al., 2024].

⁴⁰Ar/³⁹Ar датирование проведено в минералах из разновидностей пород массива, которые включают нефелиновые, щелочные и кварцевые сиениты. Ниже представлена их петрографическая характеристика и краткое описание датируемых образцов.

Нефелиновые сиениты. Представляют собой нефелинсодержащие и нефелин-нормативные мелко- и среднезернистые породы с массивной и трахитоидной текстурой. Породы сложены преимущественно калиевым полевым шпатом (~40–50 об. %), клинопироксеном (~15–20 об. %), нефелином (~ 10 об. %), часто присутствует содалит (~10 об. %). В качестве второстепенных минералов отмечается слюда (~5–10 об. %), амфибол (~2–7 об. %) и плагиоклаз (~4–5 об. %). Из акцессорных минералов встречаются циркон, фторапатит, алланит-(Ce), лопарит-(Ce), флюорит, ловенит и ассоциирующие с темноцветными минералами – магнетитом, пирофанитом и титанитом. Клинопироксен подразделяется на два типа: клинопироксен I типа, более ранний, встречается в виде аллотриоморфных зерен размером до 0.2 мм, обычно пойкилитово включенных в амфибол, реже среди зерен полевого шпата; клинопироксен II типа, относительно более поздний, образует идиоморфные удлиненные зерна, ориентированные в одном направлении, что также придает породе трахитоидность. Размер зерен составляет в среднем 0.10×0.05 мм. Амфибол образует аллотриоморфные выделения, насыщенные множеством включений, представленных клинопироксеном, слюдой, титанитом и апатитом. Зерна калиевого полевого шпата образуют взаимные заливообразные прорастания с темноцветными минералами или ксеноморфны по отношению к ним, часто вытянуты в одном направлении, что придает породе трахитоидность. Плагиоклаз (альбит) занимает интерстициальное положение между субизометричными зернами калиевого полевого шпата, содержащего пертиты альбита. Слюда представлена флогопитом и обычно образует пойкилитовые включения в пироксене, а также вкрапленники в полевошпатовой основной массе. Составы слюд находятся в поле от флогопита до тайнолита и характеризуются высоким содержанием фтора [Malyutina et al., 2025].

Исследуемый образец Рз 3-1 представляет собой нефелиновый мелкозернистый сиенит с такситовой текстурой и REE-Nb-Zr-минерализацией. Порода характеризуется следующими содержаниями минералов: калиевый полевой шпат – 40 об. %, клинопироксен – 20 об. %, слюда – 15 об. %, плагиоклаз – 10 об. %, нефелин – 8 об. %, содалит – 3 об. %, циркон – 2 об. %, пирохлор, апатит – менее 1 об. %. Размер зерен КПШ не превышает 0.3 мм. Гипидиоморфные таблитчатые кристаллы альбита имеют размеры, сопоставимые с КПШ. Мелкие чешуйки слюды равномерно распределены в породе, их размер не превышает 0.4 мм. Слюда имеет состав фторфлогопита [Malyutina et al., 2025]. Коричневатые идиоморфные дипирамидальные кристаллы циркона имеют разнообразный размер – от 0.01 мм до 0.1 мм. Бесцветные гипидиоморфные и аллотриоморфные кристаллы апатита характеризуются призматической формой с прямоугольными и изометричными сечениями в шлифе длиной до 0.15 мм при ширине 0.1 мм.

Щелочные сиениты. Представляют собой мелко- и среднезернистые породы, сложенные калиевым полевым шпатом (до 70 об. %), щелочным амфиболом (~10–15 об. %), клинопироксеном (~5–10 об. %), плагиоклазом (~7–9 об. %) и слюдой (~5–8 об. %). Акцессорные минералы представлены цирконом, фторапатитом, флюоритом и титанитом. Клинопироксен из щелочных сиенитов также можно подразделить на два типа. Первый тип представлен идиоморфными крупными реликтовыми зернами размером до 1 мм, частично замещенными амфиболом и слюдой (флогопитом). Второй тип образует аллотриоморфные выделения размером до 0.7 мм и встречается в парагенезисе с щелочным амфиболом. Амфибол проявлен в структурах замещения клинопироксена и в сингенетических срастаниях с клинопироксеном, образует субидиоморфные, часто зональные зерна. Амфибол варьируется по составу от ферропаргасита и ферроэденита до ферроэкерманнита и ферронибоита [Malyutina et al., 2025]. Зерна калиевого полевого шпата преимущественно ксеноморфны по отношению к пироксену и амфиболу, иногда вытянуты в одном направлении, что придает породе трахитоидность. Плагиоклаз, представленный альбитом, занимает интерстициальное положение между субизометричными зернами калиевого полевого шпата [Malyutina et al., 2025].

Изученный щелочной сиенит БрЗ 5-3 (рис. 2, а) представляет собой полнокристаллическую среднезернистую породу, сложенную преимущественно калиевым полевым шпатом (72 об. %), плагиоклазом (14 об. %) и клинопироксеном (7 об. %). В качестве второстепенного минерала отмечается щелочной амфибол (до 4 об. %). Из акцессорных минералов встречается титанит, циркон, магнетит и апатит. Удлиненные таблитчатые гипидиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата ксеноморфны относительно клинопироксена. Калиевый полевой шпат содержит примеси BaO до 1 мас. % [Malyutina, 2025]. Размер кристаллов достигает в длину 3 мм при ширине 1 мм. Плагиоклаз (альбит) встречается вдоль границ зерен калиевого полевого шпата. Длина зерен клинопироксена достигает 2 мм при ширине 0.7 мм. Минерал содержит многочисленные включения зерен апатита. Гипидиоморфные удлиненные призматические зерна щелочного амфибола размером до 1.0×0.4 мм содержат включения апатита, реже – титанита.

Образец щелочного сиенита БрЗ 5-4 (рис. 2, б) представляет собой полнокристаллическую мелкозернистую лейкократовую породу с вкраплениями меланократовых минералов. Порода сложена калиевым полевым шпатом (75 об. %) и плагиоклазом (альбит) (20 об. %). Таблитчатые идиоморфные и гипидиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата достигают размера 2.0×0.5 мм. По составу калиевый полевой шпат практически чистый, отмечается содержание BaO до 1 мас. % [Malyutina, 2025]. Плагиоклаз (альбит) встречается вдоль границ зерен калиевого полевого шпата. В качестве второстепенных минералов в породе отмечается присутствие клинопироксена (2 об. %) и щелочного амфибола (2 об. %), амфибол имеет состав ферроэкерманнита [Malyutina et al., 2025]. Из акцессорных минералов встречается флюорит, единичные зерна циркона, апатита, магнетита и титанита. Гипидиоморфные призматические зерна апатита характеризуются размером до 0.1 мм.

Образец щелочного сиенита БрЗ 5-11 (рис. 2, в) близок к образцу БрЗ 5-4 по минеральному составу и содержанию минералов, но отличается среднезернистой структурой.

Кварцевые сиениты представлены среднезернистыми массивными породами и сложены преимущественно калиевым полевым шпатом (~60 %), плагиоклазом (~15 %) и амфиболом (~15 %). В качестве второстепенных минералов отмечаются кварц (~1–10 %) и реликтовый клинопироксен (диопсид). Акцессорные минералы представлены магнетитом, пирофанитом, титанитом, фторапатитом, цирконом, алланитом-(Ce). Клинопироксен встречается в виде реликтовых зерен, окруженных каймой щелочного амфибола и частично замещенных мелкозернистым агрегатом амфибола и слюды. Амфибол образует гипидиоморфные зерна размером до 1 см, частично замещенные по краям и трещинам спайности эпидотом и хлоритом. Слюда (флогопит) образует редкие мелкие (до 20–30 мкм) включения в измененных клинопироксене и амфиболе.

Полевошпатовый агрегат, слагающий основной объем породы, отличается незакономерными и заливообразными прорастаниями микроклина и альбита-олигоклаза и отсутствием ярко выраженных пертитов [Malyutina et al., 2025].

Изученный образец кварцевого сиенита К-14 (рис. 2, г) представляет собой полнокристаллическую мелкозернистую породу, сложенную преимущественно КПШ (60 об. %), плагиоклазом (15 об. %), амфиболом (15 об. %) и слюдой (5 об. %). В качестве второстепенных минералов отмечается клинопироксен (2 об. %), кварц (2 об. %). Из акцессорных минералов встречается титанит, апатит, циркон, магнетит (до 1 об. % суммарно). Размер зерен КПШ достигает 1.5 мм при ширине 0.5 мм. КПШ чистый, без примесей. Гипидиоморфные таблитчатые кристаллы плагиоклаза имеют размеры, сопоставимые с КПШ. Плагиоклаз представлен альбитом с содержанием анортитовой составляющей до 25 %. Гипидиоморфные удлиненные призматические зерна амфибола (эденит) имеют размер до 1.0×0.4 мм. Они содержат включения титанита и рудного минерала. Размер чешуек слюды варьируется от 0.1 до 1 мм. В качестве включений слюда содержит мелкие зерна титанита, апатита, циркона. Титанит формирует коричневатые идиоморфные зерна размером от 0.01 мм до 0.40 мм. Бесцветные гипидиоморфные и аллотриоморфные кристаллы апатита характеризуются призматической формой с прямоугольными и изометричными сечениями, длиной до 1.2 мм при ширине 0.6 мм.

Возрастной спектр калиевого полевого шпата из образца щелочного сиенита Бр3 5-4 (рис. 3, а; Прил. 1, табл. 1.1) представлен одиннадцатью ступенями. Шесть среднетемпературных ступеней, отвечающих 60 % от выделенного в ходе эксперимента ³⁹Ar, могут быть объединены в возрастное плато. По возрастному плато можно оценить возраст закрытия K-Ar изотопной системы в исследуемом образце – 280.6±3.2 млн лет.

Амфибол из щелочного сиенита Бр3 5-4 (рис. 3, б; Прил. 1, табл. 1.1) образует возрастной спектр, насчитывающий восемь ступеней. Три среднетемпературные ступени, включающие более 61 % от выделенного ³⁹Ar, формируют возрастное плато со средневзвешенным возрастом 297.9±4.0 млн лет.

Возрастной спектр калиевого полевого шпата из щелочного сиенита Бр3 5-3 состоит из десяти ступеней (рис. 3, в; Прил. 1, табл. 1.1). Семь средне- и высокотемпературных ступеней образуют возрастное плато, отвечающее более 71 % от выделенного в ходе эксперимента ³⁹Ar. Возраст закрытия изотопной системы, согласно выделенному плато, составляет 274.0±6 млн лет.

Калиевый полевой шпат из образца щелочного сиенита Бр3 5-11 формирует возрастной спектр, состоящий из двенадцати ступеней (рис. 3, г; Прил. 1, табл. 1.1). Семь средне – высокотемпературных ступеней объединены в возрастное плато, включающее более 65 % от выделенного в ходе эксперимента ³⁹Ar. Возраст закрытия K-Ar изотопной системы в полевом шпате может быть оценен как 277.4±6 млн лет в соответствии с этим плато.

Возрастной спектр калиевого полевого шпата из кварцевого сиенита К-14 включает девять ступеней (рис. 3, д; Прил. 1, табл. 1.1). Шесть высокотемпературных ступеней, отвечающих почти 84 % от выделенного в ходе эксперимента ³⁹Ar, образуют возрастное плато со средневзвешенным возрастом 283.0±6 млн лет.

Образец флогопита Рз 3-1 из рудного нефелинового сиенита массива Бурпала в ходе ³⁹Ar/⁴⁰Ar эксперимента показал спектр, состоящий из шести ступеней (рис. 3, е; Прил. 1, табл. 1.1). Четыре среднетемпературные ступени, включающие 65.5 % от выделенного аргона, могут быть объединены в возрастное плато, отвечающее интервалу закрытия изотопной системы – 301.2±3.6 млн лет.

По результатам проведенных ³⁹Ar/⁴⁰Ar изотопных измерений диапазон закрытия K-Ar изотопных систем полевых шпатов, слюд и амфиболов пород массива Бурпала составляет 274–301млн лет. Отдельно стоит отметить более поздний интервал закрытия K-Ar изотопной системы в полевых шпатах кварцевых и щелочных сиенитов – 274–283 млн лет (рис. 4), в то время как время закрытия K-Ar изотопной системы в амфиболе (см. рис. 3, б) щелочного сиенита и флогопите рудного нефелинового сиенита с REE-Nb-Zr-минерализацией (см. рис. 3, е) составляет 298±4 млн лет и 301±4 млн лет соответственно. Опубликованные результаты геохронологических исследований цирконов из основных разновидностей пород массива Бурпала ограничивают его кристаллизацию в довольно узком интервале – 300–289 млн лет [Kotov et al., 2013; Izbrodin et al., 2024; Starikova et al., 2024]. 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 и кварцсодержащих сиенитов, пород жильной фации [Izbrodin et al., 2024]. U-Pb возраст для цирконов из фенитов (295±3 млн лет) согласуется с возрастом образования магматических пород Бурпалинского массива [Starikova et al., 2024]. Согласно работе [Starikova et al., 2024] рассчитанная температура образования цирконов по геотермометру Ti в цирконе составила для кварцевых сиенитов – 830±30 °С, щелочные и фельдшпатоидные сиениты имеют температурный интервал образования 680–750 °С. Температура образования кайм цирконов из щелочных сиенитов составляет 580–715 °С. Также в щелочных сиенитах присутствуют зерна циркона, характеризующиеся пятнистым, часто пористым, строением; их образование, вероятно, связано с процессами растворения – переотложения при активном участии флюида. Оценка температуры образования этих цирконов составляет 570–760 °С [Starikova et al., 2024].

Время закрытия K-Ar изотопной системы в амфиболе и флогопите пересекается с интервалом образования цирконов этих пород. Таким образом, можно предположить образование этих минералов на глубине, где температура ниже 550 °С, или же породы относительно быстро достигли этой глубины. В ходе комплексного изучения породообразующих минералов Бурпалинского щелочного массива по различным его участкам [Malyutina et al., 2025] была проведена оценка пригодности минеральных ассоциаций для термобарометрического анализа. Установлено, что информативные пары минералов, необходимые для реконструкции условий кристаллизации магматических пород, присутствуют в кварцевых и кварцсодержащих сиенитах. Для проведения термобарометрических расчетов были отобраны образцы кварцевых сиенитов, содержащие идиоморфные или близкие к идиоморфным кристаллы кальциевого амфибола, характеризующиеся минимальным количеством включений и демонстрирующие текстурные признаки равновесия с плагиоклазом. Давление кристаллизации было оценено с использованием Al-в-амфиболе барометра [Anderson, Smith, 1995]. Полученные значения давления находятся в диапазоне 2.8–3.2 кбар (Прил. 2, табл. 2.1), что соответствует глубине формирования порядка 10 км. Если принять средний геотермальный градиент 25–30 °C/км, то глубине образования пород соответствует температура более 250–300 °С, что выше температуры закрытия K-Ar изотопной системы в полевых шпатах (200–250 °С [Hodges 2004]), ниже температуры закрытия в амфиболе (550 °С) и близко к температуре закрытия в биотите (330 °С). Отчетливо фиксирующийся кластер возрастов полевых шпатов (274–283 млн лет; рис. 4) показывает, что в этом интервале породы массива достигли глубины 7–8 км, где и произошло закрытие изотопной системы минерала.

Геохронологические данные для пород массива Бурпала показывают согласованность проявления магматизма Северо-Байкальской щелочной провинции и Ангаро-Витимского батолита. По результатам ³⁹Ar/⁴⁰Ar исследований закрытие изотопной системы биотита гранитоидов Ангаро-Витимского батолита растянуто во времени на 120 млн лет, в то время как закрытие изотопных систем калиевого полевого шпата/плагиоклаза (Tc ~200–250 °С) на всех исследованных участках фиксируется в узком интервале – 170–140 млн лет (поздняя юра – ранний мел). Этот рубеж соответствует прохождению пород Ангаро-Витимского батолита на уровне глубины 7–8 км [Travin et al., 2023]. На основе результатов исследования детритовых цирконов бассейна р. Ангаракан (северо-западная часть Ангаро-Витимского батолита), водосборная площадь которого сложена в основном гранитоидами баргузинского комплекса, четко фиксируется позднепалеозойский этап с максимумами плотности вероятности 315 и 285 млн лет [Tsygankov et al., 2023]. Детритовые зерна циркона в дельте р. Селенги, водосборный бассейн которой покрывает существенную часть Ангаро-Витимского батолита, дают резкий доминирующий пик 290 млн лет, что указывает на преобладающий пик магматизма в это время [Ivanov et al., 2016]. Изучение цирконов из коренных пород центральной части батолита также показывает два этапа формирования известково-щелочных гранитов баргузинского комплекса, образующих основной объем Ангаро-Витимского батолита [Tsygankov et al., 2007, 2017; Khubanov et al., 2021].

Геохронологические исследования гранитоидов Ангаро-Витимского батолита, отобранных на северо-восточном берегу оз. Байкал, показали что U-Pb возраст образцов (возраст образования), совпадает с полученным 39Ar/40Ar возрастом по биотиту. Это доказывает, что породы в этой части Ангаро-Витимского батолита испытали подъем до глубины меньше 10 км во время своего формирования или сразу после [Travin et al., 2023]. С этой точки зрения щелочные породы Бурпалинского массива показывают схожие тенденции – возраст амфибола и флогопита близок к U-Pb возрасту образования пород.

Витимская зона щелочного магматизма представляет собой область, простирающуюся в северо-восточном направлении более чем на 450 км при ширине 50 км. Выделяют два этапа образования щелочных массивов: раннепалеозойский (520–485 млн лет) и позднепалеозойский (309–290 млн лет) [Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020]. Для пород Ингурского массива установлено время закрытия U-Pb изотопной системы в цирконе – 272±3.9 млн лет [Rampilova et al., 2022] и K-Ar изотопной системы в амфиболе (³⁹Ar/⁴⁰Ar методом по амфиболу) – 266±7 млн лет [Lykhin et al., 2024]. Оруденение массива авторы связывают с длительным нахождением остаточных флюидонасыщенных расплавов при субсолидусной температуре, что привело к глубокой дифференциации, перераспределению вещества в магматической камере и образованию рудной минерализации из изначально слабо обогащенных щелочно-гранитоидных магм [Lykhin et al., 2024].

Результаты проведенных ³⁹Ar/⁴⁰Ar исследований мономинеральных фракций нефелиновых, щелочных и кварцвых сиенитов Бурпалинского массива показывают, что K-Ar изотопные системы во флогопите и амфиболе закрылись практически синхронно (298–301 млн лет), интервал их закрытия согласуется с периодом кристаллизации пород (289–300 млн лет), определенным U-Pb методом по цирконам. Закрытие K-Ar изотопной системы в полевых шпатах значительно (274–283 млн лет) отстает от периода кристаллизации основных фаз массива, что в совокупности с оценками давления образования пород показывает, что образовались они на глубине более 10 км. Отсчет «изотопных часов» в полевых шпатах начался лишь с достижением исследуемыми породами глубины 7–8 км, спустя 12–15 млн лет.

Авторы выражают искреннюю признательность рецензентам за советы по улучшению статьи и конструктивные замечания.

Подготовка статьи – А.В. Пономарчук; исследования, обработка и интерпретация результатов – А.В. Пономарчук, А.В. Малютина, И.А. Избродин, Т.А. Радомская, А.Г. Дорошкевич; пробоподготовка – А.В. Пономарчук, И.А. Избродин, Т.А. Радомская; доработка рукописи – А.Г. Дорошкевич, И.Р. Прокопьев.

Preparation of the article – A.V. Ponomarchuk; research, processing and interpretation of the results – A.V. Ponomarchuk, A.V. Malyutina, I.A. Izbrodin, T.A. Radomskaya, A.G. Doroshkevich; sample preparation – A.V. Ponomarchuk, I.A. Izbrodin, T.A. Radomskaya; revision of the manuscript – A.G. Doroshkevich, I.R. Prokopyev.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью. Авторы прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript. The authors read and approved the final manuscript.