Железорудные месторождения, связанные с контактово-реакционными породами, составляют значительную долю среди наиболее богатых месторождений железных руд. В пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) скарново-магнетитовые месторождения локализованы в раннепалеозойских структурах. При этом большая часть известных металлогенических событий в пределах этого региона связана с позднепалеозойским этапом его развития, когда были сформированы многочисленные порфировые и Cu-Au-скарновые месторождения [Seltmann et al., 2011, 2014; Yakubchuk et al., 2012; Mao et al., 2014; Porter, 2016]. В то же время о раннепалеозойском этапе рудогенеза, проявленном в различных террейнах ЦАСП, известно гораздо меньше [Mihalasky et al., 2015; Berzina et al., 2016, 2019, 2021; Stifeeva et al., 2024].

В пределах западного склона Восточного Саяна на границе с Минусинской впадиной широко развиты контактово-реакционные месторождения железорудной специализации, генетически связанные с интрузиями габброидов и щелочных граносиенитов и гранитов. В Восточном и Западном Саяне и Кузнецком Алатау наиболее известными являются магнетитовые месторождения Абаканской, Тейской, Ирбинской и Краснокаменской групп. Общим для них является не только формационный тип, но и их связь с многофазными дифференцированными габбро-плагиогранитными и габбро-монцодиоритовыми комплексами Алтае-Саянской складчатой области (АССО) [Polyakov, 1971]. Возраст этих комплексов определяли исключительно на основании геологических данных (поздний ордовик) [Kalugin et al., 1981].

В раннепалеозойской истории геологического развития АССО выделяется два главных этапа (островодужный – 545–520 млн лет и аккреционно-коллизионный – 515–435 млн лет), которые определили специфику, характер и состав крупных железорудных, медно-молибден-порфировых, золоторудных и других типов месторождений. Как показали результаты геохронологических исследований, основной объем месторождений связан с аккреционно-коллизионными событиями, проявившимися в раннекаледонских структурах АССО на рубеже от позднего кембрия до позднего ордовика и силура. Этот этап геодинамического развития АССО связан с процессами сочленения островных дуг, задуговых бассейнов и микроконтинентов [Berzin et al., 1994; Berzin, Kungurtsev, 1996] и формированием габброидных и гранитоидных комплексов различного возраста, состава и формационной принадлежности [Vladimirov et al., 1999; Rudnev et al., 2004]. Современные геохронологические исследования базитовых и гранитоидных комплексов Кузнецкого Алатау, Восточного и Западного Саяна, Тувы и других сопредельных регионов показали, что их становление происходило в интервалах 515–495, 480–475 и 460–435 млн лет [Vladimirov et al., 1999, 2001; Shokalskii et al., 2000; Rudnev et al., 2004, 2008, 2024]. На каждом из этих этапов проявлены различные по рудной специализации и масштабам типы месторождений. В качестве примера можно привести Ак-Сугское Cu-Mo месторождение в Туве [Sotnikov et al., 2001, 2003; Berzina et al., 2019, 2021] и железорудное месторождение Самсон в Кузнецком Алатау [Rudnev, 2013] позднекембрийского возраста, Сорское Cu-Mo порфировое месторождение позднеордовикского возраста [Sotnikov et al., 2001], Абаканское железорудное месторождение ордовик-силурийского возраста в Западном Саяне [Rudnev et al., 2024], а также ряд крупных и мелких золоторудных месторождений кембро-ордовикского возраста в Горной Шории, Кузнецком Алатау, Восточном Саяне и Туве. В то же время вопрос о возрасте железорудных месторождений АССО остается во многом открытым.

Целью данной работы является оценка возраста образования гранат-магнетитовых скарнов одного из крупнейших в пределах Восточного Саяна Ирбинского скарнового железорудного месторождения. Полученные данные позволят полнее реконструировать историю рудообразования в этом сегменте ЦАСП в раннепалеозойское время.

Ирбинская группа магнетитовых месторождений расположена в юго-западных отрогах Восточного Саяна, примерно в 100 км к северо-востоку от г. Минусинска (рис. 1). Месторождения железа в данном регионе известны еще с XVII в.

В состав рудного поля входят несколько скарново-магнетитовых месторождений: Безымянное, Центральное, Гранатовое, Таловское и Курское. Они расположены вдоль глубинного разлома (рис. 2), который прослеживается в меридиональном направлении на расстояние около 15 км. Все известные в пределах Ирбинского рудного поля магнетитовые залежи локализованы среди метасоматически измененных пород нижнего кембрия и частично верхнего кембрия. Основу рудного поля составляет крупный меридионально вытянутый останец вулканогенно-осадочных пород кембрия (рис. 2), ограниченный с запада интрузией сиенитов, а с востока – массивом габбро-диорит-гранодиоритов. Контактово-реакционные образования представлены скарнами, пироксен-плагиоклазовыми и амфибол-эпидот-альбитовыми метасоматитами.

Ранними исследованиями [Dymkin et al., 1975] было установлено, что все магматические породы Ирбинского рудного поля посткембрийские, образованы после главной фазы складчатости. К наиболее древним магматическим образованиям относят рудоносный габбро-диорит-гранодиоритовый массив, прорывающий эффузивные породы андезидацитового комплекса. Согласно имеющимся оценкам K-Ar возраста [Polyakov, 1971; Kryukov et al., 1982; и др.] образование габбро-диорит-гранодиоритов относится к ордовику.

Предполагалось [Bogatsky, 1969; Mazurov, 1970], что формирование магнетитовых месторождений Ирбинского рудного поля происходило в несколько этапов разного возраста. Известковые скарны являются самыми распространенными метасоматическими породами, в которых заключено промышленное магнетитовое оруденение. Главная масса скарновых пород образована в позднемагматический этап становления габбро-диорит-гранодиоритового массива и выделяется под названием «скарны первого этапа». Наиболее полно они представлены на Гранатовом и Центральном месторождениях. Они представляют собой пластовые и линзовидные тела, достигающие 1.5–2.0 км в длину, 0.3–0.7 км в ширину, мощностью 0.1–0.2 км, локализованные в обрамлении габбро-диорит-гранодиоритового массива. Контактово-реакционные процессы затронули ороговикованные порфириты, известняки, туфы, известковистые туфопесчаники, диориты и другие вмещающие породы, что обусловило значительные вариации их текстурно-структурных особенностей и минерального состава. Породообразующими минералами скарнов являются пироксен диопсид-геденбергитового ряда, гранат-гроссуляр-андрадитового состава и волластонит. Из апоскарновых нерудных минералов присутствуют амфиболы, эпидот, хлорит и кварц. Рудные минералы, помимо магнетита и мушкетовита, в основном представлены пиритом, халькопиритом и пирротином, а из редко встречающихся – сфалеритом, галенитом, пентландитом, арсенопиритом и валлериитом.

Определение содержаний главных элементов в гранате выполнено в ресурсном центре СПбГУ «Геомодель» с помощью сканирующего электронного микроскопа Hitachi S-3400N с энергодисперсионным спектрометром Oxford Instruments X-Max20. Обработка спектров производилась в программном пакете AzTec Energy с применением методики TrueQ. Параметры съемки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 1.7 нА, рабочее расстояние 10 мм, время накопления спектра в точке (в точечном режиме) – 30 с. Количественный расчет спектров проведен с использованием стандартных образцов природных и синтетических соединений.

U-Pb ID-TIMS геохронологические исследования проведены для пяти микронавесок граната из гранат-магнетитовых скарнов Гранатового месторождения (Ирбинское рудное поле). Отбор осуществлялся вручную под бинокуляром с визуальным контролем внутреннего строения. Предварительная подготовка проб, а также процедуры выделения свинца и урана проводились по методике, описанной в работе [Stifeeva et al., 2020]. Определение изотопного состава Pb и U выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом или динамическом (с помощью счетчика ионов) режиме. Точность определения U/Pb отношений, а также содержаний урана и свинца составила 0.5 %. Верхняя граница холостого загрязнения составляла 1 пг для U и 15 пг для Pb. Обработка полученных экспериментальных данных проводилась в программах «PbDat» [Ludwig, 1991] и «ISOPLOT» [Ludwig, 2008]. Расчет возраста осуществлялся с использованием общепринятых констант распада U [Steiger, Jäger, 1977]. Поправки на обычный Pb вводились в соответствии с модельными величинами [Stacey, Kramers, 1975]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Гранат из магнетитовых скарнов представлен полихромными идиоморфными кристаллами, достигающими 3–5 см в диаметре (рис. 3, а, 4, а). Центральные части зерен (>1 мм) темно-коричневого цвета, на тонких сколах появляется зеленоватый оттенок. По периферии зерен происходит резкое изменение окраски в сторону лимонно-желтого цвета. Внешняя тонкая (до 500 мкм) зона отличается красновато-коричневым цветом.

По результатам SEM-EDS исследований установлено, что состав изученного граната отвечает андрадиту (98–100 %), однако в пределах отдельных участков краевых зон отмечается появление гроссулярового компонента (не более 5 %). Кроме того, на границе центральной зоны, сложенной гранатом коричневого цвета, и на периферии кристаллов наблюдается зона, выполненная гранатом андрадит-гроссулярового состава, где нередко содержание алюминия превышает содержание железа (Al2O3 до 13.35 вес. %) (рис. 4, в). Наименее железистой среди полихромных зон является внешняя зона граната, состав которого также отвечает ряду андрадит-гроссуляр. В пределах зоны граната лимонно-желтого цвета установлено присутствие включений рудных минералов – молибденита и магнетита (размер <50 мкм) (см. рис. 3, б).

Для проведения U-Pb геохронологических исследований было использовано пять микронавесок граната: четыре микронавески фрагментов темно-коричневого цвета из центральных частей кристаллов и одна микронавеска фрагментов граната желтого цвета из внешних зон. Гранат темно-коричневого цвета характеризуется высоким содержанием урана (25–29 мкг/г) (табл. 1, № 1–4), тогда как в гранате желтого цвета содержание урана не превышает 3.5 мкг/г (табл. 1, № 5). Доля обыкновенного свинца (Pbc/Pbt) также различна для разных зон: гранат коричневого цвета характеризуется низким содержанием обыкновенного свинца (Pbc/Pbt=0.09–0.19), для граната лимонно-желтого цвета характерно повышенное содержание Pbc (Pbc/Pbt=0.67). Для оценки возраста использовались только результаты, полученные для фрагментов граната коричневого цвета из центральных частей зерен (табл. 1, № 1–4). Как видно из табл. 1 и на рис. 5, для этого граната преимущественно характерна незначительная возрастная дискордантность (0.8–1.3 %). Точки изотопного состава граната образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 502±9 млн лет (нижнее пересечение –55±130 млн лет, СКВО=3.9). При этом средняя величина возраста, рассчитанная по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, для этого граната (табл. 1, № 1, 2, 4) составляет 503±6 млн лет (СКВО=1.3).

Проявление полихромной зональности в гранатах из магнетитовых скарнов месторождения Гранатового указывает на сложное сочетание диффузионного и инфильтрационного метасоматоза [Dymkin et al., 1975]. На ранних этапах скарнообразования в связи с высокой подвижностью железа в удалении от контакта в экзоскарновой зоне образовался первичный андрадит коричневого цвета. С последующим усилением интенсивности метасоматоза происходило формирование более глиноземистого граната, нарастающего на ранний андрадит. Активность компонентов изменялась, по-видимому, постепенно, поскольку ранее образованный андрадит полностью сохраняется. Включения молибденита в скарновых минералах, в том числе и в гранате, являются характерной чертой рудной ассоциации и других железорудных месторождений Восточного Саяна (Кондомское рудное поле) [Vakhrushev, 1965]).

Изучение фрагментов различных зон полихромных гранатов позволило установить, что центральные темноокрашенные зоны андрадитового состава более обогащены ураном в сравнении со светлоокрашенными зонами, которые демонстрируют гораздо более низкое содержание урана и значительную потерю радиогенного свинца. Можно предположить, что в ходе поздних метасоматических процессов гранат испытал температурное воздействие, инициировавшее диффузию свинца. Эти процессы затронули внешнюю зону полихромных зерен, тогда как в центральных частях U/Pb система осталась практически ненарушенной.

Полученное значение возраста граната из магнетитовых скарнов Ирбинского рудного поля согласуется с полученной по гранату оценкой возраста 499±1 млн лет (U-Pb ID-TIMS) железорудных скарнов Шалымского месторождения (Кондомское рудное поле, Горная Шория) [Stifeeva et al., 2024]. Это указывает на синхронность проявления раннепалеозойского этапа железорудного рудогенеза в пределах восточного сегмента АССО. Близкий возраст габброидных вулканоплутонических комплексов других областей Алтае-Саянского региона [Vrublevskii et al., 2018] дает основания выделять железорудную металлогеническую эпоху аккреционно-коллизионного этапа развития АССО.

Авторы благодарны рецензентам за конструктивные замечания.

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.

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

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