CC BY
96
лась в закономерной смене высокотемпературных метасоматититов более низкотемпературными, в закономерном снижении пробы золота, увеличении отношения Л§/Ли в рудах, изменении типо-морфных свойств пирита и минералов метасомати-тов. Все это свидетельствует о небольшом эрозион-
ном срезе рудных участков и перспективе их на глубину.
Работа выполнена при финансовой поддержке Министерства образования и науки. АВЦП «Развитие научного потенциала высшей школы (2009-2011 годы)». Регистрационный номер: 2.1.1/12705.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Нарсеев В.А. Теория эндогенной зональности рудных месторождений // Отечественная геология. - 1994. - № 5. - С. 3-10.
2. Санин В.Н. Модель золоторудных проявлений в структурах Майско-Лебедской площади, Республика Алтай // Руды и металлы. - 2009. - № 4. - С. 42-54.
3. Тимкин ТВ. Критерии локализации золотого оруденения в Майско-Лебедском рудном поле (Горная Шория) // Вестник Иркутского государственного технического университета. -2011. - Т. 48. - № 1. - С. 58-63.
4. Ворошилов В.Г., Санин В.Н., Тимкин ТВ. Аномальные геохимические поля зон сульфидной минерализации Майско-Ле-
бедского золоторудного узла // Известия Томского политехнического университета. - 2006. - Т 309. - № 3. - С. 36-41.
5. Коробейников А.Ф., Нарсеев В.А., Пшеничкин А.Я., Ревя-кин П.С., Арифулов Ч.Х. Пириты золоторудных месторождений. - М.: ЦНИГРИ, 1993. - 213 с.
6. Калинин Ю.А., Росляков Н.А., Прудников С.Г. Золотоносные коры выветривания юга Сибири. - Новосибирск: Акад. изд-во «Гео», 2006. - 339 с.
Поступила 18.03.2011 г.
УДК 552.11:552.3:550.4:550.93(571.51)
ГЕОХРОНОЛОГИЯ И МАГМАТИЧЕСКИЕ ИСТОЧНИКИ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД И КАРБОНАТИТОВ
ЮЖНОГО ЗААНГАРЬЯ, ЕНИСЕЙСКИЙ КРЯЖ
В.В. Врублевский, А.М. Сазонов*, И.Ф. Гертнер, П.А. Тишин, Ю.В. Колмаков**
Томский государственный университет *Сибирский федеральный университет, г. Красноярск **Томский политехнический университет E-mail: labspm@ggf.tsu.ru
Производные мантийного магматизма в южномЗаангарье Енисейского кряжа представлены среднетатарским ийолит-фойяито-вым и пенченгинским фенит-карбонатитовым комплексами неопротерозоя. Начальные фазы их становления (-725...680 млн л назад) совпадают с одной из эпох плюмовой активности и рифтогенеза на окраине Сибирского палеоконтинента. Источники родоначальных магм по Nd-Sr-изотопным параметрам соответствуют материалу деплетированной мантии PREMA/FOZO-типа и E-MORB при некотором смешении с обогащенным веществом EM I. Предполагаются сходный геодинамический режим и изначальная пространственная сближенность проявлений позднедокембрийского мантийного щелочного магматизма Енисейского кряжа и Восточного Саяна.
Ключевые слова:
Щелочной магматизм, карбонатиты, мантийный плюм, Енисейский кряж.
Key words:
Alkaline magmatism, carbonatites, mantle plume, Yenisei Ridge.
Введение
В геологическом строении Енисейского кряжа принимают участие неопротерозойские разноформационные магматические комплексы и массивы щелочных пород и (или) карбонатитов, которые, предположительно, сформировались в обстановке пульсационной плюмовой активности и континентального рифтинга [1-4]. Согласно одной из существующих геодинамических моделей до-кембрийский складчато-надвиговый пояс Енисейского кряжа образовался в результате последовательной аккреции нескольких террейнов к окраине Сибирского кратона. При этом считается, что глав-
ные коллизионные события в интервалах 880...860 и 760.720 млн л назад сопровождались внедрением крупных гранитоидных интрузивов тейского, аях-тинского и глушихинского комплексов, расположенных в центральной и западной частях Заангарья [5, 6]. На этой территории выделяются два этапа коллизионного метаморфизма с возрастными пиками 862. 849 и 802. 798 млн л, а также стадии охлаждения горных пород, эксгумированных при надвигах, в диапазонах -849...815 и -795...773 млн л назад соответственно [7-9]. Предполагается, что на рубеже рифея - венда (-700...630 млн л назад), происходило присоединение к палеоконтиненту островодужных
комплексов и обдукция офиолитов Приенисейско-го пояса.
С этим этапом тектогенеза по времени совпадает формирование в регионе анорогенных гранитов татарского комплекса (650.630 млн л назад) [6], а также большинство проявлений щелочного и карбона-титового магматизма в диапазоне ~710.610 млн л назад. В Заангарской части Енисейского кряжа известно несколько центров такого магматизма нео-протерозойского возраста - чапинский щелочной пикрит-лампроитовый, захребетнинский габбро-нефелинсиенитовый, чивидинский трахибазальто-вый, среднетатарский ийолит-фойяитовый, пен-ченгинский фенит-карбонатитовый комплексы, распространенность которых ограничивается Центрально-Ангарским террейном и приуроченностью к Татарско-Ишимбинской разломной зоне. Наряду с другими проявлениями внутриплитного магматизма Енисейского кряжа этого времени их можно сопоставить с эпохами предполагаемой рифтогенной деструкции на возрастных рубежах ~700 и 670.650 млн л [4].
Согласно представлениям [10], развитие поз-днерифейского-вендского щелочного магматизма на окраине Сибирского палеоконтинента, по-видимому, обусловлено деятельностью суперплюма, вызвавшего распад Лавразии (Родинии) и раскрытие Палеоазиатского океана. Для тектонической структуры Енисейского кряжа рассматривается также вероятность эволюции щелочного магматизма в неопротерозое в условиях аккреционных процессов на активной континентальной окраине [11]. По пенченгинскому фенит-карбонатитовому и среднетатарскому ийолит-фойяитовому комплексам в южном Заангарье, являющимся производными мантийного магматизма на Енисейском кряже, нами получены Ar-Ar-, Sm-Nd-, Rb-Sr-геохроно-логические даты, а также геохимические и изотопные данные, которые позволяют уточнить их возраст и последовательность формирования, установить источники карбонатитовых и фельдшпатоид-ных магм, оценить длительность процессов рифто-генеза и плюмовой активности на позднедокем-брийском этапе геологического развития региона.
Геология и вещественный состав магматических
комплексов
Пенченгинский фенит-карбонатитовый комплекс. Ареал распространения пород комплекса расположен в юго-западной части Центрально -Ангарского террейна на водоразделе верховий рек Большая Пенченга и Татарка, притоков рр. Большого Пита и Ангары. Пласто- и линзообразные тела карбонатитов и сопряженные с ними мощные фенитовые ореолы образуют протяженную (до 25 км при ширине 2.6 км) крутопадающую субме-ридиональную зону вдоль Татарско-Ишимбинско-го разлома [12]. Они прорывают протерозойские мраморы и слюдяные кристаллосланцы пенчен-гинской и кординской свит, метабазиты инды-глинского комплекса и находятся вблизи Татар-
ского гранитного плутона (рис. 1). Крупные карбо-натитовые линзы мощностью до 120.150 м или серии сближенных более мелких жил имеют субсо-гласное залегание относительно вмещающих мета-морфизованных пород.
Наряду с линейной морфологией, одной из особенностей комплекса является отсутствие щелочных силикатных магматических пород, генетически связанных с карбонатитами. Последние характеризуются ассоциацией доминирующего ферродоломита (50.90 %) с магнезиоарфведсони-том и флогопитом (до 15.30 %), апатитом (до 10.15 %), более редкими пирротином, пирохлором, магнетитом, ильменорутилом, колумбитом, цирконом [2, 12]. По соотношению петрогенных компонентов (табл. 1) породы классифицируются как магнезиокарбонатиты. Они близки по составу к щелочно-доломитовым расплавам, которые равновесны с карбонатизированными мантийными перидотитами и обычно рассматриваются в качестве возможных первичных карбонатитовых магм. Суммарное содержание и дифференцированный характер распределения редких земель в породах (до -1200.2000 г/т, La/Yb~80.140), также как и концентрации остальных гидромагматофильных элементов, вполне сопоставимы с составом среднего магнезиокарбонатита и других подобных образований. Вместе с тем, по сравнению с модельным источником 01В, считающимся эталоном внутриплитного магматизма, карбонатиты пенчен-гинского комплекса заметно обогащены фосфором, легкими РЗЭ, №, Бг, ТИ, и и обеднены барием, цирконием и гафнием (рис. 2) [2].
Среднетатарский ийолит-фойяитовый комплекс. В составе комплекса объединяются четыре массива щелочных пород, установленных в бассейне р. Татарки, притока Ангары на юго-западе ЦентральноАнгарского террейна. Наиболее крупным (-17 км2) из них является Заангарский ийолит-фойяитовый плутон (рис. 1) [13]. Интрузив имеет штокообразную форму и залегает среди верхнерифейских мра-моризованных известняков и кристаллосланцев. В узкой (200.500 м) экзоконтактовой зоне вмещающие породы фенитизированы. В строении массива преобладают лейкократовые эгириновые фой-яиты, жильная фация которых представлена щелочными сиенит-пегматитами, преимущественно развитыми в породах рамы. Значительно меньше распространены полевошпатовые ийолиты, относящиеся к другой интрузивной фазе. Они образуют субго-ризонтальную пластовую залежь (2-3,4 км) мощностью до 300 м в центральной части плутона и мелкие сателлиты среди фойяитов. Контакты между ийолитами и нефелиновыми сиенитами имеют инъекционный характер. Формирование фойдоли-тов завершают жильные фойяит-пегматиты, сосредоточенные в контурах массива.
Северо-восточный эндоконтакт интрузии осложнен зоной мусковитовых сиенитов, более кремнекислых и с меньшим содержанием щелочей по сравнению с фойяитами. Все первично-магма-
Мраморы и кристаллические сланцы пенченгинской и кординской свит (Р(Ч 1-2) Метабазиты индыглинского комплекса (Р1Ч г)
Гранитоиды татарского комплекса (РР? з)
Разрывные тектонические нарушения
Тела карбонатитов с ореолами фенитов пенченгинского комплекса Щелочные породы Заангарского плутона:
Ийолиты
Фойяиты
Мусковитовые
сиениты
У
Щелочной сиенит-пегматит
Фойяит-пегматиты
Рис. 1. Гвологичвскив схемы пенченгинского комплекса (а) и Заангарского массива (б) (приведено по [3, 12] с изменениями)
тические породы в разной степени подверглись ми-кроклинизации и альбитизации. Поздне- и пост-магматические изменения приводили к разнообразной редкометальной (2г, №, ТИ, Li, ТЯ) и рассеянной золото-платиноидной минерализации.
Развитые в пределах массива жильные силикатно-карбонатные образования по особенностям Ш-8г-0-С-изотопного состава отнесены к мантийным карбонатитам [14]. Нефелинсодержащие породы Заангарского плутона при пониженной кремнекислотности (8Ю2~47.56 мас. %) обогащены А1203~18.22 мас. % и №20+К20~11.14 мас. %; №20/К20~1,2.2,2. Для более меланократовых ийо-литов характерно увеличение концентраций феми-ческих компонентов, кобальта и фосфора при сходных с фойяитами низких (до 12.16 г/т) содержаниях Сг, М, табл. 1. Вместе с тем, уровень накопления в них большинства и LIL-элементов примерно в 2.4 раза выше, чем в нефелиновых сиенитах, что при почти семикратном обогащении РЗЭ, 357.672 г/т, La/Yb~22.53, рис. 2, свидетельствует
либо о различной природе магматических источников, либо о разных степенях смешения их вещества. Характер спектров распределения и соотношение редких элементов в ийолитах, Ва/КЬ~4.9, ВаДа~9.12, Ьа/КЬ~0,5.0,8, КЬ/№>~0,6.0,9 сопоставимы с параметрами внутриплитного источника 01В. Кроме того, формирование фойяитов, ЯЬ/КЬ~2,5.4,6, Ba/La~16,5.20,6, по-видимому, происходило при участии корового компонента. Влияние этих источников в процессах магмогенеза заметно отразилось и на №-8г-изотопном составе пород Заангарского массива.
Радиогенная геохронология пород и минералов
По данным К-Аг- и ЯЬ-8г-изотопного датирования флогопита и валовых проб пород возраст пенченгинского комплекса ранее устанавливался в диапазоне 640.660 млн л [12, 15]. Бш-Ш изохро-на по составам карбонатита и его породообразующих амфибола, апатита и пирохлора соответствует возрасту 672+93 млн л (ем(7)=5,4) [2]. Для уточне-
Таблица 1. Представительный химический состав щелочных пород и карбонатитов южного Заангарья
Компонент Т-3-35 Т-5-26/1 Т-0-3/1 Т-4-3 Т-8-22 Т-6-31 Т-5-26 С 86 72/182 50/278
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
бю2 61,44 61,04 65,23 66,37 54,29 53,43 48,23 4,63 3,67 2,44
ТЮ2 0,14 0,19 0,22 0,20 0,15 0,51 2,78 0,03 0,03 0,03
А1А 23,75 24,12 24,35 17,09 28,35 19,68 18,40 0,85 0,43 0,53
РеА 2,85 2,18 1,26 8,49 3,16 9,96 10,35 6,35 6,77 4,55
МпЮ 0,14 0,11 <0,03 0,18 0,34 0,47 0,30 0,84 0,70 0,74
МдЮ 0,17 0,42 0,14 0,41 0,17 0,91 3,07 14,14 15,13 16,74
СаЮ 1,11 1,49 0,16 0,36 0,48 6,72 8,92 32,24 31,89 32,54
№2Ю 4,94 4,36 2,23 5,66 7,64 4,69 5,01 0,30 0,30 0,30
К2Ю 3,36 4,19 4,51 0,25 2,89 2,32 1,94 0,78 0,19 0,05
РА <0,03 <0,03 <0,03 <0,03 <0,03 0,07 0,52 9,30 7,83 6,37
П.п.п. 1,18 0,84 1,46 0,39 1,74 0,56 0,58 29,59 31,66 34,93
Сумма 99,11 98,97 99,62 99,67 99,24 99,32 100,10 99,05 98,60 99,22
Сг 12 12 15 22 10 14 12 9,0 15 8,0
N1 16 10 10 20 10 16 16 17 37 10
V 28 34 20 32 20 24 230 9,0 10 6,0
Со 1,0 1,0 0,6 1,4 0,8 4,5 14 7,0 7,0 4,0
С5 2,8 2,5 1,0 0,2 5,8 0,7 2,5 0,8 0,1 0,1
КЬ 283 282 579 21 316 142 197 37 4,3 0,2
Ва 341 547 313 75 31 2170 852 56 214 69
Бг 759 1124 64 105 680 3005 1472 6145 5898 6641
Nb 61 111 114 955 581 241 214 261 10266 26726
Та 2,1 4,6 3,8 23,3 12,3 7,0 8,7 3,4 1168 1074
7г 428 482 461 6328 3754 681 839 124 3,3 163
8,7 8,1 10 88 47 11 15 0,2 0,2 0,6
У 8,2 11,5 60 66 320 37 51 71 65 78
ТИ 7,1 12,8 12,4 72 9,7 24 14 1,5 17 41
и 3,5 7,1 5,3 132 16,5 10 3,8 0,7 54 20
La 16,6 33,2 14,8 77 403 180 97 389 324 405
Се 23,2 53,4 14 218 592 323 147 855 759 979
Рг 2,0 4,5 2,3 16,3 52 32 15,3 93 86 113
Nd 5,5 12,3 6,4 47 155 97 53 310 300 349
Бт 0,8 2,0 1,3 11 30 12,3 9,8 60 59 58
Ей 0,2 0,4 0,3 2,8 9,8 3,5 3,1 14 13 16
Gd 0,7 1,5 2,0 8,1 34 7,7 9,1 41 39 47
ТЬ 0,1 0,3 0,6 1,5 7,1 1,1 1,4 6 5,2 5,4
Dy 0,9 1,6 6,3 11 52 6,1 8,5 22 20 24
Но 0,2 0,3 1,7 3,0 12,4 1,2 1,7 3,3 3,1 3,3
Ег 0,7 1,1 5,4 12,4 40 3,3 4,7 7,2 6,5 7,2
Тт 0,1 0,2 0,8 2,6 6,5 0,5 0,7 0,5 0,5 0,6
УЬ 1,1 1,7 4,0 20 40 3,4 4,4 3,0 2,8 2,9
Lu 0,2 0,3 0,5 3,1 5,0 0,5 0,6 0,3 0,3 0,4
1-7 - щелочные породы Заангарского плутона: фойяиты (1, 2), мусковитовый сиенит (3), сиенит-пегматит (4), фойяит-пегматит (5), фойдолиты (6, 7); 8-10 - карбонатиты пенченгинского комплекса. Содержание петрогенных (рентгенофлюоресцентный анализ, мас. %) и редких (¡СР-МБ, г/т) элементов определялось в Аналитических центрах ИГМ СО РАН (Новосибирск) и ИМГРЭ (Москва).
ния времени формирования комплекса проведен Аг-Аг-изотопный анализ магнезиоарфведсонита и флогопита из карбонатитов. Полученные спектры выделения аргона характеризуются хорошо выраженными плато с возрастом 725,9+6,3 млн л для амфибола и 637,6+5,7 млн л для слюды [16]. Очевидно, такие существенные различия свидетельствуют о полихронном характере формирования комплекса. При этом Аг-Аг-изотопная дата ~726 млн л представляется наиболее реальной для оценки времени его главной фазы. Она также сов-
падает с К-Аг-изотопным возрастом амфибола (720.725 млн л) из карбонатитов зиминского ще-лочно-ультраосновного комплекса неопротерозоя в Урикско-Ийском грабене Восточного Саяна [17].
По свидетельству А.Д. Ножкина с соавторами [4] именно в диапазоне 725.730 млн л назад в пределах Енисейского кряжа происходило заложение рифтогенных структур одной из эпох тектоно-маг-матической активизации. Вероятно, с данным событием связано и становление пенченгинского комплекса. Значительно более молодой Аг-Аг-изо-
топный возраст проанализированного флогопита (~638 млн л) вполне объясним, если сопоставить его по времени с формированием Татарского гранитного массива, вблизи которого расположены тела пенченгинского комплекса. По данным и-РЬ-изотопного датирования циркона гранитообразо-вание происходило приблизительно 630 млн л назад [6]. Нами предполагается, что количества тепла и флюидов, выделяемых при становлении такого крупного по размерам гранитоидного интрузива как Татарский (~ 150 км2), вполне достаточно для частичного переплавления материала более ранних карбонатитов. Возможно также, что омоложение возраста обусловлено только их повторным нагревом при термическом воздействии остывающей гранитной магмы, вызвавшим перестройку изотопной системы именно флогопита, температура закрытия которого значительно меньше, чем у амфибола.
1000
100
а 0 10 га 1 а 1
\ от
од ■ -и- фойяит -в- ийолит
карбонатит
' Ся Ва и Та Се Эг Бт Ш Л ТЬ У Ег УЬ В ТЬ »к Рг N(1 Ът Ей оа Бу Но Тш Ьи
Рис. 2. Распределение РЗЭ (а) и редких элементов (б) в кар-бонатитах и щелочных породах пенченгинского комплекса и Заангарского плутона. Средние концентрации элементов в породах нормированы к составам хондрита С1 и базальтов океанических островов (01В) по Sun&McDonough
Результаты К-Лг-изотопного датирования Заангарского плутона [13] предполагают более позднее внедрение нефелиновых сиенитов (~660 млн л назад) по сравнению с ийолитами (675±27 млн л). Полученные нами данные свидетельствуют об иной последовательности и длительности формирования этого массива [3]. КЬ-8г-изохрона по эги-рину, альбиту, флюориту и валовому составу фой-яитов (обр. 3-35, табл. 2) соответствует возрасту
678±7,9 млн л (4=0,702715, MSWD=1,48), характеризуя их как самую раннюю интрузивную фазу С учетом валовых составов фойяитов (обр. 5-26/1, 8-23) и щелочного сиенит-пегматита (жильная фация фойяитов, обр. 4-3) получается более сбалансированная изохрона с возрастом 675±5,8 млн л (4=0,70273, MSWD=0,94). Близкие датировки (7=680+61 млн л, MSWD=0,04, %d=5,3 и
7=678+72 млн л, MSWD=1,5, %d=5,2) получены при изучении Sm-Nd-изотопных систем тех же образцов (табл. 2). U-Pb - изотопный возраст нефелиновых сиенитов по сфену и циркону составляет 700.711 млн л [11], что сопоставимо со временем формирования карбонатитов пенченгинского комплекса (~726 млн л назад), а также базитов повышенной щелочности Захребетнинской вулканотектонической структуры (~703 млн л назад) в северном Заангарье [4, 16]. Образование полевошпатовых ийолитов происходило значительно позднее, что, очевидно, указывает на полихронный характер становления Заангарского плутона. Эгирин, биотит и валовый состав фойдолитов (обр. 5-26, табл. 2) образуют Rb-Sr-изохрону с возрастом 611+7,2 млн л (4=0,702548, MSWD=0,59). В комбинации с еще двумя валовыми пробами фойдоли-тов и фойяит-пегматитом наклон регрессионной прямой практически не изменяется (7=610+7 млн лет, MSWD=0,74, 4=0,702656) [3].
Nd-Sr изотопная систематика и источники вещества
щелочных пород и карбонатитов
Изотопный анализ неодима и стронция в щелочных породах и карбонатитах проводился на масс-спектрометрах Finnigan MAT-262, TRI-TON-TI в ИМГРЭ (Москва) и ИГГД РАН (Санкт-Петербург) в статическом режиме измерений по стандартной методике. Его результаты приведены в табл. 2.
Первичное отношение изотопов стронция в амфиболе и апатите из карбонатитов пенченгинского комплекса характеризуется очень низкими значениями (87Sr/86Sr)r~0,70228.0,70235, сопоставимыми с параметрами MORB (Middle Oceanic Ridge Basalts)-резервуара. В породообразующем ферродоломите эта величина ненамного выше (0,7025.0,7026) [2, 12] Очевидно, что наиболее полно состав источника карбонатитов отражает отношение 87Sr/86Sr в апатите - главном концентраторе стронция (12040 г/т). Наряду с %(7)~-(19,4.20,4), установленный радиогенный изотопный состав неодима пород и минералов пенченгинского комплекса, %d(7)~(5,1.5,5), свидетельствует о глубинной природе карбонатитового вещества, его возможном комбинированном источнике в умеренно дебетированной мантии типа PREMA/FOZO (Prevalent Mantle/Focus Zone)+E-MORB (Enriched Middle Oceanic Ridge Basalts) при некотором смешении с материалом EM I (Enriched Mantle I), рис. 3. Подобная гетерогенность устанавливается для большинства карбонатитсодержащих магматических комплексов мира [18, 19 и др.]. При этом компо-
Таблица 2. Nd-Sr-изотопный состав щелочных пород и карбонатитов южного Заангарья
Образец, порода Материал Бт, г/т Ш, г/т ,47Бт/,44Ш '43Ш/'44Ш ('4ЭД/'4ЭДт £ш(Т Т(№)см млн л
Заангарский плутон
3-35,Ф Вс 2,347 14,23 0,09968 0,512460±3 0,512017 +4,98 922
Аб 0,130 0,918 0,08548 0,512410±10 0,512030 +5,24
Эг 3,120 20,49 0,09201 0,512437±17 0,512028 +5,20
Фл 2,816 19,73 0,11226 0,512529±6 0,512030 +5,24
8-23, Ф Вс 0,744 5,133 0,08759 0,512413±3 0,512024 +5,12 890
5-26/1, Ф 2,869 19,52 0,08887 0,512395±6 0,512000 +4,65 922
4-3, СП 18,32 88,31 0,12537 0,512586±14 0,512029 +5,22 973
5-26, И 11,15 60,68 0,11108 0,512529±7 0,512085 +4,61 922
4-6, И 6,705 35,45 0,11435 0,512511±3 0,512054 +4,01 980
6-31, И 15,42 122,9 0,07585 0,512369±4 0,512066 +4,24 864
8-22, ФП 129,6 663,0 0,11816 0,512496±2 0,512023 +3,40 1043
Пенченгинский комплекс
50/278,К Вс 60,2 359 0,10147 0,512481±7 0,512035 +5,10 910
Пир 67,7 693 0,05901 0,512299±5 0,512040 +5,19
Амф 1,29 9,63 0,08103 0,512412±6 0,512056 +5,51
50/254,К Ап 262 1487 0,10650 0,512517±5 0,512049 +5,37
Образец, порода Материал г/т Бг, г/т 87КЬ/86Бг 87Бг/86Бг (87Бг/86Бг)т £5г(Г)
Заангарский плутон
3-35,Ф Вс 275,8 808,4 0,98747 0,712392±16 0,702837 -12,41
Аб 322,0 414,5 2,25122 0,724387±8 0,702602 -15,75
Эг 30,49 1444 0,06105 0,703288±5 0,702697 -14,40
Фл 9,362 9401 0,00288 0,702715±17 0,702687 -14,54
8-23, Ф Вс 447,5 392,1 3,31095 0,734498±13 0,702459 -17,78
5-26/1, Ф Вс 235,9 1349 0,50594 0,707568±10 0,702672 -14,75
4-3, СП Вс 13,78 119,1 0,33467 0,705995±20 0,702757 -13,54
5-26, И Вс 247,7 1530 0,46846 0,706531±12 0,702453 6 оо оо -1
Эг 78,47 1561 0,14543 0,703908±31 0,702642 -16,17
Би 1112 365,9 8,85386 0,779708±7 0,702628 -16,37
4-6, И Вс 203,2 2024 0,29046 0,705140±7 0,702611 -16,61
6-31, И Вс 166,3 3193 0,15065 0,703988±13 0,702677 -15,67
8-22, ФП Вс 192,1 2952 0,18827 0,704517±6 0,702878 -12,82
Пенченгинский комплекс
50/278,К Амф 1,02 203 0,0146±4 0,702485±11 0,702346 -19,40
50/254,К Ап 0,17 12040 0,00004±5 0,702278±9 0,702278 -20,36
(Ф) фойяит, (И) полевошпатовый ийолит, ювит, (СП) сиенит-пегматит, (ФП) фойяит-пегматит, (К) карбонатит, (Вс) валовый состав породы, (Эг) эгирин, (Аб) альбит, (Би) биотит, (Фл) флюорит, (Ап) апатит, (Амф) амфибол, (Пир) пирохлор. Стандарты и методика расчета изотопных параметров приведены в [2, 3].
нент РЯЕМА^020 может являться главной составляющей суперплюмов, определяющих значительную длительность и эволюцию мантийного, в том числе щелочного и карбонатитового, магматизма Северной Азии [10, 20, 21]. Судя по отношениям стабильных изотопов углерода, кислорода, серы и водорода становление пенченгинского комплекса не сопровождалось значительной коровой контаминацией, как это нередко наблюдается для многих проявлений карбонатитов складчатых областей [2].
По-видимому, аналогичное мантийное вещество послужило главным компонентом щелочных пород и карбонатитов Заангарского плутона [3] Несмотря на существенную разницу в возрасте, слагающие его нефелиновые сиениты, £ш(7)=4,7...5,2; £8г(7)=-(12,4...17,8), фойдолиты, £м(7)=4,0...4,6; £8г(7)=-(15,7...18,9), карбонатиты, £ш(7)~5,5; £8г(7)*—18,5, имеют сходный Ш-8г-изотопный состав с параметрами, близкими к породам пенченгинского комплекса (рис. 3). Это может указывать на родство мантийных источников
родоначальных фельдшпатоидной и щелочно-доломитовой магм, представляющих продукты смешения типа РКЕМА^О2О+Е-МОЯВ+ЕМ I. Наблюдаемые изотопные зависимости вполне допустимо рассматривать как результат плюм-литос-ферного взаимодействия, в ходе которого обычны проявления рифтинга и инициированного щелочного и карбонатитового магматизма.
Относительно синхронными являются неопро-терозойские (630...725 млн л) рифтогенные ассоциации щелочно-ультраосновных пород и карбонати-тов в Урикско-Ийском грабене Восточно-Саянской провинции, которые имеют не только сходный с За-ангарским массивом и пенченгинским комплексом Ш-Бг-изотопный состав (рис. 3), но и близкие модельные (Г(Ш)вм~0,83...0,96 млрд л) датировки [14, 22], косвенно свидетельствующие о родственной природе их источников. Наблюдаемые композиционные отличия могут быть обусловлены неодинаковой степенью смешения компонентов дебетированной мантии с ЕМ I.
С позиции плейттектоники значительно более позднее (~610 млн л) образование ийолитов Заан-гарского плутона при их обогащенности редкими элементами, пространственной сопряженности и изотопном подобии с фойяитами предпочтительнее рассматривать как следствие повторного частичного плавления литосферной мантии, уже эродированной и метасоматически измененной под воздействием инициального плюма [23].
8
6
В 4
■о
О
-2
-30 -20 -10 0 10 20 30
є Sr(Т)
Рис. 3. Nd-Sr-изотопный состав щелочных пород и карбона-титов южного Заангарья на Енисейском кряже. Мантийные резервуары E-MORB, PREMA, FOZO, EMI, EMII приведены в соответствии с их современными изотопными параметрами по Zindler&Hart, Stracke
Несмотря на происходивший флюидный мас-соперенос и обогащение редкими элементами, к моменту выплавления фойдолитовой магмы изото-
E-MORB ) ,—. PREMA FOZCO - Ш і і >4 і і - Г Щелочные породы и карбонатиты Восточного Саяна [14, 22] Заангарский плутон: □ фойяиты ■ ийолиты 0 щелочной сиенит-пегматит ф фойяит-пегматит ^жильные карбонатиты ff карбонатиты пенченгинекого комплекса
і і V ^ * ЕМ II ЕМ 1 , ,
пные системы литосферного субстрата не успевали придти к новому равновесию. По-видимому, му-сковитовые сиениты северо-восточного эндоконтакта массива, имеющие возраст 630±4,5 млн л (ЯЬ-Бг, 4=0,70640, MSWD=1,69) [3], не являются самостоятельной интрузивной фазой. Учитывая существенно радиогенный изотопный состав стронция пород, (87Бг/86Бг)т*0,706...0,707, е&(7)~32...44, и относительно древний модельный возраст млрд л, они могут предста-
влять собой продукты гидротермально-метасома-тической мусковитизации фойяитов под воздействием флюида с коровой компонентой. Как и в случае пенченгинского комплекса, возможен также вариант перестройки изотопной системы при повторном нагреве под тепловым воздействием более молодых (650.630 млн л назад) гранитоидных интрузий татарского комплекса.
Заключение
Интрузивные массивы щелочных пород и кар-бонатитов южного Заангарья представляют собой полихронные магматические комплексы неопроте-розойского возраста, начальные фазы становления которых происходили в диапазоне -725...680 млн л назад, что по времени совпадает с одной из эпох плюмовой активности и рифтогенеза на окраине Сибирского палеоконтинента. По-видимому, сравнительно синхронно развивались центры магматизма повышенной щелочности, расположенные в северной части Енисейского кряжа. Источники первичных фельдшпатоидной и карбонатитовой магм по своим изотопно-геохимическим параметрам соответствовали материалу РЯЕМА^О2О -плюмового компонента и Е-МОЯВ, в различной степени смешанного с веществом обогащенной литосферной мантии ЕМ I. Предполагается пуль-сационное внедрение фойдовых расплавов с интервалом -70 млн л (Заангарский плутон). Такой телескопированный характер геохимически сходных интрузивных фаз возможен только в условиях повторного плавления нижней литосферы, уже эродированной плюмом. Сходство Ш-Бг-изотоп-ного состава и времени образования щелочных пород и карбонатитов Енисейского кряжа и Восточного Саяна позволяют предполагать не только одинаковый геодинамический режим развития поз-днерифейско-вендского мантийного щелочного магматизма в регионах, но и изначальную пространственную сближенность его проявлений.
Исследования выполнены при финансовой поддержке Министерства образования и науки РФ по ФЦП«Научные и научнопедагогические кадры инновационной России 2009-2013 гг.», АВЦП «Развитие научного потенциала высшей школы 2009-2011 гг.».
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Корнев Т.Я., Качевский Л.К., Ножкин А.Д., Даценко В.М., Стороженко А.А., Заблоцкий К.А., Романов А.П. Рабочая схема корреляции магматических и метаморфических комплексов Енисейского кряжа // Региональные схемы корреляции магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саян-ской складчатой области / под ред. В.Л. Хомичева. - Новосибирск: СНИИГГиМС, 1999. - С. 17-46.
2. Врублевский В.В., Покровский Б.Г., Журавлев Д.З., Аношин Г.Н. Вещественный состав и возраст пенченгинского линейного комплекса карбонатитов, Енисейский кряж // Петрология. - 2003. - Т. 11. - № 2. - С. 145-163.
3. Сазонов А.М., Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Федорова А.В., Гавриленко В.В., Звягина Е.А., Леонтьев С.И. Заангар-ский щелочной интрузив, Енисейский кряж: Rb-Sr-, Sm-Nd-изотопный возраст пород и источники фельдшпатоидных магм в позднем докембрии // Доклады Академии наук. -2007.- Т. 413. - №6. - С. 798-802.
4. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Баянова Т.Б., Бережная Н.Г., Ларионов А.Н., Постников А.А., Травин А.В., Эрнст P.E. Неопро-терозойский рифтогенный и внутриплитный магматизм Енисейского кряжа как индикатор процессов распада Родинии // Геология и геофизика. - 2008. - Т. 49. - № 7. - С. 666-688.
5. Vernikovsky V.A., Vernikovskaya A.E., Kotov A.B., Salnikova E.B., Kova^ V.P. Neoproterozoic accretionary and ^lis^nal events on the western margin of the Siberian Craton: new geologkal and ge-ochronological evide^e from the Yenisey Ridge // Tectonophys-ies. - 2003. - V. 375. - № 1-4. - P. 147-168.
6. Верниковский В.А., Верниковская А.Е. Тектоника и эволюция гранитоидного магматизма Енисейского кряжа // Геология и геофизика. - 2006. - Т. 47. - № 1. - С. 35-52.
7. Лиханов И.И., Козлов П.С., Полянский О.П., Попов Н.В., Ре-вердатто В.В., Травин А.В., Вершинин А.Е. Неопротерозой-ский возраст коллизионного метаморфизма в Заангарье Енисейского кряжа (по 40Ar-39Ar-данным) // Доклады Академии наук. - 2007. - Т. 412. - № 6. - С. 799-803.
8. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Травин А.В. Верхнерифейский возраст кианит-силлиманитового метаморфизма в Заангарье Енисейского кряжа (по “Ar^Ar^^ ным) // Доклады Академии наук. - 2010. - Т. 433. - № 6. -С. 796-801.
9. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Травин А.В. Скорость эксгумации пород неопротерозойских коллизионных метаморфических комплексов Енисейского кряжа // Доклады Академии наук. - 2010. - Т. 435. - № 3. - С. 372-377.
10. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Сальникова Е.Б., Никифоров А.В., Котов А.Б., Владыкин Н.В. Позднерифейский риф-тогенез и распад Лавразии: данные геохронологических исследований щелочно-ультраосновных комплексов южного обрамления Сибирской платформы // Доклады Академии наук. -2005.- Т. 404. - №3. - С. 400-406.
11. Верниковский В.А., Верниковская А.Е., Сальникова Е.Б., Бережная Н.Г., Ларионов А.Н., Котов А.Б., Ковач В.П., Верни-
ковская И.В., Матушкин Н.Ю., Ясенев А.М. Позднерифейский щелочной магматизм западного обрамления Сибирского кратона: результат континентального рифтогенеза или аккреционных событий? // Доклады Академии наук. - 2008. -Т. 419.- № 1. - С. 90-94.
12. Лапин А.В., Плошко В.В., Малышев А.А. Карбонатиты зоны Татарского глубинного разлома на Енисейском кряже // Геология рудных месторождений. - 1987. - № 1. - С. 30-45.
13. Свешникова Е.В., Семенов Е.И., Хомяков А.М. Заангарский щелочной массив, его породы и минералы. - М.: Наука, 1976. - 80 с.
14. Morikiyo T., Miyazaki T., Kagami H., Vladykin N.V., Chernysheva E.A., Panina L.I., Podgornych N.M. Sr, Nd, C and O isotope characteristics of Siberian carbonatites // Alkaline magmatism and the problems of mantle sources: Proc. Intern. Workshop / Ed. N.V. Vladykin. - Irkutsk, 2001. - P. 69-84.
15. Собаченко В.Н., Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П., Пахоль-ченко Ю.А. Рубидий-стронциевый возраст приразломных щелочных метасоматитов и гранитов Татарско-Пенченгинской зоны (Енисейский кряж) // Доклады АН СССР. - 1986. -Т. 287. - № 5. - С. 1220-1224.
16. Врублевский В.В., Ревердатто В.В., Изох А.Э., Гертнер И.Ф., Юдин Д.С., Тишин П.А. Неопротерозойский карбонатитовый магматизм Енисейского кряжа, Центральная Сибирь: 40Ar/39Ar-геохронология пенченгинского комплекса // Доклады Академии наук. - 2011. - Т. 437. - № 4. - С. 514-519.
17. Кононова В.А. Якупирангит-уртитовая серия щелочных пород. - М.: Наука, 1976. - 215 с.
18. Bell K., Simonetti A. Source of parental melts to carbonatites-crit-ical isotopic constraints // Mineralogy and Petrology. - 2010. -V. 98. - № 1-4. - P. 77-89.
19. Harmer R.E., Gittins J. The case for primary, mantle-derived carbo-natite magma // Journal of Petrology. - 1998. - V. 39. -№11-12.- P. 1895-1903.
20. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиат-сткий суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. - 2000. - № 5. - С. 3-29.
21. Добрецов Н.Л. Мантийные плюмы и их роль в формировании анорогенных гранитоидов // Геология и геофизика. - 2003. -Т. 44. - №12. - С. 1243-1261.
22. Чернышова Е.А., Морикио Т. Характеристика источника щелочных пород карбонатитовых комплексов Присаянья по данным изотопного состава Nd и Sr в породах дайковой серии // Доклады Академии наук. - 1999. - Т. 369. - № 3. - С. 381-384.
23. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Владимиров А.Г., Руднев С.Н., Борисов С.М., Левченков О.А., Войтенко Д.Н. Геохронологические рубежи и геодинамическая интерпретация щелочно-базитового магматизма Кузнецкого Алатау // Доклады Академии наук. - 2004. - Т. 398. - № 3. - С. 374-378.
Поступила 04.05.2011 г.
