Геохронология мезозойского щелочного магматизма для Тыркандинской и Амгинской тектонических зон (алданский щит): новые U-Pb И Ar-Ar данные

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Геохронология мезозойского щелочного магматизма для Тыркандинской и Амгинской тектонических зон (алданский щит): новые U-Pb И Ar-Ar данные

А.В. Пономарчук, И.Р. Прокопьев, А.Г. Дорошкевич, Д.В. Семенова, А.А. Кравченко, А.И. Иванов

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия. Новосибирский государственный университет, Новосибирск, Россия. Институт геологии алмаза и благородных металлов, Якутск, Россия. Северо-Восточный федеральный университет им. М.К. Амосова, Якутск, Россия

Исследуется Ar-Ar и U-Pb геохронология мезозойского щелочного магматизма Тыркандинской и Амгинской тектонических зон на примере Джелтулинского и Верхнеамгинского массивов соответственно. Полученные результаты ограничивают диапазон мезозойского щелочного магматизма Амгинской зоны тектонического меланжа интервалом 139-117 млн лет, а Тыркандинской зоны тектонического меланжа -интервалом 121-111 млн лет. Обнаруженные в щелочных сиенитах Верхнеамгинского массива цирконы свидетельствуют о наличии трех кластеров возрастов: 1,9-2,1, 2,4-2,6 и 2,7-2,9 млрд лет соответственно. При этом примерно 70% точек соответствует второй группе возрастов.

Ключевые слова: Алданский щит, Ar-Ar датирование, датирование щелочных пород, мезозойский магматизм, датирование золоторудных месторождений.

Введение

Территория Алдано-Станового щита является крупным промышленным регионом скопления золоторудных объектов, связанных с проявлением позднемезозойского щелочного магматизма [Билибин, 1958; Бойцов, Пилипенко, 1998; Ветлужских и др., 2002; Максимов, 2003; Казанский, 2004; Кочетков, 2006; Дворник 2009; Максимов и др., 2010; Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018; Khomich et al. 2014, 2016;Goryachev, Pirajno, 2014; Prokopyev et al., 2019]. Рудоносный щелочной магматизм на Алданском щите попадает в возрастной интервал 160115 млн лет и представлен широким набором высоко-калиевых пород: щелочными сиенитами и сиенит-порфирами, монцонитами, лейцитовыми и нефелиновыми сиенитами, лампрофирами, биотитовыми пи-роксенитами и шонкинитами, а также щелочными и субщелочными базитами и гранитоидами [Богатиков и др., 1985; Владыкин, 1997; Панина, 1997; Максимов, 2003; Казанский, 2004; Кочетков, 2006; Дворник, 2009; Максимов и др., 2010; Прокопьев и др., 2018; Пономарчук и др., 2019; Borisenko et al., 2011; Mitchell et al., 1994; Prokopyev et al., 2019].

Золотое оруденение, ассоциирующее с калиевыми щелочными породами, проявлено в различных геодинамических обстановках - от магматических дуг до внутриплитного магматизма [Muller, Grooves, 2019]. Изучение радиогенных изотопов (Rb, Sr, Sm, Nd) указывает на существование древнего, обогащенного в результате процессов субдукции 2,72,5 млрд лет назад мантийного источника [Bogatikov et al., 1994; Doroshkevich et al., 2018; Mitchell et al., 1994]. Реактивация Алданского щита, происходившая неоднократно в течение геологической истории, позволяет проследить эволюцию этого источника. Другие современные геодинамические данные показывают, что формирование мезозойского щелочного магматизма Алдано-Станового щита связано с влиянием подлитосферного «горячего поля мантии» в виде интенсивного рифтогенеза и внутриплитной вулкано-плутонической деятельности, которая была сопряжена с формированием эпиконтинентальных прогибов, впадин и грабенов [Ярмолюк и др., 1995, 2000]. Причиной проявления мезозойской активности на Алдано-Становом щите рядом исследователей считается дегидратация субдуцирующей под Сибирский континент Тихоокеанской плиты и последующий апвеллинг астеносферного вещества, которые привели к деформациям в литосфере и проявлению многоэтапного плюмового магматизма, отвечающего за перенос полезных компонентов и формирование крупных золоторудных месторождений [Khomich et al., 2014, 2015].

В пределах Алдано-Станового щита выделяется несколько локальных рудных районов, в которых золоторудные объекты ассоциируют с проявлением мезозойского щелочного магматизма: Центрально-Алданский, Амгинский, Тыркандинский, Элькон-ский, Кет-Капский и др. [Дзевановский и др., 1972; Ветлужских, 1990; Максимов, 2003; Прокопьев и др., 2018; Prokopyev et al., 2019].

Исследуемый Джелтулинский щелочной массив является основным рудным объектом Тыркандин-ского золоторудного района и представляет собой расслоенный сиенитовый вулкано-плутон, сформированный в несколько фаз внедрения щелочного комплекса в интервале 138-115 млн лет, в пределах которого установлено два типа рудной минерализации: золоторудная и уран-торий-редкоземельная [Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018]. Верхнеамгинский массив, расположенный в Амгин-ской зоне тектонического меланжа, имеет возраст формирования 117-135 млн лет [Prokopyev et al., 2019]. В публикации приводятся новые данные по геохронологии становления основных фаз массивов и возрасту рудоносных метасоматитов.

Геология

Сибирский кратон образует коллаж микроконтинентов (Тунгусский, Анабарский, Оленекский, Алданский и Становой), ограниченных раннепротерозойскими орогенными складчатыми поясами [Rosen et al., 2002]. Согласно геохронологическим данным, крупные корообразующие события в пределах Сибирского кратона происходили на рубежах 3,5; 3,3; 3,0 и 2,5 млрд лет [Frost et al., 1998; Rosen et al., 2002]. Алдано-Становой щит является южным выступом фундамента Сибирского кратона на поверхность и характеризуется сложным строением. Существует несколько точек зрения на тектоническое районирование Алданского щита. Ряд исследователей делит Алданский щит на Алданский геоблок, а также Чара-Олекминский и Батомгский геоблоки, примыкающие с запада и востока Алданского геоблока соответственно [Котов и др., 2005, 2006, 2017].

Алданский геоблок, в свою очередь, подразделяется на Западно-и Восточно-Алданский (Учурский) мегаблоки, которые представлены практически полностью метаморфизованными породами гранулитовой фации. Центральная часть Алданского щита сложена широко распространенными архейскими и раннепротерозойскими гранитоидами, которые являются преимущественно гранитогнейсами [Великославинский и др., 2011; Ларин и др., 2012]. Пять эпизодов проявления внутриплитного магматизма раннего докембрия, включая формирование гранитоидов А-типа, отчетливо различаются в истории формирования Алданского щита и его складчатого обрамления: 2,62; 2,40-2,52; 2,07; 1,87-1,88 и 1,74-1,70 млрд лет соответсвенно. При этом установлено, что гранитоиды образовались в разных геодинамических обстановках - при постколлизионном расширении литосферы (2,64; 1,87-1,88 млрд лет), и анорогенные вследствие активности мантийных плюмов (2,40-2,52; 2,07 и 1,74-1,70 млрд лет) [Великославинский и др., 2011; Ларин и др., 2012].

В данной работе используется модель тектонического строения Алдано-Станового щита согласно [Парфенов, Кузьмин, 2001], которая выделяет пять супертеррейнов (рис. 1): Западно-Алданский супертеррейн (WA), Центрально-Алданский составной террейн (включающий Нимнырский (АХМ), Сутамский (АБТ)), Восточно-Алданский составной террейн (включающий Батомгинский (EBT) и Учурский (EUC)), а также Тындинский (TN) и Чо-гарский (CG) супертеррейны [Парфенов, Кузьмин, 2001]. Составные террейны Алдано-Станового щита, в свою очередь, разделены зонами тектонического меланжа: Амгинская (am), Каларская (kl) и Тыркандинская (tr). Исследуемый Джелтулинский щелочной массив расположен в пределах докембрийского Учурского гранулит-парагней-сового террейна (EUC) и примыкает к Тыркандинской зоне тектонического меланжа, маркирующей зону раннепротерозойской аккреции молодого кратона - Учурского террейна (EUC) к более древнему Цен-трально-Алданскому супертеррейну [Парфенов, Кузьмин, 2001] (см. рис. 1).

Тыркандинская зона тектонического меланжа в плане имеет дугообразную форму и протягивается на 1 650 км при ширине 50-200 км [Парфенов, Кузьмин, 2001]. В строении зоны участвуют тектонические пластины образованные различными ассоциациями докембрийских пород. Пластины ограничены узкими зонами бластомилонитов, которые в субдолготной ветви насыщены телами докембрийских гранитоидов. Внутри пластин установлено несколько этапов докембрийской складчатости: ранний (связанный с надвигообразованием) -изоклинальная складчатость с падением крыльев складок в северо-восточном направлении и поздний (связанный со сдвиговыми движениями) [Парфенов и Кузьмин, 2001; Мельников и др., 2015]. Для образованных на позднем этапе бластомилонитовых зон установлены левосдвиговые перемещения. В целом на поздних этапах эволюции, вплоть до современного времени, более существенную роль в развитии зоны играли сдвиговые смещения блоков, которые контролировали ее развитие [Мельников и др., 2015]. На востоке Тыркандинской зоны тектонического меланжа обнажаются породы Учурского террейна (EUC, см. рис. 1).

Рис. 1. Схема тектонического строения Алдано-Станового щита (данные [Парфенов, Кузьмин, 2001; Prokopyev et al., 2019] с дополнениями авторов)

Его структурный план определяется гранитогнейсовыми куполами размером до 150 км в поперечнике [Парфенов и Кузьмин, 2001]. Ядра куполов образованы гранитогнейсами, чарнокитогнейсами и эндербитогнейсами. Мезозойская тектоно-магматическая активизация в пределах Тыркандинской зоны меланжа унаследовала докембрийские зоны разломов и выразилась в формировании катаклазитов и псевдотахилитов [Парфенов, Кузьмин, 2001; Кравченко и др., 2014]. По форме будин в зонах разломов и смещениям геологических комплексов с псевдотахилитами установлены правосдвиговые перемещения. С формированием правых сдвигов связано возникновение дуплексов растяжения, хорошо проявленных в гравитационном поле и по наличию мезозойских щелочных магматических пород.

Мезозойские магматиты широко представлены полями даек, штоками и крупным Джелтулинским массивом центрального типа, сложенными породами монцонит-сиенитовой и щелочно-сиенитовой формаций разнообразного состава - от диорит-порфиритов до нефелиновых сиенитов с преобладанием кварцевых сиенитов, монцонитов и граносиенитов (рис. 2). Становление интрузивов сопровождалось контактово-метасоматическими и гидротермальнометасоматическими процессами в виде ороговикования, хлоритизации, эпидотизации, серицитизации вмещающих пород, наложенным окварцеванием [Прокопьев и др., 2018]. В щелочных сиенитах Джелтулинского массива проявлены процессы щелочного метасоматоза: альбитизации, серицитизации, эгиринизации, выщелачивания и цеолитизации. Именно к ареалам мезозойских магматических пород тяготеют все известные в пределах района россыпи золота и золоторудные проявления.

Верхнеамгинский щелочной массив находится в 120 км к западу от г. Алдана, в северо-западной части Алданского нагорья, в верхнем течении бассейна р. Амга (приток р. Алдан). Территория исследуемого района по современным тектоническим данным входит в состав Амгинской субмеридиональной структурной зоны тектонического меланжа, разделяющей два крупных мегаблока Алдано-Станового щита - Западно-Алданский гранит-зеленокаменный составной террейн (с запада) и Нимнырский гранулит-ортогней-совый (с востока) [Парфенов, Кузьмин, 2001].

Рис. 2. Геологическое строение Джелтулинского массива (по [Кравченко и др., 2014; Прокопьев и др., 2018])

В плане Амгинская сутурная зона имеет дугообразную форму и протягивается на 500 км с севера на юг при ширине порядка 150-200 км (см. рис. 1). Структурный план зоны определяется широким развитием надвиговых и сдвиговых структур, а также сопряженных с ними систем складок, ориентировка которых подчинена простиранию зоны [Парфенов, Кузьмин, 2001].

В строении Амгинской зоны участвуют архейские комплексы амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма, раннепротерозойские ортогнейсовые и парагнейсовые толщи субгранулитовой гранулитовой фации, а также фрагменты архейских и раннепротерозойских зеленокаменных поясов и дифференцированные плутоны ультраосновных и основных пород [Парфенов, Кузьмин, 2001].

Структурная позиция Верхнеамгинского золотоносного района характеризуется многоярусным строением, определяющим три главных типа геоструктур региона: нижнедокембрийский фундамент, венд-нижнекембрийский осадочный чехол и мезозойские участки активизации (рис. 3). Архейские структуры фундамента с несогласием перекрыты венд-нижнекембрийским платформенным чехлом морских глинисто-карбонатных осадков. На отдельных участках в северной части района, на вершинах водоразделов сохранились небольшие мощности мезозойских терригенных отложений юрской (юх-тинская свита) и кайнозойской систем [Парфенов, Кузьмин, 2001].

Основной объем магматических образований связан с платформенным этапом мезозойской тектоно-магматической активности. Мезозойские изверженные породы на современном эрозионном срезе представлены крупным телом и множеством штоков сиенитов и сиенит-порфиров, а также примыкающими к нему с юга штоками монцонитов. Встречаются отдельные тела щелочных (эгириновых) гранитов (см. рис. 3). Дайковый комплекс представлен силлами, штоками и дайками лампрофиров (минетт). Дайки лампрофиров имеют преимущественно северо-западное и северовосточное направление, соответствующее преобладающим направлениям тектонических разломов.

Рис. 3. Геологическая схема строения Верхнеамгинского массива (данные [Prokopyev et al., 2019] с дополнениями авторов) Архейские и палеопротерозойские породы: (а) граниты, (Ь) биотитовые гнейсы

Позднемезозойские породы

Кроме того, в пределах Верхнеамгинской площади встречаются дайки и штоки щелочно-базитовых и ультраосновных пород: шонкиниты, пироксениты и сиенит-порфиры (см. рис. 3), отвечающие одним из ранних фаз становления мезозойского комплекса в пределах Верхнеамгинского массива (по геологическим данным).

Со щелочными интрузиями связаны зоны сульфидизации, окварцевания и скарнирования, сопровождаемые золоторудной минерализацией [Prokopyev et al., 2019]. Тектоническая характеристика района определяется разломами субмеридионально-северово-сточного простирания, входящими в систему Амгинского глубинного разлома. Разломы северо-восточного и северо-западного простирания формируют диагональные разрывные структуры, наложенные на зону Амгинского глубинного разлома, или органически входят в его структуру, наследуя его тектонику. Заложенные в докембрийское время разломы этой системы неоднократно активизировались, особенно активно в мезозое, когда была сформирована блоковая структура района, интенсивно проявлен магматизм и связанная с ним золоторудная гидротермальная деятельность [Парфенов, Кузьмин, 2001; Prokopyev et al., 2019].

Методика измерений

40Ar9Ar датирование. Эксперименты по 40Ar/39Ar датированию проводились по мономине-ральным фракциям, отбор которых производился вручную под бинокулярной лупой из фракции 0,30,1 мм измельченного образца. Облучение проб было проведено в кадмированном канале научного реактора ВВР-К типа в Научно-исследовательском институте ядерной физики (Томск). Градиент нейтронного потока за период облучения не превышал 0,5 % в размере образца. В качестве монитора использовался стандартный K/Ar образец мусковит МСА-11 (ОСО No 129-88), подготовленный Всесоюзным научно-исследовательским институтом минерального сырья Министерства геологии СССР (ВИМС) в 1988 г. Для его калибровки в качестве 40Ar/39Ar монитора применялись международные стандартные образцы мусковит Bern 4m и биотит LP-6 [Baksi et al., 1996]. По результатам калибровки в качестве возраста мусковита МСА-11 было принято среднее, которое составило 311,0 ± 1,5 млн лет [Травин, 2016]. Значение полной постоянной распада 40K, в соответствии с [Steiger, Jager, 1977], принималось равным 5,543*10-10 год-1.

Холостой опыт по определению 40Ar (10 мин при 1 200 °С) не превышал 5х10-10 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 намасс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы «Микромасс» (Великобритания). 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. Особое внимание уделялось контролю фактора изотопной дискриминации с помощью измерения порции очищенного атмосферного аргона. Среднее значение отношения 40Ar/36Ar на период измерений составило 295,5 ± 0,5. Нагревание образца происходило в кварцевом реакторе, помещенным в резистивную печь. Датирование производилось методом ступенчатого прогрева. Контроль температуры осуществлялся посредствам хро-мель-алюмелевой термопары. Точность регулировки температуры составляла ±1 °С.

U/Pb датирование. Определение возраста зерен циркона U/Pb методом было проведено в Центре многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН. Измерения проводились на масс-спектрометре высокого разрешения с индуктивно связанной плазмой Thermo Scientific Element XR (Германия), соединенном с системой лазерной абляции New Wave Research UP 213, на основе ультрафиолетового Nd:YAG лазера с длиной волны 213 нм. Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для получения максимальной интенсивности сигналов Pb и U при минимальном значении 254UO/238U (менее 2 %), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполняли по массам 202Hg,

(Pb + Hg), Pb, Pb, Pb, Th, U, U. Съемка проводилась в режиме E-scan, детектирование сигналов -в режиме счета (counting) для всех изотопов, кроме 206U, 238U и 232Th (режим triple). Диаметр лазерного луча составлял 30 мкм, частота повторения импульсов 5 Hz и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см2. Данные масс-спектрометри-ческих измерений обрабатывали с помощью программы Glitter [Griffin et al., 2008]. U-Pb изотопные отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартного циркона Plesovice [Slama et al., 2008]. Для контроля качества использованы цирконовые стандарты Temora [Black et al., 2004] и Harvard 91500 [Wiedenbeck et al., 1995], для которых получены кон-кордантные оценки возраста 414 ± 4 млн лет (п = 14) и 1062 ± 11 млн лет (n = 10) (2о) соответственно. Данные для стандартов циркона совпадают с оценками возраста, полученными методом ID-TIMS. Диаграммы с конкордией построены с использованием программы Isoplot [Ludwig, 2003].

Петрография исследуемых пород

Верхнеамгинский массив. Согласно геологическому, петрографическому и минералогическому исследованию щелочных пород Верхнеамгинского массива, установлено, что основные фазы представлены штокообразными телами сиенитов и сиенит-порфиров, а также дайками и пластовыми интрузиями лампрофиров (минетт). Детальная вещественная характеристика основных фаз массива дана в работе [Prokopyev et al., 2019]. Далее приведена краткая петрографическая характеристика исследуемых геохронологическими методами образцов пород: интрузий минетт (обр. 7062, 9079) и щелочных сиенитов (Ам-45-18 и Ам-46-18) (рис. 3, 4).

Щелочные сиениты сложены калиевым полевым шпатом с мезопертитовыми вростками альбита и содержат порфировые вкрапленники альбита, калиевого полевого шпата, амфибола и биотита (флогопита). Полевые шпаты являются главными породообразующими минералами, на них приходится 45-75 % содержания породы. Для данной породы характерна порфировидная структура и массивная текстура. Индекс темно-цветности -лейкократовая порода. Размеры вкрапленников достигают первых миллиметров. Второстепенными и акцессорными минералами (5-15 %) являются апатит, титанит, циркон и рудные минералы. Вторичные минералы представлены карбонатом, эпидотом и хлоритом. Лампрофиры представляют собой равномернозернистую полевошпатовую породу с рассеянной вкрапленностью (1-3 %) чешуек флогопита, зерен магнетита, кристаллов апатита, иногда порфировых вкрапленников оливина и клинопироксена, которые замещаются хлоритом и серицитом. В интерстициях между зерен полевого шпата отмечаются редкие зерна кварца. Структура породы -порфировидная, структура основной массы -равномернозернистая, ксеноморф-ная. Порода -лейкократовая. Размеры вкрапленников могут достигать первых миллиметров. Из второстепенных и акцессорных минералов (менее 1 %) диагностированы апатит, карбонат, титанит, альбит, циркон и рудные минералы.

Джелтулинский массив. Для геохронологических исследований джелтулинского массива были отобраны образцы сиенитов ДЖ 13-08-012, ДЖ 13-08034 и ДЖ 13-08-80 (рис. 5), а также рудного метасо-матита ДЖ 13-08-116. Далее приведена краткая петрографическая характеристика этих образцов.

Рис. 4. Фотографии петрографических шлифов сиенит-порфира (a, b -- николи скрещены) и лампрофиров (c, d -- николи скрещены) Верхнеамгинского массива. Обозначения минералов: Amp -амфибол, Kfs -калишпат, Ab -альбит, Pl -плагиоклаз, Bt - биотит

Рис. 5. Фотографии шлифов пород Джелтулинского массива а -моноклинный пироксен в сиените ДЖ 13-08-012; b -включения плагиоклаза и цветных минералов в порфировых выделениях КПШ в сиените ДЖ 13-08-012; c -фрагмент порфировидной структуры сиенита ДЖ 13-08-034, порфировые выделения представлены крупными индивидами КПШ; d -удлиненно-призматические кристаллы пироксена и роговой обманки в сиените ДЖ 13-08-034; e -общая структура сиенита ДЖ 13-08-080;f -шлировые скопления цветных минералов в сиените ДЖ 13-08-080

геологический позднемезозойский щелочной магматизм

Сиенит ДЖ 13-08-012 полнокристаллический, меланократовый. Содержание калиевого полевого шпата (КПШ) -75 %, плагиоклаза -10 %, пироксена -8 %, биотита -2 %, роговой обманки -5 %, рудных минералов -3 %. КПШ пелитизирован, образует неправильные зерна, характерны простые двойники, наиболее крупные выделения калиевого полевого шпата несут включения плагиоклаза и цветных минералов (см. рис. 5, b). Плагиоклаз изменен вторичными процессами, сохранился лишь в качестве включений в КПШ. Моноклинный пироксен представлен в виде призматических, удлиненных, неправильной формы зерен с неровными очертаниями, плеохроизм от бледно-зеленого, бледно-желтого до зеленовато-синих, бледно-розоватых тонов. Пироксен частично изменен вторичными процессами и довольно часто замещен роговой обманкой (см. рис. 5, а). Роговая обманка представлена неправильными, реже короткопризматическими формами зерен с цветом плеохроизма от зеленого до бурого. Биотит присутствует в виде единичных зерен неправильной формы. Рудные минералы развиваются по темноцветным.

Состав сиенита ДЖ 13-08-034 представлен КПШ -60 %, плагиоклазом -15%, биотитом -10 %, пироксеном -10 %, роговой обманкой -3 %, рудным минералом -2 %. Структура породы порфировидная, обусловленная крупными индивидами КПШ (см. рис. 5, с), основная масса состоит из гипидиоморфнозернистых кристаллов плагиоклаза и темноцветных минералов. Биотит преобладает среди темноцветных минералов, и равномерно распределен по всей породе в виде индивидуальных гипидиоморфных пластинок. Пироксен и роговая обманка образуют небольшие, неравномерно распределенные скопления, а также встречаются в виде индивидуальных зерен (см. рис. 4, d). Рудный минерал тяготеет к темноцветным минералам.

Сиенит ДЖ13-08-80 характеризуется гипидиоморфнозернистой структурой (см. рис. 5, e), полиминеральным составом. Минеральный состав представлен: КПШ -70 %, плагиоклаз -10 %, оливин -4 %, пироксен -5 %, биотит -5 %, роговая обманка -10 %, рудный минерал -1 %. Порода сложена преимущественно удлиненными, призматическими с неправильными очертаниями, изометричными, зернами калиевого полевого шпата с пертитовым строением. Плагиоклаз представлен самостоятельными, прямоугольными, удлиненными формами кристаллов. Роговая обманка представлена короткими призмами с неправильной формы зернами. Моноклинные пироксены двух генераций. Первая представлена удлиненными, призматическими с неправильными очертаниями зернами, в сростках с роговой обманкой или замещая последнюю. Вторая генерация образует шлировые скопления совместно с биотитом и роговой обманкой (см. рис. 5, f). Оливин сохранился в виде зерен неправильной формы с характерной трещиноватостью. Биотит присутствует в двух генерациях. Первая генерация представлена более крупными самостоятельными пластинками биотита, образующими круговые скопления вместе с роговой обманкой вокруг шлировых скоплений более мелких цветных минералов. Вторая генерация биотита представлена тонкими чешуйками, которые образуют шлировые скопления, в ассоциации с очень мелкими пироксеном и роговой обманкой.

Результаты Ar-Ar датирования

Результаты 40Ar9Ar датирования пород Джел-тулинского массива. Возрастной спектр монофракции биотита из образца щелочного сиенита ДЖ 13-08-80 образует 40Ar/39Ar возрастной спектр, состоящий из шести ступеней (рис. 6, b; табл. 1). Четыре последние ступени соответствуют возрастному плато с возрастом 117,8 ± 3,8 млн лет (рис. 6, b). Общее количество газа среди ступеней, составляющих возрастное плато отвечает более 80 % от выделенного 39Ar.

Амфибол из меланократовых сиенитов (обр. ДЖ 13-08-034, рис. 6, а; табл. 1) демонстрирует возрастной спектр, состоящий из девяти ступеней. Четыре последние ступени объединяются в возрастное плато, средневзвешенный возраст которого составляет 111 ± 1,3 млн лет (рис. 6, а). Плато включает 75 % 39Ar выделенного в ходе измерений.

40Ar/39Ar возрастной спектр полевого шпата образца щелочных сиенитов (ДЖ 13-08-012) состоит из десяти ступеней (рис. 6, с; табл. 1). Семь ступеней образуют возрастное плато -возрасты всех ступеней совпадают в пределах погрешности 1о [Fleck et al., 1977]. Средневзвешенный возраст плато равен 120,2 ± 1,7 млн лет. Плато включает около 75 % выделенного 39Ar.

Валовая проба рудного метасоматита ДЖ 13-08-116 имеет 40Ar/39Ar возрастной спектр из девяти ступеней (рис. 6, d; табл. 1). Все ступени кроме первой могут быть включены в возрастное плато со средневзвешенным возрастом 121,4 ± 2,3 млн лет с содержанием 39Ar более 90 % от общего количества (рис. 6, d).

Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Верх-неамгинского массива.40Ar/39Ar спектр полевого шпата дайки минетты (обр. 7062, см. рис. 7, а; табл. 2), состоит из десяти ступеней (рис. 7, а). Восемь средне-и высокотемпературных ступеней образуют возрастное плато и определяют средневзвешенный возраст исследуемого образца величиной 138,5 ± 1,5 млн лет (табл. 2). Количество выделенного 39Ar в рамках возрастного плато составляет более 95 % от общего объема 39Ar, выделившегося из образца в ходе эксперимента.

По полевому шпату из дайки минетты (обр. 9079, рис. 7, b; табл. 2) получен 40Ar/39Ar возрастной спектр, состоящий из десяти ступеней (рис. 7, Ь). Восемь ступеней можно объединить в возрастное плато. Средневзвешенный возраст полученного возрастного плато составляет 133,4 ± 2 млн лет. Объем выделенного в рамках возрастного плато 39Ar достигает 85 % (табл. 2). Полученный возраст соответствует возрасту закрытия 40Ar/39Ar изотопной системы в полевом шпате образца и отвечает времени становления дайки минетты.

Результаты U-Pb датирования

Для определения U-Pb возраста пород Верхнеамгинского массива были отобраны цирконы из трубок взрыва АМ 45-18 и АМ 46-18. В основном цирконы представлены в виде обломков размером 200-400 мкм. В катодолюминесцентных изображениях наблюдается магматическая зональность. Встречаются предположительно реликтовые ядра цирконов (см. рис. 8). U-Pb изотопные результаты и характер распределения тория, урана и величины Th/U приведены в табл. 3.

Экспериментально полученные результаты свидетельствуют о наличии трех кластеров возрастов: 1,9-2,1; 2,4-2,6 и 2,7-2,9 млрд лет соответственно (рис. 8, табл. 3). При этом примерно 70 % точек соответствует второй группе возрастов. Средневзвешенный возраст по этим группам результатов составляет 2 466 ± 24 млн лет и 2 449 ± 21 млн лет для образцов АМ 45-18 (рис. 8, а) и АМ 46-18 (рис. 8, Ь) соответственно.

Рис. 6. Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Джелтулинского массива а -возрастные спектры амфибола из образца сиенита ДЖ 13-08-034; Ь -биотита из образца сиенита ДЖ 13-08-080; c -полевого шпата из образца сиенита ДЖ 13-08-012; d -метасоматита ДЖ 13-08-116

Таблица 1. Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Джелтулинского массива

Рис. 7. Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Верхнеамгинского массива Возрастные спектры КПШ из образцов минет 7062 (а) и 9079 (b)

Таблица 2. Результаты 40Ar/39Ar датирования пород Верхнеамгинского массива

Рис. 8. Результаты U-Pb исследования цирконов из щелочных пород Верхнеамгинского массива АМ 45-18 (а) и АМ 46-18 (b)

Таблица 3. Результаты U-Pb датирования пород Верхнеамгинского массива

Обсуждение результатов

Мезозойский магматизм. Полученные 40Ar/39Ar методом возраста внедрения даек лампрофиров согласуются с ранее опубликованными датировками мезозойского магматизма Верхнеамгинского массива. Кристаллизация сиенитов и поздних даек лампрофиров происходила 131,4 ± 1,5 млн лет (131,4 ± 2,9 млн лет, U-Pb метод [Prokopyev et al., 2019]) и 117,7 ± 3,4 млн лет назад соответственно [Пономарчук и др., 2019], а ранний этап внедрения даек лампрофиров имел место в интервале 134,9 ± 1,6 -132,3 ± 1,5 млн лет [Prokopyev et al., 2019]. Исследуемый в работе образец дайки минетты 7062 показывает чуть более древний возраст внедрения -138,5 ± 1,5 млн лет, что расширяет диапазон щелочного магматизма до интервала 138,5 ± 1,5 -117,7 ± 3,4 млн лет.

В результате проведенных исследований получен возраст формирования меланократовых сиенитов (ДЖ 13-08-012 и ДЖ 13-08-80) -120,2 ± 1,7 млн лет (по полевому шпату) и 117,8 ± 3,8 млн лет (по биотиту), соответственно. Так же получен возраст внедрения дайки меланократовых сиенитов (ДЖ 13-08-034) -111 ± 1,3 млн лет (по амфиболу). Возраст образования рудного метасоматита (ДЖ 13-08-116) составил 121,4 ± 2,3 млн лет.

Полученные возрасты кристаллизации щелочных сиенитов совпадают с ранее опубликованными датировками [Прокопьев и др., 2018] -возраст лейкократовых сиенит-порфиров (пуласкитов) составляет 121,1 ± 1,3 млн лет, а дайки лаурвикитов и пуласкитов внедрились в массив в интервале 120,1 ±2118,3 ± 2,1 млн лет. При этом полученный возраст дайки меланократовых сиенитов (ДЖ 13-08-034) -111 ± 1,3 млн лет, что несколько моложе возраста трахитов -115,5 ±1,6 млн лет [Прокопьев и др., 2018] и расширяет интервал мезозойского магматизма от 121 до 111 млн лет.

Установленные временные рамки магматизма Верхнеамгинского массива близки по времени с позднемезозойскими магматическими процессами, широко проявленными в других районах Алдано-Станового щита. Особое место среди щелочных областей Алдана отводится Центрально-Алданскому району, с одной стороны, в силу его особого экономического потенциала, а с другой -в силу его наибольшей изученности. Рябиновый щелочной массив считается эталонным объектом, на котором проявлены все фазы мезозойского щелочного магматизма [Кочетков и др., 1989; Максимов, 2003]. Данные Ar-Ar датирования ортоклаза из щелочного сиенита массива установили возраст формирования пород -144,8 ±1,5 млн лет [Borisenko et al., 2011]. Дайки лампрофиров Рябинового массива датируются интервалом 129-125 млн лет [Borisenko et al., 2011]. В пределах Лебединого рудного поля лампрофиры имеют близкий возраст -132,4 ± 1,6 млн лет (4°Ar/39Ar по флогопиту [Borisenko et al., 2011]). U-Pb и Rb-Sr изотопные системы подтверждают (раннемело-вой-позднеюрский) возраст кристаллизации сиенитов и лампрофиров Рябинового массива -147-120 млн лет [Шатов и др., 2012; Шатова и др., 2017].

Щелочные породы массива Инагли (Центрально-Алданский район) сформировались в несколько этапов: кристаллизация оторочки дунитового ядра -кли-нопироксенитов, датируется возрастом 145,8 ± 3,2 млн лет; и образование дифференцированного щелочного кольца массива происходило в интервале 133128 млн лет [Ибрагимова и др., 2015; Пономарчук и др., 2019]. Возраст образования флогопитовой вкрапленности в дунитах составляет 136,5 ± 5,3 млн лет (по флогопиту), а возраст формирования рудных жил (по амфиболу из полевошпат-хромдиопсид-слюдяной жилы) равен 133,4 ± 1 млн лет [Пономар-чук и др., 2019].

В результате исследований массива Ыллымах (Центрально-Алданский район) выделено три эпизода внедрения магм -140, 130 и 125 млн лет, соответствующие трем группам пород -фельдшпатоидным и щелочные сиенитам, сиенитам от нефелин до кварцсодержащих и эгириновые щелочно-полевошпатовым гранитам [Васюкова и др., 2020].

Полученный возраст оруденения Джелтулинско-го массива -121,4 ± 2,3 млн лет -совпадает со становлением ранних фаз -лейкократовыми сиенитами и сиенит-порфирами. Мезозойский магматизм Джелтул-линского массива, как и связанное с ним золотое оруденение, моложе по сравнению с магматизмом Цен-трально-Алданского рудного узла. Эволюция рудообразующих систем Центрально-Алданского района охватывает интервал 138-130 млн лет. Основные рудопродуктивные стадии на месторождениях Рябиновое, Куранах и Лебединое, по данным Ar-Ar датирования, попадают в достаточно узкий диапазон времени ~ 137 млн лет, что предполагает их синхронное проявление в различных участках Цен-трально-Алданского щелочного комплекса. U-Pb возраст цирконов околорудных гумбеитов Рябинового массива составляет 125-133 млн лет [Шатова и др., 2017]. По данным U-Pb датирования, магматическая и гидротермально-метасоматическая деятельность в пределах Эльконского золото-уранового рудного узла отвечает диапазону 143-125 млн лет. Золото-урановые руды эльконского горста имеют возраст 130-125 млн лет [Казанский, 2004].

Докембрийская магматическая активность. U-Pb (SIMS/LA-ICP MS) анализ цирконов из образцов трубок взрыва (Ам 45-18 и Ам 46-18) показал наличие в каждом двух кластеров возрастов -2,6-2,4 и 2,0-1,8 млрд лет. Подобные возрастные рубежи неоднократно встречались в цирконах мезозойских щелочных пород Алданского щита и являются отражением длительной и многоэтапной эволюции. Например, в щелочных сиенитах Верхнеамгинского массива, вместе с цирконами, соответствующим возрасту кристализации пород -131 млн лет, обнаружены цирконы возрастом 2,5-2,2 и 1,91,87 млрд лет [Prokopyev et al., 2019]. Возрасты цирконов 2,6 и 1,9 млрд лет отмечены для сиенитов и лампрофиров Рябинового массива Центрально-Алданского района [Шатов и др., 2012]. Цирконы в кварцевом монцодиорит-порфире щелочного обрамления массива Инагли Центрально-Алданского района, также, помимо мезозойского возраста кристаллизации, обнаруживают группы докембрийских возрастов -1888 ± 31 и 2380 ± 33 млн лет [Ибрагимова и др., 2015]. Возраст же ядер цирконов кварцевого сиенит-порфира того же массива имеет конкордатные значения 1 924 и 1 920, 2 566 ± 48 млн лет.

В строении центральной части Алдано-Станового щита архейские и раннепротерозойские гранитоиды имеют исключительно широкое время кристаллизации: становление интрузий гранитоидов нелюкин-ского комплекса произошло в интервале 2 398 ± 4 -2 522 ± 2 млн лет (U-Pb метод по циркону [Котов и др., 2004]). Ортогнейсы тимптонского комплекса имеют возраст 2 011±2 млн лет (U-Pb метод по циркону [Котов и др., 1995]). Для метаандезитов Бала-ганахского зеленокаменного пояса и федоровской толщи U-Pb методом по циркону получена оценка возраста 2 006 ± 3 млн лет [Великославинский и др., 2003, 2006]). Порфиробластические биотит-амфи-боловые гнейсограниты Амгинской зоны тектонического меланжа имеют возраст 2 423 ± 43 млн лет (U-Pb метод по циркону [Сальникова и др., 1993]), а возраст лейкосом мигматитов составляет 1895±14 млн лет (U-Pb метод по циркону [Nutman et al., 1992]). Внедрение магнезиокарбонатитов Селигдарского месторождения датируется возрастом 1 880 ± 13 млн лет (U-Pb метод по циркону [Prokopyev et al., 2017]). Изучение геохимии магнезиокарбонатитов Селигда-ра (Центральный Алдан) показало, что породы образовались из обогащенного мантийный источника, отделенного от деплетированной мантии на рубеже 2,5-2,7 млрд л. н. [Doroskevich et al., 2018]. Подобный тренд эволюции (eNd) отмечается для протерозойского Чинейского расслоенного массива и позднеархейских лампроитов Хани [Doroskevich et al., 2018; Vladykin et al., 2005]. На основании исследований геохимических характеристик массивов Центрального Алдана (Рябиновый, Томмотский, Якокутский и Инаглинский) предложена модель двухстадийной эволюции калиевых пород -докембрийская стадия формирования источников калиевых расплавов, с возможным участием субдуцированного компонента, и поднемозозойская стадия, в ходе которой был широко проявлен щелочной магматизм, обусловленный благоприятным геодинамическим режимом, при этом влияние на состав пород источника было незначительным [Кононова и др., 1995].

Заключение

Таким образом, диапазон мезозойского щелочного магматизма Амгинской зоны тектонического меланжа 139-117 млн лет близок ко времени становления основных фаз Центрально-Алданского щелочного комплекса 145-125 млн лет.

Становление Джелтулинского массива Тыркандинской зоны тектонического меланжа происходило в интервале 121-111 млн лет, что моложе времени образования центрально-алданских и верхнеамгинских щелочных пород.

Обнаруженные в щелочных сиенитах Верхнеамгинского массива цирконы демонстрируют значения возрастов, совпадающих с региональными эпизодами внутриплитного магматизма Алдано-Станового щита, и вкупе с изотопными данными могут свидетельствовать о возможном существовании древнего мантийного источника и его эволюции.

Литература

1. Билибин Ю.А. Избранные труды. М. : Изд-во АН СССР, 1958. Т. 1. 432 с.

2. Богатиков О.А., Махоткин И.Л.., Кононова В.А. Лампроиты и их место в систематике высокомагнезиальных калиевых пород // Известия АН СССР. Сер.геол. 1985. № 12. С. 3-10.

3. Бойцов В.Е., Пилипенко Г.Н. Золото и уран в мезозойских гидротермальных месторождениях Центрального Алдана (Россия) // Геология рудных месторождений. 1998. Т. 40, № 4. С. 354-369.

4. Васюкова Е.А., Пономарчук А.В., Дорошкевич А.Г. Петролого-геохимическая характеристика пород Ыллымахского массива (Алданский щит, Южная Якутия) // Геология и геофизика. 2020. № 4. С. 489-507.

5. Великославинский С.Д., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А., Ковач В.П., Загорная Н.Ю., Беляевский Н.А., Яковлева С.З., Федосеенко А.М. U-Pb возраст федоровской толщи алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса (Алданский щит) // Доклады Академии наук. 2003. Т. 393, № 1. С. 91-96.

6. Великославинский С.Д., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Глебовицкий В.А., Загорная Н.Ю., Яковлева С.З., Толмачева Е.В., Анисимова И.В., Федосеенко А.М. Первичная природа, возраст и геодинамическая обстановка формирования протолитов метаморфических пород федоровской толщи, Алданский щит // Петрология. 2006. Т. 14, № 1. С. 25-43.

7. Великославинский С.Д., Котов А.Б., Толмачева Е.В., Сальникова Е.Б., Ковач В. П., Ларин А.М. Раннедокембрийские гранитогнейсовые комплексы центральной части Алданского щита // Петрология. 2011. Т. 19, № 4. С. 399-416.

8. Ветлужских В.Г. Золотое оруденение эпохи мезозойской тектоно-магматической активизации Алдано-Становой провинции : дис. ... д-ра геол.-минерал. наук. Якутск, 1990. 325 с.

9. Ветлужских В.Г., Казанский В.И., Кочетков А.Я., Яновский В.М. Золоторудные месторождения Центрального Алдана // Геология рудных месторождений. 2002. Т. 44, № 6. С. 467-499.

10. Владыкин Н.В. Геохимия и генезис лампроитов Алданского щита // Геология и геофизика. 1997. Т. 38, № 1. С. 123-135.

11. Дворник Г.П. Серицит-микроклиновые метасоматиты и золотое оруденение Рябиновского рудного поля (Алданский щит) // Литосфера. 2009. № 2. С. 56-66.

12. Дзевановский Ю.К., Ворона И.Д., Лагздина Г.Ю. Геологическая карта южной части Якутской АССР. Л., 1972.

13. Ибрагимова Э.К., Радьков А.В., Молчанов А.В., Шатова Н.В., Шатов В.В., Лепехина Е.Н., Антонов А.В., Толмачева Е.В., Соловьев О. Л., Терехов А.В., Хорохорина Е.И. Результаты U-Pb (SHRIMP II) датирования цирконов из дунитов массива Инагли (Алданский щит) и проблема генезиса концентрически-зональных комплексов // Региональная геология и металлогения. 2015. № 62. С. 64-78.

14. Казанский В.И. Уникальный Центрально-Алданский золото-урановый рудный район (Россия) // Геология рудных месторождений. 2004. Т. 46, № 3. С. 195-211.

15. Кононова В.А., Первов В.А., Богатиков О.А., Мюс-Шумахер У., Келлер Й. Мезозойский калиевый магматизм Центрального Алдана: геодинамика и генезис // Геотектоника. 1995. № 3. C. 35-46.

16. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Богомолова Л.М., Смелов А.П. О возрастных границах формирования ранних надвиговых структур Восточной части Олекминской гранит-зеленокаменной области Алданского щита // Доклады РАН. 1995. Т. 342, № 2. С. 209-212.

17. Котов А.Б., Глебовицкий В. А., Казанский В.И., Сальникова Е.Б., Перцев Н.Н., Ковач В.П., Яковлева С.З. Возрастные границы формирования главных картируемых структурных элементов центральной части Алданского щита // Доклады Академии Наук. 2005. Т. 405, № 8. С. 1155-1158.

18. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А., Ковач В.П., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Загорная Н.Ю. Sm-Nd изотопные провинции Алданского щита // Доклады Академии наук. 2006. Т. 410, № 1. С. 91-94.

19. Котов А.Б., Сковитина Т.М., Ковач В.П., Великославинский С.Д., Лопатин Д.В., Скляров Е.В., Толмачева Е.В., Бобровская О.В. Новые данные о возрасте континентальной коры западной части Алданского щита: результаты изотопногеохимических Sm-Nd исследований кайнозойских песчаных отложений Чарской и Токкинской впадин // Доклады Академии Наук. 2017. Т. 475, № 3. С. 291-294.

20. Кочетков А.Я., Пахомов В.Н., Попов А.Б. Магматизм и метасоматизм Рябиновского рудоносного щелочного массива (Центральный Алдан). Магматизм медно-молибденовых рудных узлов. Новосибирск : Наука, 1989. С. 79-110.

21. Кочетков А. Я. Мезозойские золотоносные рудно-магматические системы Центрального Алдана // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 7. С. 850-864.

22. Кравченко А. А., Иванов А.И., Прокопьев И.Р., Зайцев А.И., Бикбаева Е.Е. Особенности состава и возраст формирования мезозойских интрузий Тыркандинского рудного района Алдано-Станового щита // Отечественная геология. 2014. № 5. С. 43-52.

23. Ларин А.М., Котов А.Б., Великославинский С.Д., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. Раннедокембрийские гранигоиды А-типа Алданского щита и его складчатого обрамления: источники и геодинамические обстановки формирования // Петрология. 2012. Т. 20, № 3. С. 242-265.

24. Максимов Е.П. Мезозойские рудоносные магматогенные системы Алдано-Станового щита : автореф. дис. ... д-ра геол.-минерал.наук. Якутск, 2003.

25. Максимов Е.П., Уютов В.И., Никитин В.М. Центрально-Алданская золото-урановорудная магматогенная система (Алда-но-Становой щит, Россия) // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29, № 2. С. 3-26.

26. Мельников А.И., Смелов А.П., Имаев В. С., Тимофеев В.Ф., Кравченко А.А. Внутреннее строение Тыркандинской шеар зоны (Якутия) // Материалы международной конференции «Геолого-геофизическая среда и разнообразные проявления сейсмичности». Нерюнгри : Изд-во Техн. ин-та (ф) СВФУ, 2015. С. 48-55.

27. Панина Л.И. Низкотитанистые лампроиты Алдана (Сибирь): результаты изучения расплавных включений в минералах // Геология и геофизика. 1997. Т. 38, № 1. С. 112-122.

28. Парфенов Л.М., Кузьмин М.И. Тектоника, геодинамика и металлогения Республики Саха (Якутия). М. : МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. 571 с.

29. Пономарчук А.В., Прокопьев И.Р., Светлицкая Т.В., Дорошкевич А.Г. 40Ar/39Ar геохронология щелочных пород массива Инагли (Алданский щит, Южная Якутия) // Геология и геофизика. 2019. Т. 60, № 1. С. 41-54.

30. Пономарчук А.В., Прокопьев И.Р., Дорошкевич А.Г., Егитова И.В., Кравченко А.А., Иванов А.И. 40Ar/39Ar возраст щелочных пород Верхнеамгинского массива (Алданский щит, Южная Якутия) // Известия Томского политехнического университета. Инжиниринг георесурсов. 2019. Т. 330, № 3. С. 28-39.

31. Прокопьев И.Р., Кравченко А.А., Иванов А.И., Борисенко А. С, Пономарчук А.В., Зайцев А.И., Кардаш Е.А., Рожков А.А. Геохронология и рудоносность Джелтулинского щелочного массива (Алданский щит, Южная Якутия) // Тихоокеанская геология. 2018. Т. 37, № 1 С. 38-51.

32. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Неичин А. А., Яковлева С.З., Морозова Й.М., Богомолова Л.М., Смелов А.П. О возрасте Тунгурчаканского массива (Олекминская гранит-зеленокаменная область, Алданский щит) // Доклады РАН. 1993. Т. 331, № 3. С. 356-358.