Sm–Nd-возраст святоноситов полуострова Святой нос (Восточное Прибайкалье)

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Святоноситы (андрадитовые сиениты) были открыты на Байкальском п-ове Святой Нос П. Эсколя [1] во время его работы в 1913 году составе Радиевой экспедиции, руководимой В.И. Вернадским, и названы по месту обнаружения. Интерес П. Эсколя к этим породам был обусловлен вопросом, почему темноцветный минерал в магматических породах гранитного ряда представлен андрадитом, который обычно присущ известковым низкотемпературным скарнам. По прошествии 100 лет после открытия святоноситов в мире обнаружено порядка 50 мест их нахождения. Байкальский регион является крупнейшей провинцией, включающей не менее 17 массивов с присутствием святоноситов. Но наиболее крупными и самыми известными остаются проявления святоноситов на п-ове Святой Нос, включающие открытые П. Эсколя Эскольский [1] и А.Я. Жидковым – Марковский массивы [2] (рис. 1). Здесь обнаруживается весь спектр разновидностей святоноситов и сопряжённых с ними андрадитсодержащих скарнов или метасоматитов, которые в тех или иных сочетаниях встречаются в других проявлениях Восточной Сибири.

 

Рис. 1. Схематизированная геологическая карта п-ова Святой Нос (показан стрелкой на врезке), по [3]. 1 – четвертичные отложения; 2 – метаморфические породы святоносской серии; 3 – гранитоиды, нерасчленённые по составу и возрасту; 4 – проявления святоноситов (1 – Эскольский массив, 2 – Марковский массив). Звездочкой показано место отбора пробы СН-57

 

ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СВЯТОНОСИТОВ

Условия залегания, петрография и геохимия святоноситов полуострова рассматривались ранее ([2–4] и др.). Отметим, что в массивах святоноситы залегают совместно с безгранатовыми сиенитами, образуя отдельные изолированные тела, часто граничащие с метаморфитами святоносской серии. В контактах святоноситов с мраморами развиты гранат-пироксеновые и пироксеновые скарны с переходами соответственно к святоноситам или сиенитам. Скарны также присутствуют среди гнейсов и сланцев, образуя небольшие тела разнообразной формы и в виде включений в святоноситах и сиенитах.

По структурно-текстурным особенностям и геологическим соотношениям среди андрадитсодержащих пород п-ова Святой Нос выделяются: 1 – гранат-пироксеновые скарны; 2 – порфировидные пироксеновые святоноситы с реликтами ранних скарнов; 3 – порфировидные пироксеновые святоноситы с гломеропорфировыми обособлениями и включениями угловатых блоков скарнов; 4 – массивные пироксеновые святоноситы без включений скарнов; 5 – аплитовидные пироксеновые или амфиболовые святоноситы. Между перечисленными выше разновидностями наблюдаются сложные соотношения, но в целом ряд от гранат-пироксеновых скарнов к аплитовидным святоноситам отражает пространственно-временную последовательность формирования пород и увеличение степени замещения скарнов, что указывает на их формирование в результате единого процесса петрогенезиса. Породы, относимые к 1–2 группе связаны постепенными переходами и формировались преимущественно метасоматическим путём, а святоноситы 3–5 групп между собой и породами 1–2 групп имеют резкие интрузивные контакты, что указывает на их формирование при участии магматических расплавов. Именно присутствие угловатых включений меланократовых андрадит-пироксеновых скарнов, как впервые отметил ещё П. Эсколя [1], свидетельствует о принадлежности святоноситов к магматическим породам, а многочисленные прожилки магматических пород во включениях скарнов позволяют отнести последние к редко наблюдаемым в природе, известковым скарнам магматической стадии. Порфировидные святоноситы с включениями скарнов и массивные без включений являются параи автохтонными фациями, а аплитовидные святоноситы – аллохтонными.

Текстурно-структурные особенности и минеральный состав святоноситов и скарнов сильно варьируют. В целом от ранних пород к поздним, отмечается уменьшение содержаний граната и пироксена и увеличение калиевого полевого шпата и плагиоклаза. Типичные скарны содержат более 70% темноцветных минералов, а святоноситы, напротив, – до 70% лейкократовых.

МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для определения возраста использована проба СН-57, представляющая наиболее распространенный в Эскольском и Марковском массивах тип святоноситов – пироксеновые, с массивной текстурой, порфировидной с гломеропорфировыми выделениями структурой и угловатыми включениями пироксен-гранатовых скарнов. Святоноситы и сиениты, ассоциирующие с ними, являются более молодыми образованиями, чем гранитоиды чивыркуйского комплекса, доминирующего на п-ове Святой Нос. Хотя содержания Zr в святоноситах достигает 1000 г/т, циркон в протолочках проб нами не обнаружен. Весь цирконий изоморфно входит в силикаты, особенно в гранат, что исключает наиболее надежное датирование U‒Pb-методом по циркону. Из других методов достаточно приемлемым, благодаря присутствию граната, является самарий-неодимовый.

Этот тип резко доминирует среди святоноситов, сечёт более ранние автохтонные сиениты и, в свою очередь, пересекается жилами аплитовидных амфиболовых святоноситов, т.е. относится к параавтохтонным образованиям. Святоносит сложен микроклин-мезопертитом и олигоклазом (в сумме до 80%), клинопироксеном (8–9%) и андрадитом (5–8%), образующими совместные скопления, и титанитом (1–2%). Акцессорные минералы представлены апатитом, ортитом и магнетитом, вторичные (позднеили постмагматические) минералы – амфиболом (0.5–1) и эпидотом (1–3%). В шлифах циркон не встречен. Химический состав святоносита приведён в таблице 1.

 

Таблица 1. Содержания петрогенных (мас. %) и редких (г/т) элементов в святоносите (проба СН-57)

SiO2	57.29	U	0.5	V	110
TiO2	1.10	Th	3.5	Ni	7.6
Al2O3	15.40	Li	11	Co	11
Fe2O3	4.26	Rb	52	Sc	4.6
FeO	2.38	Ba	6200	La	150
MnO	0.17	Sr	6300	Ce	300
MgO	1.28	Nb	2.5	Pr	29
CaO	8.10	Y	35	Nd	130
Na2O	4.37	Zr	260	Sm	21
K2O	4.07	Be	1.7	Eu	4.3
P2O5	0.45	Cu	4	Gd	22
п.п.п.	0.40	Zn	42	Er	4.6
F	0.11	Pb	24	Yb	3.7
Сумма	99.38	Cr	10	Lu	0.35

 

Выделение мономиральных фракций проводилось путём ручной отборки концентратов, последующего дробления до фракции – 0.1–0.15 мм и очисткой магнитной сепарацией и в тяжёлых жидкостях. Чистота монофракций проверялась в иммерсионных препаратах и для граната, пироксена составляла не ниже 99.5%, полевого шпата 98–99%.

Определения содержаний и изотопных составов Sm и Nd выполнены в ИГГД РАН. Перед разложением монофракции минералов, кроме граната, обрабатывались в особо чистом ацетоне, а затем в 1-нормальном (1N) НС1. Для удаления возможных включений монацита монофракция растёртого граната подвергалась кислотному выщелачиванию в 1N НС1 при температуре около 90°С в течение одного часа, а затем в разбавленной HF при комнатной температуре. Навески в 100 мг растёртых в пудру образцов, к которым был добавлен смешанный изотопный индикатор ¹⁴⁹Sm-¹⁵⁰Nd, разлагались в тефлоновых бюксах в смеси HCI+HF+HNO3 при температуре 110°С. Полнота разложения проверялась под бинокуляром. Редкоземельные элементы были выделены посредством стандартной катионообменной хроматографии на колонках смолы BioRad AG1-X8 200– 400 меш, а Sm и Nd – с помощью экстракционной хроматографии на колонках LN-Spec (100–150 меш) фирмы “Eichrom”. Изотопные составы Sm и Nd были определены на многоколлекторном масс-спектрометре “Finnigan” МАТ-261 в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860 в Nd стандарте La Jolla. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ± 0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd ± 0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd ± 0.005%. Средневзвешенное значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в Nd стандарте La Jolla по результатам четырёх измерений отвечает 0.511849 ± 8. Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0.03–0.2 нг для Sm и 0.1–0.5 нг для Nd. При расчёте величин ɛ_Nd(t) использованы современные значения для однородного хондритового резервуара по [5]. Для расчёта параметров изохрон использовались программа ISOPLOT [6]. Погрешности приведены для 95%-ного доверительного интервала. Результаты измерений и расчётов приведены в таблице 2 и на рисунке 2а, б.

 

Таблица 2. Sm–Nd-изотопные данные для святоносита (проба СН-57)

Обр.	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd (± 2σ изм.)	ɛNd(t)	tNd(DM), млн лет
Порода (WR)	25.7	157.4	0.0987	0.512219 ± 5	–4.8	1238
Пироксен (Cpx)	1.83	9.04	0.1223	0.512299 ± 10	–4.0
Апатит (Ap)	140.4	649	0.1307	0.512294 ± 6	–4.4
Полевой шпат (Fsp)	0.33	1.80	0.1097	0.512261 ± 8	–4.3
Гранат (Grt)	87.3	164.3	0.3211	0.512617 ± 3	–4.8

Примечание. Величина ɛ_Nd(t) рассчитана на возраст 274 млн лет.

 

Рис. 2. Sm‒Nd-изохроны для святоносита СН-57

(а) по четырём минералам и породе в целом;

(б) по гранату и породе в целом. Условные обозначения в таблице 2

 

РЕЗУЛЬТАТЫ Sm-Nd ИЗОТОПНЫХ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ МИНЕРАЛОВ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Рассчитано два варианта изохроны: 1) по валовому составу и четырём минералам; 2) по валовому составу и гранату. Для первого варианта (рис. 2а) получен возраст 262 ± 21 млн лет (СКВО = 1.6), для второго (рис. 2б) — 274 ± 25 (СКВО = 0.0). В пределах ошибки эксперимента полученные оценки возраста совпадают и однозначно свидетельствуют о позднепалеозойском возрасте святоноситов. Значения εNd(Т) в святоносите и минералах в нем, гранитах Чивыркуйского комплекса [11] отражают значительную роль метаосадочных пород при их становлении. Предполагалось формирование андрадит-пироксеновых скарнов за счёт кальцитовых мраморов [4]. При этом святоносит и его минералы характеризуются близкими отрицательными величинами cNd(T) — соответственно -4.8 (табл. 2) и гранитов чивыркуйского комплекса -3.2 — -7.2 [11], отражая в обоих случаях влияние метаосадочных протолитов в близких по возрасту образованиях.

В Восточно-Забайкальском сегменте Центрально-Азиатского складчатого пояса в период с верхнего палеозоя по средний мезозой проявились интенсивные тектоно-метаморфические и магматические процессы, связанные с закрытием Монголо-Охотского океана и формированием одноимённого складчатого пояса. Представления о динамике проявления которых детально рассмотрены в работе [7] и ряде других. Крупномасштабное магмообразование контролировалось кинетическими особенностями субдуцирующей под Сибирский континент Монголо-Охотской океанической коры [8]. Погружение стагнирующего слэба в верхнюю мантию в конечном счёте приводило к проникновению мантийных магматических расплавов в нижнюю кору. При этом наряду с деструкцией стагнирующего слэба признаётся контроль магматической активности мантийным плюмом [9–11]. В связи с этим имеет место достаточно значимое развитие в Западном Забайкалье магматических пород со щелочным “уклоном”. Среди последних заметное место занимают интрузивы возрастного диапазона, совпадающего с возрастом, установленным для святоноситов – 260–280 млн лет, или, с учётом погрешностей, несколько более широкого [7, 11]. Однозначным является более позднее образование святоноситов относительно пород гранитоидов Чивыркуйского комплекса.

Геохимическая специфика святоноситов характерна для щелочных магматических пород и близких образований (карбонатиты, кимберлиты), имеющих мантийные источники: аномально высокие концентрации TiO₂, P₂O₅, Ba, Sr, TR при низких Rb и Pb [2, 4, 12]. Предполагается, что формирование святоноситов в этом и других комплексах обрамления Сибирского кратона [12, 13], происходило при взаимодействии мантийных флюидов или магм мантийной природы с обогащённым кальцием коровым протолитом. Это проявилось в образовании метасоматически-магматогенных серий от меланократовых метасоматитов (in situ) до лейкократовых автохтонных и аллохтонных магматических святоноситов. В целом, святоноситы можно рассматривать как наиболее значимый и объективный индикатор мантийно-корового взаимодействия, которое может фиксироваться непосредственно в обнажениях уже по их присутствию.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Геохронологические исследования выполнены в лаборатории изотопной геологии ИГГД РАН при финансовой поддержке государственной темы НИР FMUW-2022-0003. Петролого-минералого-геохимические исследования проведены с использованием оборудования ЦКП “Изотопно-геохимических исследований” ИГХ СО РАН в рамках выполнения государственного задания по Проекту IX.129.1.3. (№ 0350-2016-0029).

Об авторах

В. И. Левицкий

Институт геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: vlevit@igc.irk.ru
Россия, Иркутск

В. П. Ковач

Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук

Email: vlevit@igc.irk.ru
Россия, Санкт-Петербург

А. Б. Котов

Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук

Email: vlevit@igc.irk.ru

член-корреспондент РАН

Россия, Санкт-Петербург

Л. З. Резницкий

Институт Земной коры Сибирского отделения Российской академии наук

Email: vlevit@igc.irk.ru
Россия, Иркутск

И. В. Левицкий

Институт геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук

Email: vlevit@igc.irk.ru
Россия, Иркутск

Н. Ю. Загорная

Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук

Email: vlevit@igc.irk.ru
Россия, Санкт-Петербург

Список литературы

Дополнительные файлы