Petrogenesis and sources for rocks of the alkaline rare-metal Burpala intrusion (Northern Baikal Region)

Capa

Citar

Texto integral

Resumo

The results of petrologic and geochemical study of rocks of the Burpala alkaline intrusion composed of quartz syenites, alkaline nepheline-free and nepheline syenites, including ore-bearing ones, which is part of the Late Paleozoic North Baikal alkaline province, are presented. The studied rocks by chemical composition belong to foid monzosyenites, foid syenites and syenites, ranging from agpaitic to miascitic varieties. Close Sr-Nd isotopic characteristics, configuration of geochemical spectra confirm the syngenetic nature of magmas from which nepheline, alkaline and quartz syenites crystallized. Negative Eu anomaly in REE spectra and rather low Mg# of rocks testify in favor of a long process of fractional crystallization of rocks from the melt of alkaline-basic composition. The isotopic and geochemical characteristics of rocks of the Burpala intrusion reflect the predominance of metasomatized lithospheric mantle in the source. The formation of the rocks of the intrusion, according to the features of the trace element and isotopic data, was complicated by assimilation of upper crustal material, which was the most possible factor that determined the genetic relationship between nepheline and quartz syenites within the intrusion.

Texto integral

ВВЕДЕНИЕ

Щелочные магматические комплексы обычно встречаются в складчатых и внутриплитных областях и предоставляют важную информацию о посторогенных или внутриплитных процессах растяжения в пределах континентальной литосферы и эволюции последней. Кроме того, щелочные породы, как правило, характеризуются обогащением крупноионными литофильными, высокозарядными и редкоземельными элементами, образуя месторождения и рудопроявления. В связи с высокой научной и практической значимостью щелочных комплексов проводятся многочисленные исследования, посвященные их петрогенезису и рудоносности. Известно, что генерация щелочных магм происходит при частичном плавлении метасоматизированной литосферной мантии, а нефелиновые и щелочные сиениты в щелочных комплексах формируются в результате длительного процесса фракционной кристаллизации щелочно-базитовых или нефелинитовых расплавов (например, Kramm, Kogarko, 1994; Arzamastsev et al., 2001; Riishuus et al., 2008; Marks et al., 2011; Когарко, 2019). Характерной чертой, общей для многих щелочных магматических комплексов мира и малоизученной, является тесная пространственная ассоциация кремний-недосыщенных и кремний-пересыщенных щелочных пород. Во многих случаях петролого-геохимические исследования указывают на их общий источник и когенетическое происхождение (например, Foland et al., 1993; Riishuus et al., 2008; Estrade et al., 2014), несмотря на то, что образование когенетичных кварцевых и нефелиновых сиенитов является проблематичным из-за наличия термального барьера (Ab–Or) между ними в системе (Ne-Kfs-Qz-H2O). Было предложено несколько возможных механизмов для объяснения этого, которые включают: (1) процесс, устраняющий термальный барьер с участием летучих; (2) увеличение давления воды в процессе кристаллизации; (3) открытая система (Kogarko, 1974; Pankhurst et al., 1976; Foland et al., 1993; Riishuus et al., 2008 и др.). В последнее время все бóльшую поддержку получает модель процесса в открытой системе, где образование нефелиновых сиенитов может быть связано с ассимиляцией осадочных карбонатов либо кварцевых сиенитов – с контаминацией породами, насыщенными кремнеземом (например, Foland et al., 1993; Riishuus et al., 2008; Doroshkevich et al., 2012; Estrade et al., 2014; Izbrodin et al., 2020; Vorontsov et al., 2021).

Щелочной массив Бурпала, сложенный кварцевыми сиенитами, щелочными безнефелиновыми и нефелиновыми сиенитами, расположен в Северном Прибайкалье и, наряду с Сыннырским, Тасским и другими массивами, входит в состав позднепалеозойской Северо-Байкальской щелочной провинции. Их формирование синхронно с проявлением позднепалеозойского посторогенного щелочного, базитового и гранитоидного магматизма, инициированного плюмовой активностью, в пределах Забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (Jahn et al., 2009; Litvinovsky et al., 2011; Цыганков и др., 2017, 2019; Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020). Поскольку массив Бурпала является уникальным редкометальным щелочным объектом, в котором известно около 80 минеральных видов, в том числе новых и редчайших, то его минералогическому исследованию посвящено множество работ таких исследователей, как А.М. Портнов, А.Я. Жидков, Г.В. Андреев, Е.И. Семенов, А.П. Хомяков, А.А. Ганзеев, С. Мерлино, А.Р. Шахмурадян, И.А. Сотникова и другие. Петрологические аспекты становления массива освещены в работах (Владыкин и др., 2014; Vladykin, Sotnikova, 2017), согласно которым образование исходного расплава происходило из обогащенного мантийного источника EMII-типа, с последующей магматической дифференциацией первичного расплава, сопровождавшейся образованием всех разновидностей пород массива.

В настоящей работе представлены результаты петролого-геохимических, включая изотопные (Sr, Nd, Pb, O), исследований основных разновидностей пород массива Бурпала, обсуждаются характеристика источника вещества и механизм возможности сосуществования нефелиновых и кварцевых сиенитов.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАССИВА

Массив Бурпала, как отмечалось выше, входит в состав позднепалеозойской Северо-Байкальской щелочной провинции, находящейся в зоне сочленения Сибирского кратона и Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП). Тектоническая позиция массива определяется его положением на границе западного сегмента Байкало-Витимского пояса ЦАСП с краевой частью Сибирского кратона (рис. 1).

 

Рис. 1. Схема тектонического районирования Байкало-Витимского пояса (Андреев и др., 2022). 1 – четвертичные впадины Байкальской рифтовой системы; 2, 3 – магматические комплексы позднего палеозоя: 2 – щелочные (I – Бурпала, II – Сынныр), 3 – монцонит-граносиенит-гранитоидные; 4 – позднебайкальские структуры Байкало-Витимского пояса; 5 – ультрабазиты Йоко-Довыренского массива; 6 – раннебайкальские блоки метаморфических комплексов; 7 – Баргузино-Витимский супертеррейн (ЦАСП); 8 – раннебайкальский Анамакит-Муйский террейн; 9 – раннебайкальские структуры Байкало-Патомского пояса: Олокитская рифтогенная зона; 10 – Маректинский и Байкало-Тонодский выступы фундамента Сибирского кратона; 11 – тектонические швы и границы.

 

Последняя представлена Маректинским выступом фундамента и неопротерозойскими рифтогенными структурами Олокитской зоны. В западном сегменте Байкало-Витимского комплекса совмещены раннебайкальские глубокометаморфизованные вулканогенно-карбонатно-терригенные комплексы и позднебайкальские комплексы, включающие в себя гипербазитовый, мигматит-тоналит-метабазитовый, вулканогенно-осадочный и осадочный (породы холоднинской свиты терригенного комплекса) (Андреев и др., 2022).

 

Рис. 2. Схема геологического строения массива Бурпала, по (Пак и др., 1962) с изменениями. 1 – четвертичные отложения; 2 – песчаники и алевролиты холоднинской свиты; 3 – диориты, габбро-диориты, габбро; 4 – роговики, фениты; 5 – кварцевые сиениты; 6 – щелочные сиениты; 7 – нефелиновые сиениты и пуласкиты (а), жильные нефелиновые сиениты (б); 8 – пегматиты; 9 – апатит-флюоритовые породы; 10 – щелочные граниты и гранит-аплиты; 11 – разрывные нарушения; 12 – точки отбора проб, звездочкой указаны точки, в которых отобрано по несколько разновидностей (вне масштаба).

 

Массив Бурпала прорывает терригенно-осадочные породы холоднинской свиты и занимает на поверхности площадь около 250 км2 (рис. 2). Вмещающие породы на контакте с массивом превращены в кварц-биотит-кордиеритовые роговики и интенсивно метасоматизированы (альбит-нефелин-эгириновые метасоматиты). Мощность зоны фенитизации достигает 250–300 м (Пак и др., 1962; Портнов, Нечаева, 1967). Массив сложен кварцевыми сиенитами, щелочными безнефелиновыми и нефелиновыми сиенитами, пуласкитами. Дайки пегматитов, гранит-аплитов, щелочных гранитов и сиенитов прорывают как породы массива, так и вмещающие образования. Среди жильных образований также отмечены эвдиалит-содалитовые сиениты и апатит-флюоритовые породы, расположенные в центральной части массива (Сотникова и др., 2011; Владыкин и др., 2014). Редкометальные пегматиты и апатит-флюоритовые породы авторы относили к крайним продуктам магматической дифференциации.

Кварцевые сиениты расположены в краевой части массива и образуют кайму шириной до 2 км. Щелочные безнефелиновые сиениты занимают 60–70% от общего объема породы массива. Между кварцевыми и щелочными сиенитами отмечаются постепенные взаимопереходы (Андреев, 1981). Нефелиновые сиениты и пуласкиты образуют линзовидные тела среди щелочных сиенитов, размером до 2 км2. Контакты между щелочными безнефелиновыми и нефелиновыми сиенитами в различных частях массива различаются от расплывчатых до резких (Пак и др., 1962; Портнов, 1965). Г.В. Андреев (Андреев, 1981) утверждает, что фельдшпатоидные сиениты характеризуются только секущими контактами с сиенитами. Редкометальная минерализация массива связана с этапом формирования нефелиновых и щелочных сиенитов, в том числе, их пегматоидных разностей, а также с процессами фенитизации (в зонах экзоконтакта) и формированием эгирин-альбитовых метасоматитов с бритолитом, бурпалитом, лопаритом, катаплеитом и другими акцессорными минералами (Пак и др., 1962; Портнов, 1965). Стоит отметить, что редкометальная минерализация в нефелиновых и щелочных сиенитах распределена неравномерно, некоторые участки, где редкометальные минералы образуют шлировые и лизновидные обособления, имеют мощность до 1 м, реже 3–5 м, и протяженность первые десятки метров (Пак и др., 1962).

Н.В. Владыкин с соавторами (Владыкин и др., 2014) дали информацию о наличии в западном обрамлении массива (во вмещающих породах) даек шонкинитов. По их мнению, они имеют мощность 1–5 м и протяженность до 100 м, сложены КПШ, клинопироксеном, биотитом, гранатом и кальцитом и, вероятно, являются наиболее ранней фазой.

Тела долеритов и габбро-долеритов располагаются в южной части массива, в пределах осадочно-терригенных вмещающих пород, в виде даек и силлов. Породы интенсивно хлоритизированы и эпидотизированы. Согласно (Избродин и др., 2024), они являются разновозрастными (607 и 294 млн лет). Имеющиеся геохронологические данные по породам массива свидетельствуют об импульсном характере их становления. Так, U-Pb возраст щелочных сиенитов и рудоносных пегматитов Бурпалы равен 294 ± 1 и 283 ± 8 млн лет соответственно (Котов и др., 2013; Владыкин и др., 2014). Время кристаллизации меланократовых щелочных и нефелиновых сиенитов – 298 ± 2 и 296 ± 2 млн лет, кварцевых и кварцсодержащих сиенитов – 291 ± 2 и 293 ± 3 млн лет, щелочных гранитов – 293 ± 3 млн лет (Избродин и др., 2024).

Согласно (Владыкин и др., 2014), последовательность формирования основных разновидностей пород массива выглядит следующим образом: 1) дайки шонкинитов; 2) нефелиновые сиениты, пуласкиты, кварцевые сиениты; 3) жильная фаза, которая включает в себя нефелиновые и щелочные сиениты, редкометальные пегматиты, апатит-флюоритовые породы и щелочные граниты. А.М. Портнов и Е.А. Нечаева (Портнов, Нечаева, 1967) к первой фазе относили образование массивных щелочных сиенитов, а ко второй – трахитоидных нефелиновых сиенитов, с последующим формированием жильных пород и различных метасоматитов. А.Я. Жидков (1956) связывал зональность массива с единым процессом магматической дифференциации, которая выражается в смене нефелиновых сиенитов кварцевыми разностями.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Образцы, использованные для петрографических и петролого-геохимических исследований, были отобраны коллективом авторов в ходе полевых работ на массиве Бурпала в 2022 г. Петрографическое изучение пород проводилось на микроскопе Olympus BX51 с фотокамерой.

Содержания породообразующих оксидов в породах определены методом РФА на спектрометре ARL 9900XP (Termo Fisher Scientific). Точность определений с нижними границами содержаний была равна 0.1–0.00n%. Содержания микроэлементов в породах были определены методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000AT+. Пределы обнаружения элементов составляли от 0.005 до 0.1 мкг/г, точность анализа – в среднем 2–7 отн. %. Исследования выполнены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (Новосибирск).

Изотопный состав кислорода (δ¹⁸ОSMOW) в силикатах и фосфатах определялся в Геологическом институте СО РАН (Улан-Удэ) на масс-спектрометре Finnigan MAT 253 с использованием метода лазерного фторирования (Sharp, 1990). Образцы нагревались 100W CO2 лазером в атмосфере BrF5. В качестве эталонов использовались следующие международные стандарты: кварц NBS-28 (9.65‰; n = 8) и биотит NBS-30 (5.11‰; n = 12). По результатам этих данных и воспроизводимости повторяющихся измерений, погрешность значений δ¹⁸O анализируемых минералов не превышала 0.2‰.

Sr-Nd-Pb изотопные исследования в породах и минералах (полевой шпат) проведены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (Санкт-Петербург). Соотношения изотопов Sr и Nd в породах измерялись на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI (Finnigan MAT, Германия). Около 100 мг порошка породы растворяли в смеси HF-HClO4-HNO₃ в микроволновой печи с добавлением 149Sm-150Nd и 85Rb-84Sr перед растворением для точного определения соотношений 147Sm/144Nd и 87Rb/86Sr в образцах. Sr изолировали с помощью смолы Sr-Resin (Eichrom Industries, Иллинойс, США), согласно (Mikova, Denkova, 2007). Rb отделяли с использованием катионообменной смолы BioRad AG1-X8. Для Nd изотопного анализа РЗЭ сначала отделяли от основных элементов и Ba катионным обменом с использованием смолы RE-Resin (Eichrom Industries, Иллинойс, США), а затем выделяли Nd и Sm в соответствии с (Misawa et al., 2000). Для выделения Nd и Sm использовали смолу Ln-Resin (Eichrom Industries, Иллинойс, США), согласно (Mikova, Denkova, 2007). Холостые образцы Rb и Sr составляли <50 pg и <100 pg соответственно, холостые образцы Sm и Nd составляли <50 pg и <100 pg соответственно и считались незначительными по сравнению с количеством проанализированного образца. Соотношения изотопов Sr и Nd определялись в режиме мультидинамического сбора. Изотопные отношения были нормированы к 86Sr/88Sr = 0.1194 и 146Nd/144Nd = 0.7219 (O’Nions et al., 1977). Измеренные значения для NBS SRM-987 и JNdi-1 составили 87Sr/86Sr = 0.710275 ± 15 (2SD, n = 14) и 143Nd/144Nd = 0.512098 ± 9 (2SD, n = 18) в период измерения. Измеренные соотношения стандарта BCR-2 (2SD, n = 6) были: 87Rb/86Sr = 0.4062 ± 37, 87Sr/86Sr = 0.705036 ± 22, 147Sm/144Nd = 0.1380 ± 6, 143Nd/144Nd = 0.512642 ± ± 14.

Для определения изотопного состава Pb использовали либо 100 мг дробленной породы, либо монофракции полевых шпатов (при возможности выделения из породы) с размером зерен 0.5–0.25 мм (подробности см. ниже в табл. 4). Дробленую фракцию пород выщелачивали в 2М HCl при 140°C в течение 2 ч, после этого отмывали в дистиллированной воде и затем истирали в пудру. Фракции полевых шпатов истирали в пудру и подвергали последовательному выщелачиванию сначала в концентрированной HNO₃, а затем в концентрированной HCl. Между и после кислотной обработки минеральные фракции выполаскивали в дистиллированной воде. Затем истертые фракции валовых проб и полевых шпатов растворяли в смеси HF-HClO4-HNO₃ в микроволновой печи. 235U-207Pb-204Pb добавляли к образцам перед растворением для точного определения соотношения 238U/204Pb, а также изотопного состава Pb в образцах, согласно методике двойного изотопного разбавления (Мельников, 2005). Pb выделяли с использованием анионообменной смолы AG1-X8 с последующим выделением U с применением смолы UTEVA-Resin (Eichrom Industries, Иллинойс, США). Химическая процедура аналогична методике (Pfander et al., 2002). Общий уровень загрязнения для Pb и U составил <50 pg и <5 pg соответственно и является незначительным по сравнению с количеством Pb и U в проанализированных образцах. Изотопные данные были получены с использованием многоколлекторного масс-спектрометра Triton TI (Finnigan MAT, Германия). Измеренные соотношения стандарта BCR-2 составили 206Pb/204Pb = 18.7556 ± 0.0061, 207Pb/204Pb = 15.6235 ± 0.0057, 208Pb/204Pb = 38.728 ± 0.018, 238U/204Pb = 0.0766 ± 0.001. 4 (внешняя ошибка: 2SD, n = 6). Средние значения стандарта NBS SRM-982 равны 206Pb/204Pb = 36.7404 ± 0.0024, 207Pb/204Pb = 17.1565 ± 0.0016, 208Pb/204Pb = 36.7280 ± 0.0048 (внешняя ошибка: 2SD, n = 88).

ПЕТРОГРАФИЯ

Нефелиновые сиениты, в том числе рудоносные, представляют собой массивные или трахитоидные мелко-среднезернистые породы, сложенные преимущественно калиевым полевым шпатом (30–40%), клинопироксеном (15–20%), нефелином (~15%) и/или содалитом (10–20%) (рис. 3а–3г).

 

Рис. 3. Микрофотографии шлифов нефелиновых (а–г), щелочных (д–е) и кварцевых (ж–з) сиенитов массива Бурпала в проходящем свете (левая колонка) и скрещенных николях (правая колонка). Aln – алланит, Amp – амфибол, Kfs – калиевый полевой шпат, Cpx – клинопироксен, Lоp – лопарит, Nph – нефелин, Pl – плагиоклаз, Phl – флогопит, Sdl – содалит, Ttn – титанит, Qz – кварц. Розовая окраска фельдшпатоидов вызвана их окрашиванием в растворе алюминона.

 

В качестве второстепенных минералов отмечаются биотит (~5%), щелочной амфибол (2–3%) и плагиоклаз (4–5%). Иногда встречается канкринит. Акцессорные минералы – титанит, апатит, лопарит, флюорит, ловенит, катаплеит, циркон, пирохлор, вкрапленные и гнездообразные выделения магнетита. Удлиненные таблитчатые гипидиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата ксеноморфны относительно пироксена и иногда вытянуты преимущественно в одном направлении, что придает породе трахитоидную текстуру. Отмечается двойникование зерен и пертитовая штриховка. Зерна нефелина содержат включения клинопироксена. Слюда в породе встречается в виде таблитчатых чешуек, в качестве включений в минерале присутствуют мелкие зерна клинопироксена. Рудоносные нефелиновые сиениты отличаются тем, что количество акцессорных минералов в них может достигать 3% и более. Темно-коричневые изотропные кристаллы лопарита с квадратным и треугольным сечением (размером от 0.1 до 1 мм) и удлиненные кристаллы катаплеита ассоциируют с флюоритом, титанитом и цирконом. Довольно часто лопарит трансформируется в металопарит. Пирохлор распределен неравномерно, встречается в виде единичных зерен, реже образует небольшие скопления. Размер зерен не превышает 0.2 мм.

В некоторых участках нефелиновые сиениты альбитизированы. Внешне альбитизированные разности отличаются наличием белого сахаровидного альбита. В шлифах появляются коррозионные структуры, обусловленные развитием альбита по ранним минералам. Кроме альбита, по нефелину развиваются минералы группы цеолита. Пироксен практически полностью замещен амфиболом.

Щелочные сиениты, в том числе рудоносные, представлены как меланократовыми, так и лейкократовыми разностями. Меланократовые щелочные сиениты – это мелко-среднезернистые массивные породы, сложенные преимущественно калиевым полевым шпатом (~60%), клинопироксеном (до 10%) щелочным амфиболом (~15%), плагиоклазом (~9%) и биотитом (~8%). Лейкократовые щелочные сиениты сложены калиевым полевым шпатом (~70%), плагиоклазом (10–15%), клинопироксеном (5–10%), щелочным амфиболом (~5%). Акцессорные минералы – титанит, циркон, апатит, алланит, флюорит, магнетит, ильменит, лопарит, пирохлор, бритолит ассоциируют с амфиболом и клинопироксеном. Участками редкометальные минералы образуют скопления и линзовидные обособления, в этих случаях их количество достигает 5% от объема породы; как результат, щелочные сиениты становятся рудоносными. Удлиненно-призматические и таблитчатые кристаллы калиевого полевого шпата образуют взаимные прорастания с темноцветными минералами (рис. 3д–3е). По периферии зерна полевого шпата содержат ламели альбита. Зерна щелочного амфибола содержат большое количество включений клинопироксена, слюды, титанита и апатита, из-за чего имеют ситовидную микроструктуру. В гипидиоморфных удлиненно-призматических и таблитчатых кристаллах слюды встречаются мелкие включения циркона и титанита. Титанит иногда образуют агрегатные скопления в породе и оторочки вокруг зерен магнетита.

Альбитизированные разности щелочных сиенитов представляют собой мелкозернистые породы пепельно-серого цвета пятнисто-прожилкового облика, обусловленного неравномерным развитием агрегатов альбита. Количество минерала в пределах поля шлифа может варьировать от 5 до 80%, типична гранобластовая структура с реликтами первичных минералов.

Кварцевые сиениты – среднезернистые массивные породы, сложенные преимущественно калиевым полевым шпатом (~60%), плагиоклазом (~15%) и амфиболом (~15%) (рис. 3ж–3з). В качестве второстепенного минерала отмечается кварц (~5%). Акцессорные минералы представлены титанитом, апатитом, цирконом, алланитом, магнетитом. Таблитчатые гипидиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата с микроклиновой решеткой ксеноморфны относительно амфибола и плагиоклаза, но более идиоморфны относительно кварца. В зернах калиевого полевого шпата отмечаются пертиты. Амфибол содержит включения титанита и магнетита. Титанит также обнаруживается в полевом шпате и образует оторочки вокруг магнетита.

Щелочные граниты – массивные тонкозернистые породы, сложенные преимущественно альбитом (до 35%), калиевым полевым шпатом (30–35%), кварцем (до 20%). Второстепенными и акцессорными являются щелочной амфибол, клинопироксен, мусковит, апатит, циркон, магнетит, флюорит, рутил, титанит, алланит. Как правило, породы значительно изменены, в этих случаях темноцветные минералы хлоритизированы, полевые шпаты серицитизированы, по магнетиту развивается гематит.

ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Составы пород массива Бурпала представлены в табл. 1 и на рис. 4–6.

 

Таблица 1. Химический состав основных разновидностей пород массива Бурпала

Компоненты

Нефелиновые сиениты

Брз 5-7

Брз 5-12

Брз 5-5

Брз 5-8

Брз 5-6б*

Брз 5-6в*

Брз 5-6г*

Брз 5-6д*

Брз 5-9*

Брз 5-12а**

Брз 5-12б**

SiO₂

54.16

56.72

55.11

55.99

58.10

57.63

57.42

58.30

56.27

56.43

57.19

TiO₂

1.44

1.14

0.75

0.92

1.37

0.77

1.12

2.24

1.41

0.35

0.27

Al₂O₃

15.39

15.00

12.84

15.44

12.77

14.71

15.70

11.77

14.14

17.92

17.19

Fe₂O₃

8.52

7.73

6.58

8.42

11.69

7.90

7.71

10.30

6.78

6.25

6.49

MnO

0.16

0.17

0.32

0.16

0.22

0.19

0.18

0.28

0.31

0.06

0.07

MgO

1.52

1.43

5.62

0.94

0.23

0.28

0.31

0.11

0.16

0.58

0.35

CaO

4.74

3.38

5.20

3.13

1.50

2.71

1.87

1.28

4.89

2.08

1.48

Na₂O

7.05

7.11

5.37

7.22

7.20

5.43

5.77

6.53

4.04

6.59

6.35

K₂O

4.65

6.22

4.98

6.47

5.31

7.05

6.79

5.47

8.17

7.27

6.94

P₂O₅

0.40

0.03

0.57

0.03

bdl

0.24

0.05

bdl

0.09

0.11

0.01

П.п.п.

0.40

0.70

1.22

1.07

0.27

0.38

2.23

0.25

0.58

0.98

1.84

SO₃

0.31

0.13

0.16

0.18

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

0.20

0.37

Сумма

98.73

99.78

98.71

99.95

98.65

97.29

99.14

96.53

96.82

98.82

98.55

Ti

8264

6683

4396

5074

7600

4233

5944

11130

2881

3415

1573

V

95.4

83.3

80.9

86.2

28.6

66.9

65.4

43.5

6.0

60.1

41.2

Cr

17.5

16.0

256.2

12.5

16.0

21.2

14.9

16.8

9.9

12.3

8.2

Mn

1247

1312

2506

1237

2257

1513

1788

2837

195

707

569

Co

12.2

8.4

22.6

5.7

4.0

6.1

6.4

4.3

1.5

5.1

6.1

Ni

10.3

6.8

313.7

4.4

39.0

40.8

75.5

12.2

10.4

4.2

10.6

Cu

8.3

56.7

9.7

41.7

52.5

47.4

92.3

106.5

42.0

17.3

16.6

Zn

157.2

172.9

334.0

125.8

472.2

218.2

428.1

199.6

38.5

84.8

67.3

Rb

177.0

302.5

324.5

340.6

249.2

499.4

683.6

607.5

333.8

326.4

413.0

Sr

3121

1310

1556

1224

881

1663

1296

1778

225

1093

979

Y

52.6

103.4

113.6

70.3

131.9

112.0

106.1

283.7

232.0

18.1

10.2

Zr

581

2237

346

2413

7772

9708

3426

10806

4275

567

710

Nb

40.0

80.8

36.7

81.1

391.7

333.5

201.2

815.2

138.1

17.2

3.9

Mo

7.1

3.6

0.8

1.1

0.9

1.2

1.5

1.0

1.7

2.3

1.4

Cs

28.2

3.6

18.3

8.4

1.1

2.1

7.8

3.2

1.4

3.8

6.0

Ba

4522

1713

1937

803

303

1117

950

664

287

998

693

La

142

193

325

320

1337

841

571

2471

577

36

27

Ce

246

400

512

521

1963

1351

881

3350

850

85

46

Pr

33

43

46

46

166

123

83

278

84

10

4

Nd

122

141

141

123

392

341

226

650

229

37

14

Sm

21.2

23.0

22.9

14.9

34.3

43

29

70

36

6.0

1.9

Eu

4.8

5.2

5.2

3.1

6.2

8.1

5.7

13.5

7.9

1.3

0.4

Gd

16.9

19.8

20.3

13.5

25.7

31.5

21.5

56.5

33

4.7

1.7

Tb

2.2

2.9

3.0

1.9

2.9

3.4

2.7

6.0

5.2

0.6

0.2

Dy

10.8

16.8

17.1

11.8

15.6

16.4

13.6

27.2

32

2.9

1.1

Ho

1.9

3.4

3.5

2.6

3.7

2.9

2.5

5.0

7.1

0.6

0.2

Er

4.7

10.7

10.5

8.4

14.1

9.1

7.5

14.3

21

1.4

0.7

Tm

0.7

1.7

1.7

1.5

2.6

1.3

1.2

2.0

2.9

0.2

0.1

Yb

4.1

11.0

11.0

10.5

19.2

8.4

7.3

12.3

17.0

1.7

1.0

Lu

0.6

1.7

1.7

1.5

3.2

1.4

1.1

1.8

2.2

0.3

0.2

Hf

14.0

50.0

7.9

53.3

128.5

142

63

167

81

17.5

23.0

Ta

1.9

3.3

1.2

2.9

10.2

6.8

4.5

12.5

6.36

1.2

0.1

Pb

30.5

123.3

75.2

114

165

43.8

189

148

61.4

25.0

2136

Th

15.2

32.2

49.4

60.8

172

127

172

596

27.4

2.0

1.8

U

1.3

11.4

7.0

12.1

43.1

44.0

34.7

68.6

12.8

0.5

0.6

Таблица 1. Окончание

Компоненты

Щелочные сиениты

Кварцевые сиениты

Граниты

Брз 5-3

БЗ 5-1

БП-11

К-14

БП-11б*

К-8-2а*

К-8-2б*

Брз 5-11**

Брз 5-4**

БП-11а

Ю-6

Ю-5

Ю-7

Брз 5-2

SiO₂

60.92

61.61

58.98

60.45

58.20

59.43

58.20

63.83

64.13

62.16

62.50

60.30

70.90

71.90

TiO₂

0.71

0.41

0.98

0.84

0.86

0.93

0.86

0.21

0.11

0.80

0.62

0.90

0.26

0.28

Al₂O₃

14.84

14.90

15.08

15.47

16.20

15.35

16.20

17.46

17.62

15.48

15.91

15.29

14.63

14.24

Fe₂O₃

6.95

6.43

6.44

5.98

7.22

5.48

7.22

3.67

2.22

5.16

5.46

6.42

2.25

2.34

MnO

0.15

0.12

0.12

0.09

0.39

0.15

0.39

0.06

0.03

0.09

0.09

0.12

0.03

0.02

MgO

0.63

0.79

1.98

1.58

2.00

1.25

2.00

0.20

0.23

1.42

1.81

2.20

0.31

0.19

CaO

2.05

1.92

3.90

3.91

0.15

3.90

0.15

0.65

0.82

3.30

3.67

3.86

0.63

0.28

Na₂O

6.33

6.91

5.59

4.80

8.24

3.59

8.24

6.05

6.06

4.36

4.06

3.97

3.86

4.66

K₂O

6.00

5.39

5.17

5.47

2.40

7.46

2.40

7.17

7.19

5.34

4.54

4.76

5.17

4.93

P₂O₅

0.05

0.02

0.51

0.38

0.11

0.21

0.11

0.04

0.05

0.36

0.28

0.44

0.07

0.04

П.п.п.

0.73

0.58

0.55

0.15

0.30

1.39

0.30

0.24

0.57

0.37

0.67

1.00

1.11

0.96

SO₃

0.08

0.09

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

0.07

0.10

bdl

0.02

bdl

bdl

bdl

Сумма

99.43

99.16

99.29

99.14

96.22

99.14

96.08

99.65

99.12

98.84

99.61

99.26

99.22

99.86

Ti

4317

2386

5715

5000

4908

4847

5167

1113

580

4637

3670

5411

1553

1593

V

64.8

81.6

72.5

61.7

87

60.2

63.2

25.3

9.1

57.8

62.8

78.0

12.9

13.2

Cr

15.6

6.3

23.9

44.1

66

21.2

23.5

6.5

13.3

28.1

36.5

33.0

21.3

15.4

Mn

1188

961

958

721

2875

1244

1271

393

173

694

653

950

232

99.8

Co

6.0

4.9

10.7

10.9

15.1

7.8

10.6

3.3

1.0

9.1

10.3

13.0

1.2

0.9

Ni

4.9

3.0

12.2

13.3

36

37.2

9.7

3.8

3.0

9.7

16.6

18.4

3.0

3.0

Cu

11.0

10.7

42.2

18.5

5.5

149.2

54.3

11.3

6.5

13.6

14.4

10.0

38.1

6.2

Zn

110.2

96.0

160.9

78.8

529

445.8

267.0

69.2

26.2

101.6

59.5

94.5

31.1

14.2

Rb

257.7

191.4

161.4

164.0

502

229.3

403.8

325.7

293.3

163.0

130.3

128.8

217.6

220.3

Sr

1008

738

1181

1305

390

1310

1777

975

774

1284

1203

1253

494

243

Y

21.3

16.3

48.6

37.6

67

60.2

61.4

7.5

12.1

35.7

33.1

33.9

15.3

22.9

Zr

771

344

1174

545

13702

2011

645

173

82

501

347

384

308

522

Nb

14.1

12.1

39.4

30.9

219

85.2

46

3.2

3.8

29.1

21.7

22.4

30.8

30.9

Mo

2.9

5.4

1.7

2.6

0.55

2.9

2.0

1.4

1.6

2.0

1.2

1.5

3.5

0.8

Cs

1.7

1.7

9.3

3.5

93

15.1

14.5

2.3

1.8

3.4

1.5

1.3

3.3

3.4

Ba

904

426

2193

2094

354

2162

2146

909

821

1928

2123

1931

1355

760

La

50

31

165

119

252

143

216

34

47

140

75

101

48

62

Ce

78

70

275

238

389

281

361

54

70

262

143

197

92

90

Pr

8

8

32

27

38

30

38

5

6

27

16

23

11

8

Nd

27

29

111

97

115

98

119

16

20

94

59

84

38

24

Sm

3.9

4.8

18.2

15.1

17.7

15.9

19.0

2.1

2.6

14.5

10.3

13.7

5.8

3.6

Eu

0.8

1.0

3.7

3.4

3.5

3.5

4.1

0.4

0.5

3.0

2.0

3.0

1.0

0.7

Gd

3.4

3.7

14.2

11.6

13.4

12.8

14.8

1.7

2.2

11.1

8.1

10.5

3.9

3.3

Tb

0.4

0.5

1.8

1.4

1.84

1.7

1.8

0.2

0.3

1.4

1.1

1.4

0.5

0.6

Dy

2.1

2.6

9.4

7.4

11.3

9.0

9.8

0.9

1.3

7.0

6.1

6.6

2.8

3.6

Ho

0.4

0.5

1.7

1.3

2.7

1.6

1.7

0.2

0.2

1.2

1.2

1.2

0.6

0.8

Er

1.2

1.3

5.0

3.5

9.3

5.1

4.9

0.5

0.7

3.4

3.2

3.2

1.6

2.6

Tm

0.2

0.2

0.8

0.5

1.44

0.9

0.7

0.1

0.1

0.5

0.5

0.5

0.3

0.4

Yb

1.8

1.5

4.8

3.4

9.0

5.3

4.0

0.5

0.7

3.1

3.0

3.0

1.9

2.9

Lu

0.4

0.3

0.7

0.5

1.17

0.8

0.6

0.1

0.1

0.5

0.4

0.4

0.3

0.4

Hf

22.4

11.2

24.0

12.7

187

38.7

13.0

5.7

2.5

11.6

7.6

9.5

8.1

11.7

Ta

0.4

0.6

1.6

1.7

3.3

2.5

1.9

0.1

0.1

1.7

1.6

1.4

2.5

2.1

Pb

11.9

7.5

112.6

24.1

154

162

209

7.6

8.6

37.1

26.3

57.0

25.4

14.1

Th

7.4

0.8

36.1

17.9

39

82

105

5.4

3.0

19.4

15.7

14.1

23.6

27.6

U

1.4

0.7

8.6

3.1

175

22.8

16.3

1.2

0.6

4.5

2.8

3.3

9.3

5.6

Примечание. Здесь и в последующих таблицах: *рудный сиенит, **альбитизированный сиенит, bdl – ниже предела обнаружения. Оксиды даны в мас. %. элементы – в г/т.

 

На классификационной диаграмме SiO₂ vs (Na₂O + K₂O) нефелиновые и нефелинсодержащие сиениты ложатся в область фоид-монцосиенитов и фоид-сиенитов, а щелочные и кварцевые – в область сиенитов (рис. 4а). Нефелиновые и нефелинсодержащие сиениты на диаграмме Al − (Na + K)–FSSI (рис. 4б) относятся к кремний-недосыщенному типу пород и пересыщены щелочами, щелочные сиениты также пересыщены щелочами, но в основном относятся к кремний-насыщенным породам (в их нормативном составе всегда присутствует кварц). Кварцевые сиениты ложатся в область кремний-насыщенных метаглиноземистых и плюмазитовых пород (рис. 4б).

 

Рис. 4. Классификационная диаграмма SiO₂ vs (Na₂O + K₂O) (а) (Middlemost, 1994) и диаграмма Al – (Na + K)–FSSI (б) (Frost, Frost, 2008) для основных разновидностей пород массива Бурпала. FSSI = нормативные Q − [Lc + 2(Ne + Kp)]/100.

 

В нефелиновых и нефелинсодержащих сиенитах агпаитность варьирует от 1 до 1.4, в щелочных сиенитах – от 0.9 до 1.1, а кварцевых – от 0.7 до 0.9. Значения K₂O/Na₂O в нефелиновых и щелочных сиенитах варьируют от 0.7 до 1.3 и от 0.3 до 1.2 соответственно (рис. 5); редко достигая 2.0 и зависят от соотношения главных породообразующих минералов. В кварцевых сиенитах K₂O/Na₂O = 1.1–1.2 (рис. 5). На диаграммах зависимостей основных компонентов от SiO₂ не проявлено четко выраженной корреляции (рис. 5).

 

Рис. 5. Вариации содержаний основных петрогенных (мас. %) и редких (ppm) компонентов в основных разновидностях пород массива Бурпала. Условные обозначения см. на рис. 4.

 

Граниты характеризуются схожими с кварцевыми сиенитами концентрациями (Na + K), Zr, Nb, РЗЭ и более низкими Ti, Fe, Mg и Ca. Область вариации основных компонентов, за исключением SiO₂, для нефелиновых сиенитов в основном пересекается с таковой для группы щелочных сиенитов, отличаясь более варьирующими их содержаниями. При этом большинство нефелиновых сиенитов, главным образом рудоносные, так же как и рудоносные щелочные сиениты, характеризуется более высокими Zr, Nb, РЗЭ по сравнению с другими группами пород. В альбитизированных щелочных и нефелиновых сиенитах понижаются концентрации Ti, Fe, РЗЭ, Nb и повышается Al относительно их неизмененных разностей.

 

Рис. 6. Содержания РЗЭ (а, б) и редких элементов (в, г), нормированные к хондриту и примитивной мантии (ПМ) (Sun, McDonough, 1989) соответственно в породах массива Бурпала. Условные обозначения см. на рис. 4.

 

На графиках конфигурации РЗЭ, нормированных к хондриту, для всех разновидностей пород характерно обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых (рис. 6) со значениями (La/Yb)N, варьирующими от 14 до 130. Eu-аномалия (Eu/Eu*) в щелочных и нефелиновых сиенитах находится в интервале 0.6–0.75. Кварцевые сиениты и граниты демонстрируют более выраженную отрицательную Eu-аномалию (около 0.6). В целом содержание РЗЭ в щелочных и кварцевых сиенитах ниже, чем в нефелиновых сиенитах. Как уже отмечалось выше, в разной степени альбитизированных разностях щелочных и нефелиновых сиенитов концентрации РЗЭ понижаются. Спектры содержаний РЗЭ в гранитах схожи с таковыми в щелочных и кварцевых сиенитах. Графики содержаний редких элементов, нормированные к примитивной мантии, во всех разновидностях пород массива демонстрируют обогащение крупноионными литофильными элементами и РЗЭ по отношению к Nb, Ta и Ti, также отмечается положительная Pb-аномалия относительно соседних элементов. Нефелиновые сиениты (в основном рудоносные) более обогащены Zr-Hf и Nb-Ta по сравнению со щелочными и кварцевыми сиенитами. Хотя в рудоносных щелочных сиенитах (обр. БП-11б) концентрация этих элементов сравнима с таковой в нефелиновых разностях. Конфигурация спектров содержаний редких элементов в гранитах схожа с таковой для других пород массива.

ИЗОТОПНЫЙ Sr-Nd-Pb и δ¹⁸OSMOW СОСТАВ

Данные по δ¹⁸ОSMOW в минералах основных разновидностей пород массива приведены в табл. 2 и на рис. 7.

 

Рис. 7. Изотопный состав кислорода в минералах основных разновидностей пород массива Бурпала.

 

Таблица 2. δ¹⁸ОSMOW в минералах из пород массива Бурпала

Порода

Нефелиновый сиенит

Щелочной
сиенит

Кварцевый
сиенит

Гранит

Образец

Брз 5-6

Брз 5-12

Брз 5-5

Брз 5-6в

Брз 5-5

Брз 5-7

Брз 5-6

К-14

Ю-5

Ю-7

Минерал

Amp

Cрх

Bt

Ap

Amp

Cрх

Bt

Amp

Bt

Ap

Amp

δ¹⁸ОSMOW

3.3

4.1

4.6

4.2

4

4.5

4.9

6.7

7

8

7.2

8.5

11.4

11.3

Примечание. Amp – амфибол, Срх – клинопироксен, Bt – биотит, Ap – апатит.

 

Изотопный состав кислорода в амфиболе из нефелиновых сиенитов, в том числе рудоносных, варьирует от +3.3 до +4.6 ‰. Минерал щелочных сиенитов из краевой зоны характеризуется значением +6.7‰, а кварцевых сиенитов и гранитов – +7.2 и +11.3‰ соответственно. В клинопироксене нефелиновых сиенитов δ¹⁸OSMOW равно +4.0‰, в минерале щелочных сиенитов из краевой зоны выше, +7.0‰. Биотит нефелиновых сиенитов имеет δ¹⁸OSMOW +4.5‰, минерал кварцевых сиенитов и гранитов – +8 и +8.5‰ соответственно. Апатит нефелиновых сиенитов дает δ¹⁸OSMOW, равное +4.9‰, гранитов – +11.4‰.

Результаты Sr-Nd-Pb изотопных составов пород массива представлены в табл. 3 и 4 и на рис. 8.

 

Рис. 8. (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)Т–εNd(Т) изотопные отношения (а) и (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)Т–(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)Т диаграмма (б) для пород массива Бурпала. Условные обозначения см. на рис. 4. 
(а): данные для позднепалеозойских щелочных пород Забайкалья (Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020), позднепалеозойских гранитоидов и базитов Забайкалья (Jahn et al., 2009; Litvinovsky et al., 2011; Цыганков и др., 2019; Tsygankov et al., 2017), мезозойских щелочных пород Алдано-Станового щита (Bogatikov et al., 1994; Mitchell et al., 1994; Davies et al., 2006; Васюкова и др., 2020; Doroshkevich et al., 2020), расслоенной ультрабазит-базитовой интрузии Йоко-Довырен, пересчитанные на 290 млн лет (Арискин и др., 2015), массива Сынныр (Саватенков и др., 2019; неопубликованные данные авторов), постколлизионных шошонитов Тибета (Guo et al., 2006; Ou et al., 2019), вулканических пород юрской изверженной провинции Кару (Jourdan et al., 2007).
(б): СК – эволюция Pb в Сибирском кратоне (Ларин и др., 2021); ДМК-Т – эволюция Pb в деплетированной мантии (Kramers, Tolstikhin, 1997). Розовая стрелка – тренд ассимиляции.

 

Таблица 3. Rb-Sr и Sm-Nd изотопный состав пород массива Бурпала

Порода

Образец

Rb, г/т

Sr, г/т

87Rb/86Sr

87Sr/86Sr

±2s

I (Sr)

Sm, г/т

Nd, г/т

147Sm/144Nd

143Nd/144Nd

±2s

ɛNd(T)

Нефелиновый
сиенит

Брз 5-5

414.6

1717

0.7001

0.710891

5

0.708002

23.46

142.79

0.0993

0.511868

2

-11.42

Брз 5-12

332.1

1302

0.7392

0.711468

5

0.708418

22.06

133.90

0.0996

0.511893

5

-10.94

Брз 5-8

454.1

1345

0.9795

0.712117

6

0.708075

14.90

124.19

0.0725

0.511809

5

-11.58

Брз 5-7

209.0

3375

0.1795

0.709016

5

0.708275

21.16

114.12

0.1121

0.511884

5

-11.58

Брз 5-12б**

533.5

1082

1.4311

0.713866

7

0.707961

1.75

12.87

0.0823

0.511853

3

-11.08

Брз 5-12a**

140.4

915

0.4455

0.712056

4

0.710218

12.12

61.30

0.1195

0.511884

4

-11.86

Щелочной
сиенит

К-14

107.4

1239

0.2515

0.710016

4

0.708978

12.24

70.81

0.1045

0.511884

4

-11.30

БЗ 5-1

225.4

798

0.8191

0.711463

4

0.708083

5.09

30.99

0.0993

0.511874

3

-11.30

Брз 5-3

297.0

1049

0.8211

0.711502

7

0.708114

3.87

25.94

0.0902

0.511888

5

-10.69

БП-11

202.9

1333

0.4412

0.709866

5

0.708045

18.00

112.36

0.0968

0.511899

3

-10.72

БП 11б

477.0

417

3.3248

0.726513

6

0.712793

16.92

112.71

0.0908

0.511902

6

-10.44

Брз 5-11**

372.3

1016

1.0623

0.712445

7

0.708061

2.07

15.40

0.0812

0.511848

5

-11.14

Брз 5-4**

249.6

510

1.4228

0.712967

5

0.707096

2.30

15.65

0.0886

0.511858

6

-11.22

Кварцевый
сиенит

Ю-6

145.0

1247

0.337

0.709526

6

0.708135

9.62

54.58

0.1065

0.511946

4

-10.17

Ю-5

108.6

1230

0.2559

0.709715

5

0.708659

22.06

133.90

0.0996

0.511893

5

-10.94

БП 11a

197.6

1420

0.4035

0.70968

6

0.708015

15.08

96.57

0.0944

0.51191

4

-10.42

Гранит

Ю-7

251.0

511

1.4247

0.716562

4

0.710683

5.51

36.47

0.0913

0.511753

4

-13.37

Брз 5-2

217.8

168

3.7375

0.720124

5

0.704701

5.02

35.05

0.0865

0.511854

5

-11.22

Вмещающий
песчаник

Ю-2

63.9

132

1.3883

0.723972

5

0.718243

4.92

23.30

0.1275

0.5121

4

-7.94

 

В нефелиновых сиенитах первичные значения 87Sr/86Sr колеблются в достаточно узком интервале от 0.7080 до 0.7084, альбитизированные разности показывают значения 0.7079 и 0.7102. εNd(Т) в нефелиновых сиенитах, рассчитанные на 290 млн лет, варьируют от −10.9 до −11.6, а в альбитизированных разностях равны −11.1 и −11.9.

Первичные значения 87Sr/86Sr, полученные для щелочных (0.7080–0.7089) и кварцевых сиенитов (0.7080–0.7086), схожи с таковыми для нефелиновых сиенитов. Лишь один образец рудоносного щелочного сиенита (БП-11б) имеет отличное значение (87Sr/86Sr)Т 0.7128 от приведенного диапазона для пород массива, при том, что он не подвержен интенсивными вторичными изменениями. Первичные 87Sr/86Sr значения в альбитизированных щелочных сиенитах равны 0.7071 и 0.7081. Величины εNd(Т) в щелочных сиенитах и их альбитизированных разностях составляют −10.4 ÷ −11.7. Кварцевые сиениты характеризуются в целом более высокими значениями εNd(Т) от −10.2 до −10.9.

Два проанализированных образца гранита из массива дали контрастные друг к другу первичные значения 87Sr/86Sr (0.71068 и 0.70470) и εNd(Т) (−13.4 и −11.2). Для образца песчаника, представляющего вмещающие породы холоднинской свиты терригенного комплекса, значения, пересчитанные на 290 млн лет (87Sr/86Sr)Т и εNd(Т), равны 0.7182 и −7.9 соответственно.

На диаграмме (87Sr/86Sr)Т–εNd(Т) (рис. 8а) значения для пород массива Бурпала схожи с таковыми для щелочных пород массива Сынныр (Саватенков и др., 2019; неопубликованные данные авторов). В то же время первичные изотопные значения 87Sr/86Sr в породах массива Бурпала являются несколько более высокими по сравнению с таковыми в породах массива Сынныр.

 

Таблица 4. U-Pb изотопный состав пород массива Бурпала

Порода

Образец

Pb, г/т

U, г/т

238U/204Pb

206Pb/204Pb

%

207Pb/204Pb

%

208Pb/204Pb

%

(206Pb/204Pb)i

(207Pb/204Pb)i

Нефелиновый
сиенит

Брз 5-5 (ПШ)

70.00

6.39

5.70

17.893

0.06

15.499

0.09

38.463

0.12

17.631

15.485

Брз 5-12(вал)

113.00

10.40

5.76

17.895

0.06

15.504

0.09

38.028

0.12

17.630

15.490

Брз 5-8 (ПШ)

2.66

0.39

9.37

18.271

0.06

15.519

0.09

40.073

0.12

17.840

15.497

Брз 5-7 (ПШ)

14.20

0.21

0.94

17.649

0.06

15.479

0.09

37.773

0.12

17.606

15.477

Брз 5-12б**(ПШ)

66.50

0.01

0.01

17.632

0.06

15.494

0.09

37.825

0.12

17.631

15.494

Брз 5-12a**(ПШ)

6.19

0.13

1.26

17.736

0.06

15.505

0.09

37.933

0.12

17.678

15.502

Щелочной
сиенит

К-14 (ПШ)

11.50

0.25

1.36

17.907

0.06

15.503

0.09

38.056

0.12

17.844

15.500

БЗ 5-1 (вал)

15.40

4.89

1.99

18.087

0.06

15.499

0.06

38.029

0.06

17.996

15.494

Брз 5-3 (вал)

9.69

1.26

8.19

18.220

0.06

15.513

0.09

38.375

0.12

17.843

15.493

БП-11 (ПШ)

6.00

1.35

14.34

18.933

0.06

15.573

0.06

38.203

0.06

18.273

15.539

БП 11б (вал)

5.44

33.16

567.80

46.058

0.06

16.911

0.09

44.021

0.12

19.932

15.550

Брз 5-11**(вал)

3.37

  

18.145

0.06

15.519

0.09

38.436

0.12

18.145

15.519

Брз 5-4**(ПШ)

2.04

0.05

1.39

17.747

0.02

15.509

0.03

37.986

0.03

17.683

15.506

Кварцевый
сиенит

Ю-6 (ПШ)

20.50

4.11

1.25

17.881

0.06

15.509

0.09

38.125

0.12

17.823

15.506

Ю-5 (вал)

21.99

3.09

8.88

18.109

0.06

15.518

0.09

38.459

0.12

17.701

15.497

БП 11a (вал)

51.60

4.53

5.59

18.286

0.06

15.528

0.09

38.819

0.12

18.028

15.514

Гранит

Ю-7 (вал)

20.20

5.99

19.00

18.581

0.06

15.552

0.09

39.204

0.12

17.706

15.506

Брз 5-2 (вал)

12.58

4.73

25.59

20.937

0.06

15.685

0.09

41.152

0.12

19.759

15.624

Вмещающий
песчаник

Ю-2 (вал)

14.50

1.97

8.61

18.600

0.06

15.552

0.09

38.578

0.12

18.204

15.531

 

На диаграмме в координатах 207Pb/204Pb и 206Pb/204Pb (рис. 8б) породы массива образуют линейный тренд, где нефелиновые сиениты, располагаясь в левой нижней части тренда, характеризуются более примитивным изотопным составом Pb. Щелочные и кварцевые сиениты демонстрируют смещение в область более радиогенного состава Pb. Кроме того, в верхнем окончании тренда щелочных пород массива Бурпала располагается точка для образца вмещающей породы (песчаник) холоднинской свиты терригенного комплекса. От указанного тренда существенно отклоняются точки изотопного состава в образце рудоносного щелочного сиенита (БП-11б) и образце щелочного гранита (Брз 5-2) (табл. 4), U-Pb изотопные характеристики которых определялись по породе в целом. Рудоносный сиенит характеризуется аномально высоким значением U/Pb, что приводит к значительным неопределенностям в оценке первичных изотопных характеристик Pb. В силу высокой мобильности U и Pb, на оценке первичных изотопных характеристик могло отразиться нарушение U/Pb изотопных отношений в результате наложенных процессов (в том числе и гипергенных). Щелочной гранит характеризуется менее высоким значением U/Pb, однако отклонение изотопных характеристик Pb в этом образце от общей совокупности на диаграмме 206Pb/204Pb–207Pb/204Pb может объясняться теми же причинами.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные петролого-геохимические данные так же, как и опубликованные геохронологические данные (Избродин и др., 2024), позволяют предположить, что кварцевые, щелочные и нефелиновые сиениты были, вероятно, образованы независимыми импульсами внедрения и их формирование вряд ли происходило в рамках единого простого процесса фракционной кристаллизации, что хорошо видно на петрохимических бинарных диаграммах. Они характеризуются широкими вариациями как по большинству основных, так и по РЗЭ и редким элементам. При этом геологические наблюдения (Пак и др., 1962; Портнов, 1965; Андреев, 1981), близкие Sr-Nd изотопные характеристики, конфигурация геохимических спектров подтверждают сингенетичность магм, из которых кристаллизуются нефелиновые, щелочные и кварцевые сиениты. Дайки щелочных гранитов характеризуются схожими с сиенитами геохимическими параметрами и близкими значениями εNd(Т), отличаясь варьирующим Sr-Pb изотопным составом. Вариации последних, наиболее вероятно, согласно петрографическим наблюдениям, связаны с процессами вторичного изменения пород. Тем не менее имеющиеся данные позволяют предполагать генетическое родство сиенитов массива и даек гранитов.

Считается, что нефелиновые и щелочные сиениты могут формироваться из расплавов нефелинитового либо щелочно-базитового, или базанитового состава (например, Kramm, Kogarko, 1994; Arzamastsev et al., 2001; Riishuus et al., 2008; Marks et al., 2011). Учитывая имеющуюся отрицательную Eu-аномалию и достаточно низкую магнезиальность пород массива, можно полагать, что породы кристаллизовались из расплава щелочно-базитового состава, из которого произошла отсадка оливина и плагиоклаза. Стоит отметить, что в некоторых работах по массиву Бурпала описаны дайки шонкинитов, находящиеся во вмещающих породах в западной части массива и относимые к ранней фазе (Владыкин и др., 2014). Авторы считают, что все разновидности пород массива являются продуктами дифференциации единой щелочной магмы. При этом существование когенетичных кварцевых и нефелиновых сиенитов является проблематичным из-за наличия термального барьера в системе Ne-Kfs-Qz-H2O, в которой расплав будет эволюционировать либо в сторону гранитного минимума, либо в сторону нефелин-сиенитового минимума. Поэтому ассоциация кварцевых сиенитов одновременно с нефелиновыми сиенитами поднимает вопрос важности не только процесса фракционной кристаллизации в эволюции исследуемого комплекса, но и ассимиляции щелочными расплавами сиалического вещества континентальной коры, где комбинация процесса фракционирования с контаминацией в различных пропорциях может объяснять эти несоответствия.

Известно, что нефелиновые сиениты могут формироваться при ассимиляции карбонатных пород. Яркими примерами являются палеозойские щелочные комплексы Алтае-Саянской складчатой области (Vorontsov et al., 2021) и Витимского плоскогорья в Западном Забайкалье (Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020), где вмещающими породами являются осадочные карбонатные толщи, а в щелочных породах комплексов присутствует кальцит. Что касается массива Бурпала, то этот вариант маловероятен. Здесь вмещающие породы представлены терригенно-осадочными (песчаники, алевролиты), а петрографо-минералогические данные не подтверждают механизм взаимодействия с осадочными карбонатами. Петролого-геохимические исследования также исключают такую возможность, поскольку нефелиновые сиениты характеризуются обогащенностью РЗЭ и высокозарядными элементами относительно щелочных и кварцевых сиенитов, а не наоборот.

Вторым возможным вариантом может быть процесс коровой контаминации с участием пород с высоким содержанием кремния. В работе (Riishuus et al., 2008) предложен механизм, согласно которому подплавление коры может происходить в зоне кровли над магматическим очагом (щелочно-базальтового или базанитового составов). Как результат смешения с образовавшимся коровым расплавом в зоне кровли формируется пересыщенная кремнеземом магма, внедрение которой сопровождается кристаллизацией на поверхности самых внешних обнаженных кварцевых сиенитов. Затем продолжающееся пульсационное поступление из камеры порций магм, недосыщенных кремнеземом, приводит к формированию нефелиновых и щелочных сиенитов. При этом эволюция в сторону кремний-недосыщенного ультращелочного поля (рис. 4б) отчасти обусловлена «эффектом плагиоклаза», при котором на образование кальциевого плагиоклаза расходуется Al, но мало Na и K. Этот процесс согласуется с отрицательной Eu-аномалией, отображаемой на спектрах РЗЭ для нефелиновых сиенитов.

В опубликованных работах, рассматривающих вариант образования кварцевых сиенитов в результате процесса коровой контаминации, в качестве весомых аргументов приводятся изменяющиеся изотопные и редкоэлементные характеристики пород (например, Riishuus et al., 2008; Estrade et al., 2014).

Изотопные характеристики Sr и Nd в породах массива Бурпала явно не отражают процесса взаимодействия щелочных расплавов с веществом континентальной коры в ходе ее ассимиляции. Во-первых, Sr и Nd изотопные составы в породах массива Бурпала проявляют слабую вариацию, а во-вторых, не демонстрируют закономерного изменения относительно других петрохимических и геохимических параметров для различных фаз внедрения, которое можно было бы охарактеризовать в рамках модели смешения или ассимиляции–фракционной кристаллизации (рис. 9). Это говорит о том, что вещественное взаимодействие между мантийными щелочными расплавами и коровым веществом в ходе формирования интрузивного комплекса носило более сложный характер, вероятно, включающий метасоматическое взаимодействие. Слабые вариации изотопных характеристик Sr и Nd и отсутствие каких-либо очевидных трендов смешения кора–мантия для различных фаз внедрения указывают на то, что процессы ассимиляции корового вещества щелочными расплавами слабо отразились на изотопных характеристиках Sr и Nd в породах массива Бурпала и эти характеристики близко отвечают параметрам мантийного источника этих пород.

 

Рис. 9. Диаграммы Sr (ppm)– ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (a), Nd (ppm)–ɛNd (б), Pb (ppm)– ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (в) для пород массива Бурпала. Розовая стрелка – тренд ассимиляции. Условные обозначения см. на рис. 4.

 

В то же время изотопные характеристики Pb в породах массива Бурпала наиболее очевидно отражают процесс вещественного взаимодействия между мантийными щелочными расплавами и породами континентальной коры в ходе ее ассимиляции (рис. 9).

В наибольшей степени влияние процессов ассимиляции пород континентальной коры на изотопные характеристики Pb проявлено в щелочных и кварцевых сиенитах, в наименьшей – в нефелиновых сиенитах. Нефелиновые сиениты массива Бурпала, включая рудные разности, характеризуются наиболее высоким содержанием Pb, по сравнению с кварцевыми и щелочными сиенитами. Более низкое содержание Pb в ранних фазах внедрения, соизмеримое с таковым во вмещающих породах, обусловило заметный сдвиг изотопных характеристик Pb в щелочных породах в сторону параметров вмещающей их континентальной коры. Более высокое содержание Pb в нефелиновых сиенитах, наиболее вероятно, как и в случае других высоко несовместимых элементов литофильной группы, обусловлено процессами метасоматического обогащения мантийных расплавов, внедрявшихся в магматическую камеру.

Стоит также отметить, что значения изотопного состава кислорода в разновидностях сиенитов значительно различаются, где минералы кварцевых сиенитов обладают гораздо более тяжелыми δ¹⁸O значениями, чем таковые нефелиновых и щелочных сиенитов. Несмотря на то, что все разновидности сиенитов обладают схожими геохимическими характеристиками, наблюдаются закономерные различия в поведении некоторых редких элементов. Так, на диаграммах Zr/Ce–Th/Ta и Zr/Y–Nb/Ta (рис. 10) можно видеть, что кварцевые сиениты расположены в непосредственной близости к значениям для верхней коры (Rudnik, Gao, 2014) и вмещающих песчаников холоднинской свиты, в то время как нефелиновые и щелочные сиениты характеризуются значительным разбросом значений и не тяготеют к значениям для вмещающих пород.

 

Рис. 10. Диаграммы Zr/Ce–Th/Ta (а) и Zr/Y–Nb/Ta (б) отношений в породах массива Бурпала. Условные обозначения см. на рис. 4. Значения для верхней (UC) и нижней коры (LC) по (Rudnick, Gao, 2014), вмещающие породы (синие крестики) – авторские данные.

 

Sr-Nd-Pb изотопные характеристики пород массива Бурпала, а также особенности их редкоэлементного состава указывают на их генетическую связь с древним источником метасоматизированной литосферной мантии. На диаграмму (87Sr/86Sr)Т–ɛNd(Т) (рис. 8а) вместе с данными для пород массива Бурпала вынесены поля изотопных характеристик Сыннырского массива, мезозойских щелочных пород Алдано-Станового щита и пород Йоко-Довыренского массива, расположенного в непосредственной близости к массивам Сынныр и Бурпала. Все вышеперечисленные комплексы характеризуются резко отрицательными значениями ɛNd(Т). Исследователи (Bogatikov et al., 1994; Mitchell et al., 1994; Davies et al., 2006; Арискин и др., 2015; Васюкова и др., 2020; Doroshkevich et al., 2020) считают, что источником для мезозойских щелочных пород Алдано-Станового щита и пород Йоко-Довыренского массива являлась аномально обогащенная метасоматизированная литосферная мантия в данном регионе, обогащение которой относительно деплетированной мантии происходило в период архея–палеопротерозоя. Кроме того, изотопный состав палеопротерозойских мафических пород и карбонатитов в краевой южной части Сибирского кратона (Шарыжалгайский блок и Алдано-Становой щит) также свидетельствует о наличии изотопно-обогащенных доменов в литосферной мантии (например, Гонгальский и др., 2008; Doroshkevich et al., 2018; Туркина, Изох, 2023). Кроме крайне низких значений ɛNd(Т), породы массива Бурпала характеризуются обогащением Ba, LILE, Th, легкими лантаноидами и демонстрируют мультиэлементные спектры с резкими минимумами по Nb-Ta, Ti и максимумами по Ba, Pb. Форма спектра редких элементов в нефелиновых сиенитах проявляет сходство с таковых мафических производных метасоматизированной мантии восточного сегмента (мезозойские лампроиты) и юго-западной окраины (неопротерозойские ультрабазиты массива Йоко-Довырен) Алдан-Станового щита (рис. 11).

 

Рис. 11. Сравнительная характеристика спектров распределения редких элементов, нормированных к примитивной мантии (ПМ) по (Sun, McDonough, 1989), для нефелиновых сиенитов массива Бурпала с мезозойскими лампроитами Алдан-Станового щита (Bogatikov et al., 1994; Mitchell et al., 1994; Davies et al., 2006), породами интрузии Йоко-Довырен (Арискин и др., 2015), шошонитами Тибета (Guo et al., 2006; Ou et al., 2019), вулканическими породами юрской изверженной провинции Кару (Jourdan et al., 2007).

 

Подобные формы спектра с Ta-Nb минимумом и Ba и Pb максимумами ассоциируются с надсубдукционными обстановками. Эти особенности, а также низкие значения ɛNd(Т) в вышеуказанных породах указывают на то, что их обогащенный мантийный источник сформировался в результате аккреционных процессов в раннепротерозойский–архейский период формирования континентальной литосферы Сибирского кратона. Изотопные характеристики Sr, Nd и Pb в щелочных породах, формировавшихся в пределах различных доменов юга Сибирского кратона, на изотопных диаграммах (рис. 8) образуют различные поля. Это, в свою очередь, указывает на различие обстановок, в которых формировались обогащенные мантийные источники. Sr-Nd-Pb изотопные параметры мантийного источника мезозойских лампроитов восточного сегмента Алдан-Станового щита отвечают обогащенному источнику EMI-типа. В то же время Sr-Nd-Pb изотопные параметры мантийного источника ультрабазитов Йоко-Довыренского массива, приуроченных к юго-западной окраине Алдан-Станового щита, тяготеют к полю источника EMII-типа. Изотопные характеристики пород массива Бурпала, как ультрабазитов Йоко-Довыренского массива и пород массива Сынныр, также характеризуются параметрами EMII-типа. Вместе с тем более высокие значения ɛNd(Т) и более низкие (87Sr/86Sr)т в породах массива Бурпала, а также более низкие значения (207Pb/204Pb)Т в нефелиновых сиенитах из этого массива, могут указывать либо на большую долю вещества деплетированной мантии при формировании этих пород, либо на более молодой возраст обогащенного мантийного источника. С последним согласуется приуроченность массивов Бурпала и Сынныр к раннебайкальскому блоку континентальной литосферы Сибирского кратона, тогда как Йоко-Довыренский массив приурочен к Олокитской рифтогенной зоне, которая расположена в пределах выступа раннеархейского фундамента Сибирского кратона.

Различия в изотопных характеристиках Sr, Nd и Pb между щелочными породами, формировавшимися в пределах различных доменов юга Сибирского кратона, отражают различия в геохимической специфике метасоматического преобразования литосферной мантии, при плавлении которой эти породы образовались. Наблюдаемые различия в изотопном составе Sr, Nd и Pb между породами разных районов юга Сибирского кратона согласуются с различиями в особенностях редкоэлементного состава этих пород. Так, на диаграмме (207Pb/204Pb)Т–(206Pb/204Pb)Т (рис. 8б) видно, что мезозойские лампроиты Алдано-Станового щита характеризуются менее радиогенным изотопным составом Pb по сравнению со щелочными породами массивов Бурпала и Йоко-Довырен, расположенных на границе западного сегмента Байкало-Витимского пояса ЦАСП с краевой частью Сибирского кратона. При этом мезозойские лампроиты Алдано-Станового щита обладают более выраженным относительным обогащением такими флюидомобильными элементами, как Ba, Rb, K, Pb, Sr. В то же время породы массивов Бурпала и Йоко-Довырен отличаются большей степенью обогащения (относительно других элементов) высоко несовместимыми литофильными элементами – Th, U, Zr, Hf. Наиболее наглядно такое различие иллюстрируется диаграммой Ba/Th–206Pb/204Pb (рис. 12), поскольку Ba является наиболее флюидомобильным элементом, а Th – высоко несовместимым элементом, распределяющимся преимущественно в расплав.

Можно полагать, что метасоматически обогащенный мантийный источник для мезозойских лампроитов Алдано-Станового щита на момент его образования характеризовался пониженным значением U/Pb, а обогащенный мантийный источник пород массивов Бурпала и Йоко-Довырен – повышенным значением U/Pb. При этом на диаграмме (87Sr/86Sr)т –ɛNd(Т) (рис. 8а) поля составов мезозойских лампроитов, с одной стороны, и пород массивов Бурпала и Йоко-Довырен, с другой – имеют несколько разнонаправленные тренды.

 

Рис. 12. Ba/Th–(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)Т диаграмма для пород массива Бурпала. Условные обозначения см. на рис. 4.
Данные для мезозойских лампроитов Алдано-Станового щита (Bogatikov et al., 1994; Mitchell et al., 1994; Davies et al., 2006), расслоенной ультрабазит-базитовой интрузии Йоко-Довырен (Арискин и др., 2015), постколлизионных шошонитов Тибета (Guo et al., 2006; Ou et al., 2019), вулканических пород юрской изверженной провинции Кару (Jourdan et al., 2007).

 

Сходная закономерность отмечается и для пород из других регионов мира, являющихся продуктами плавления древней литосферы (рис. 8 и 12). Так, например, вулканические породы, представляющие юрскую изверженную провинцию Кару в пределах раннеархейского кратона Каапвал (Jourdan et al., 2007), по изотопно-геохимической специфике проявляют сходство с мезозойскими лампроитами Алдано-Станового щита. Или, например, постколлизионные шошониты Тибета, развитые в пределах докембрийских блоков Тибетского плато (Guo et al., 2006; Ou et al., 2019), отвечают источнику EMII-типа с более высоким обогащением радиогенным Pb.

Как было показано в работе (Pearce et al., 2005), различие в геохимической специфике мантийного метасоматоза (преимущественно флюидный или флюидно-расплавный) может проявляться в пределах единой тектонической обстановки, отвечающей конвергентной границе, и определятся спецификой субдукции океанической плиты (быстрая–медленная или холодная–горячая субдукция), а также удаленностью от фронтальной зоны. Это дает основание предполагать, что изотопно-геохимическая специфика обогащенных мантийных источников щелочных пород юга Сибирского кратона, определяющая их металлогеническую специализацию, является отражением условий и режимов процесса аккреции, приведшего в раннем докембрии к формированию древней литосферы Сибирского кратона.

Таким образом, изотопные и геохимические характеристики пород массива Бурпала отражают преобладание вещества древней метасоматизированной литосферной мантии в источнике с участием верхнекорового компонента в процессе становления интрузии. При этом роль плюмового компонента вряд ли была значимой, несмотря на то, что магматизм позднепалеозойского периода, связанный с плюмовой активностью, был широко проявлен в пределах Забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса с формированием базитов, пород монцонит-гранитной серии и щелочных комплексов (Jahn et al., 2009; Litvinovsky et al., 2011; Цыганков и др., 2019; Tsygankov et al., 2017; Doroshkevich et al., 2012; Izbrodin et al., 2020). Породы этих комплексов характеризуются гораздо более высокими значениями ɛNd(Т) (рис. 8а), свидетельствующими о большем вкладе деплетированного астеносферного источника в их генезисе, даже с учетом того, что гетерогенная литосфера забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса, включающая раннедокембрийские кристаллические блоки и «молодые» террейны островодужного типа, обладает отличающимися характеристиками от литосферной мантии южного края Сибирского кратона.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные петролого-геохимические и изотопные (Sr, Nd, Pb, O) данные по кварцевым сиенитам, щелочным безнефелиновым и нефелиновым сиенитам массива Бурпала показали, что каждая разновидность пород имеет специфические петролого-геохимические особенности, с одной стороны, а с другой – обладает схожими характеристиками, подтверждающими сингенетичность магм, из которых кристаллизовались нефелиновые, щелочные и кварцевые сиениты. Породы кристаллизовались из расплава щелочно-базитового состава.

Изотопные и геохимические характеристики пород массива отражают преобладание вещества метасоматизированной литосферной мантии в источнике. При этом роль плюмового компонента была незначительной, в отличие от позднепалеозойских щелочных пород Забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса. Резко отрицательные значения ɛNd(Т) для исследуемых пород вписываются в региональную картину – подобные характеристики свойственны для других магматических комплексов (Сынныр, Йоко-Довырен). Формирование пород массива было осложнено ассимиляцией верхнекорового материала, что явилось наиболее вероятным фактором, определившим генетическую связь нефелиновых и кварцевых сиенитов в составе массива.

***

Благодарности. Авторы выражают огромную благодарность рецензентам А.А. Арзамасцеву и А.В. Никифорову за конструктивные замечания при рецензировании, позволившие улучшить первоначальный вариант рукописи.

Источники финансирования. Геологические исследования, в том числе анализы вмещающих пород, были выполнены в рамках госзаданий ИГМ СО РАН, ГИН СО РАН и ИГГД РАН (122041400241-5, AAAA-A21-121011390002-2, FMUW-2022-0005). Петролого-геохимические и изотопные (Sr, Nd, Pb, O) исследования были выполнены за счет средств РНФ 22-17-00078, https://rscf.ru/en/project/22-17-00078/

×

Sobre autores

A. Doroshkevich

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS; Novosibirsk State University; N.L. Dobretsov Geological Institute SB RAS

Autor responsável pela correspondência
Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Novosibirsk; Ulan-Ude

V. Savatenkov

Institute of Geology and Geochronology of Precambrian RAS

Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, St. Petersburg

A. Malyutina

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS; Novosibirsk State University

Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Novosibirsk

I. Izbrodin

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS; Novosibirsk State University

Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Novosibirsk

I. Prokopiev

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS; Novosibirsk State University

Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Novosibirsk

A. Starikova

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS; Novosibirsk State University

Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, Novosibirsk; Novosibirsk

T. Radomskaya

A.P. Vinogradov Institute of Geochemistry SB RAS

Email: doroshkevich@igm.nsc.ru
Rússia, Irkutsk

Bibliografia

  1. Андреев А.А., Рыцк Е.Ю., Великославинский С.Д. и др. Возраст, состав и тектонические обстановки формирования позднебайкальских комплексов Кичерской зоны Байкало-Витимского пояса (Северное Прибайкалье): геологические, геохронологические (ID-TIMS, SIMS) и Nd-изотопные данные // Петрология. 2022. Т. 30. № 4. С. 345–378.
  2. Андреев Г.В. Петрология формации калиевых, нефелиновых и щелочных сиенитов. Новосибирск: Наука, 1981. 85 с
  3. Арискин А.А., Данюшевский Л.В., Э.Г. Конников и др. Довыренский интрузивный комплекс (Северное Прибайкалье, Россия): изотопно-геохимические маркеры контаминации исходных магм и экстремальной обогащенности источника // Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 3. С. 528–556.
  4. Васюкова Е.А., Пономарчук А.В., Дорошкевич А.Г. Петролого-геохимическая характеристика и возраст пород Ыллымахского массива (Алданский щит, Южная Якутия) // Геология и геофизика. 2020. Т. 61. № 4. С. 489–507.
  5. Владыкин Н.В., Сотникова И.А., Котов А.Б. и др. Строение, возраст и рудоносность Бурпалинского редкометального щелочного массива (Северное Прибайкалье) // Геология рудн. месторождений. 2014. Т. 56. № 4. С. 272–290.
  6. Гонгальский Б.И., Криволуцкая Н.А., Арискин А.А., Николаев Г.С. Строение, состав и формирование Чинейского анортозит-габброноритового массива // Геохимия. 2008. № 7. С. 691—720.
  7. Жидков А.Я. Щелочные интрузии Сынныр и Бурпала Северного Прибайкалья: Автореф. дисс. канд. … геол.-мин. наук. Ленинград, 1956. 21 с. (Zhidkov A.Ya. Alkaline intrusions of Synnyr and Burpala in the Northern Baikal region. Cand. Geol.-Min. Sci. Leningrad, 1956. 21 p.)
  8. Избродин И.А., Дорошкевич А.Г., Малютина А.В. и др. Геохронология пород щелочного массива Бурпала (Северное Прибайкалье): Новые U-Pb данные // Геодинамика и тектонофизика. 2024. Т. 15. № 1. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-1-0741
  9. Когарко Л.Н. Обогащенные мантийные резервуары – источник крупнейших апатитовых и редкометальных месторождений // Тр. XV Международного семинара “Глубинный магматизм, его источники и плюмы”. Иркутск: ИГХ СО РАН, 2019. С. 5–22.
  10. Котов А.Б., Владыкин Н.В., Ярмолюк В.В. и др. Пермский возраст Бурпалинского щелочного массива (Северное Прибайкалье): геодинамические следствия // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 3. С. 295–299. https://doi.org/10.7868/S0869565213330165.
  11. Ларин А.М., Котов А.Б., Ковач В.П. и др. Граниты рапакиви Кодарского комплекса (Алданский щит): возраст, источники и тектоническое положение // Петрология. 2021. Т. 29. № 4. С. 339–364.
  12. Мельников Н.Н. Погрешности метода двойного изотопного разбавления при изотопном анализе обыкновенного свинца // Геохимия. 2005. № 12. С. 1333–1339.
  13. Пак А.С., Миков Н.А., Бушуев В.П. и др. Отчет о результатах геолого-поисковых работ Сольской партии за 1960–1961 гг. в бассейне р. Майгунда. Улан-Удэ, 1962. 213 с.
  14. Портнов А.М. Редкометальная минерализация щелочного массива Бурпала в Северном Прибайкалье: Дисс. … канд. геол.-мин. наук. Москва, 1965. 275 с.
  15. Портнов А.М., Нечаева Е.А. Нефелинизация в приконтактовых зонах щелочного массива Бурпала // Изв. АН СССР. Серия геол. 1967. № 5. С. 71–76.
  16. Саватенков В.М., Рыцк Е.Ю., Великославинский С.Д., Лебедева Ю.М. Изотопные (Nd-Sr) характеристики и возможные источники ультракалиевых щелочных пород Сыннырского массива (Северное Прибайкалье) // Тр. Ферсмановской научной сессии ГИ КНЦ РАН. 2019. № 16. С. 497–501.
  17. Туркина О.М., Изох А.Э. Гетерогенная субконтинентальная литосферная мантия под южным флангом сибирского кратона: свидетельства по составу палеопротерозойских мафических ассоциаций // Геология и геофизика. 2023. Т. 64. № 10. С. 1369–1391
  18. Цыганков А.А., Хубанов В.Б., Бурмакина Г.Н. и др. Соотношение мантийного и разновозрастного корового вещества в составе гранитоидов Забайкалья А-типа: петрологические и геодинамические следствия // Геодинамика и тектонофизика. 2019. Т. 10. № 3. С. 779–799.
  19. Arzamastsev A.A., Bea F., Glaznev V.N. et al. Kola alkaline province in the Paleozoic: evaluation of primary mantle magma composition and magma generation conditions // Russ. J. Earth Sci. 2001. № 3. P. 1–32.
  20. Bogatikov O., Kononova V., Pervov V., Zhuravlev D. Petrogenesis of mesozoic potassic magmatism of the Central Aldan: a Sr-Nd isotopic and geodynamic model // Int. Geol. Rev. 1994. V. 36. № 7. P. 629–644.
  21. Davies G.R., Stolz A.J., Mahotkin I.L. et al. Trace element and Sr-Pb-Nd-Hf isotope evidence for ancient, fluid-dominated enrichment of the source of Aldan Shield lamproites // J. Petrol. 2006. V. 47. № 6. P. 1119–1146.
  22. Doroshkevich A.G., Ripp G.S., Izbrodin I.A., Savatenkov V.M. Alkaline magmatism of the Vitim province, West Transbaikalia, Russia: Age, mineralogical, geochemical and isotope (О, C, D, Sr and Nd) data // Lithos. 2012. V. 152. P. 157–172. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2012.05.002
  23. Doroshkevich A.G., Prokopyev I.R., Izokh A.E. et al. Isotopic and trace element geochemistry of the Seligdar magnesiocarbonatites (South Yakutia, Russia): Insights regarding the mantle evolution beneath the Aldan-Stanovoy shield // J. Asian Earth Sci. 2018. V. 154. P. 354–368.
  24. Doroshkevich A.G., Prokopyev I.R., Ponomarchuk A.V. et al. Cora Wohlgemuth-Ueberwasse Petrology and geochemistry of the late Mesozoic Dzheltula alkaline igneous complex, Aldan–Stanovoy Shield, Russia: constraints on derivation from the ancient enriched mantle source // Int. J. Earth Sci. 2020. V. 109. P. 2407–2423.
  25. Estrade G., Béziat D., Salvi S. et al. Unusual evolution of silica-under- and oversaturated alkaline rocks in the Cenozoic Ambohimirahavavy Complex (Madagascar): Mineralogical and geochemical evidence // Lithos. 2014. V. 206–207. P. 361–383. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.08.008
  26. Foland K.A., Landoll J.D., Henderson C.M.B., Chen J.F. Formation of cogenetic quartz and nepheline syenites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1993. V. 57. P. 697–704.
  27. Frost B.R., Frost C.D. A geochemical classification for feldspathic igneous rocks // J. Petrol. 2008. V. 49. P. 1955–1969.
  28. Guo Z., Wilson M., Liu J., Mao Q. Post-collisional, potassic and ultrapotassic magmatism of the Northern Tibetan Plateau: Constraints on characteristics of the mantle source, geodynamic setting and uplift mechanisms // J. Petrol. 2006. V. 47. № 6. P. 1177–1220.
  29. Izbrodin I., Doroshkevich A., Rampilov M. et al. Late Paleozoic alkaline magmatism in Western Transbaikalia, Russia: Implications for magma sources and tectonic settings // Geosci. Front. 2020. V. 11. № 4. P. 1289–1303. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2019.12.009
  30. Jahn B.M., Litvinovsky B.A., Zanvilevich A.N., Reichow M. Peralkaline granitoid magmatism in the Mongolian-Transbaikalian Belt: evolution, petrogenesis and tectonic significance // Lithos. 2009. V. 113. P. 521–539. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.06.015
  31. Jourdan F., Bertrand H., Schärer U. et al. Major and trace element and Sr, Nd, Hf, and Pb isotope compositions of the Karoo Large Igneous Province, Botswana–Zimbabwe: lithosphere vs mantle plume contribution // J. Petrol. 2007. V. 6. P. 1043–1077.
  32. Kogarko L.N. Role of volatiles. Ed. H. Sǿrensen. The Alkaline Rocks. Chichester: John Wiley, 1974. P. 474–487.
  33. Kramers J.D., Tolstikhin I.N. Two terrestrial lead isotope paradoxes, forward transport modelling, core formation and the history of the continental crust // Chem. Geol. 1997. V. 139. P. 75–110.
  34. Kramm U., Kogarko L.N. Nd and Sr isotope signatures of the Khibina and Lovozero agpaitic centres, Kola Alkaline Province, Russia // Lithos. 1994. V. 32. P. 225–242.
  35. Litvinovsky B.A., Tsygankov A.A., Jahn B.M. et al. Origin and evolution of overlapping calc-alkaline and alkaline magmas: the Late Palaeozoic post-collisional igneous province of Transbaikalia (Russia) // Lithos. 2011. V. 125. P. 845–874.
  36. Marks M.A.W., Hettmann K., Schilling J. et al. The mineralogical diversity of Alkaline Igneous Rocks: critical factors for the transition from miaskitic to agpaitic phase assemblages // J. Petrol. 2011. V. 52. № 3. P. 439–455. https://doi.org/10.1093/petrology/egq086
  37. Middlemost E.A.K. Naming materials in the magma/igneous rock system // Earth-Sci. Rev. 1994. V. 37. № 3–4. P. 215–224. https://doi.org/10.1016/0012-8252(94)90029-9
  38. Mikova J., Denkova P. Modi֜ed chromatographic separation scheme for Sr and Nd isotope analysis in geological silicate samples // J. Geosci. 2007. V. 52. P. 221–226.
  39. Misawa K., Yamazaki F., Ihira N., Nakamura N. Separation of rare earth elements and strontium from chondritic meteorites by miniaturized extraction chromatography for elemental and isotopic analyses // Geochem. J. 2000. V. 34. P. 11–21.
  40. Mitchell R.H., Smith C.B., Vladykin N.V. Isotopic composition of strontium and neodymium in potassic rocks of the Little Murun complex, Aldan Shield, Siberia // Lithos. 1994. V. 32. P. 243–248.
  41. O’Nions R.K., Hamilton P.J., Evensen N.M. Variations in 143Nd/144Nd and 87Sr/86Sr ratios in oceanic basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 34. № 1. P. 13–22.
  42. Ou Q., Wang Q., Wyman D. A. et al. Postcollisional delamination and partial melting of enriched lithospheric mantle: Evidence from Oligocene (ca. 30 Ma) potassium-rich lavas in the Gemuchaka area of the central Qiangtang Block, Tibet // GSA Bull. 2019. V. 131. № 7/8. P. 1385–1408. https://doi.org/10.1130/B31911.1
  43. Pankhurst R.J., Beckinsale R.D., Brooks C.K. Strontium and oxygen isotope evidence relating to the petrogenesis of the Kangerdlugssuaq alkaline intrusion, East Greenland // Contrib. Mineral. Petrol. 1976. V. 54. P. 17–42.
  44. Pearce J.A., Stern R.J., Bloomer S.H., Fryer P. Geochemical mapping of the Mariana arc-basin system: Implications for the nature and distribution of subduction components // Geochem. Geophys. Geosyst. 2005. V. 6. № 7. Q07006. doi: 10.1029/2004GC000895
  45. Pfander J.A., Jochum K.P., Kozakov I. et al. Coupled evolution of back-arc and island arc-like mafic crust in the late-Neoproterozoic Agardagh Tes-Chem ophiolite, Central Asia: evidence from trace element and Sr-Nd-Pb isotope data // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. V. 143. P. 154–174.
  46. Riishuus M.S., Peate D.W., Tegner C. et al. Petrogenesis of cogenetic silica-oversaturated and undersaturated syenites by periodic recharge in a crustally contaminated magma chamber: the Kangerlussuaq Intrusion, East Greenland // J. Petrol. 2008. V. 49. № 3. P. 493–522. https://doi.org/10.1093/petrology/egm090
  47. Rudnick R.L., Gao S. Composition of the Continental Crust. Treatise on Geochemistry (Second Edition). Elsevier, 2014. P. 1–51. https://doi.org/10.1016/B978-0-08-095975-7.00301-6
  48. Sharp Z.D. A laser-based microanalytical method for the in-situ determination of oxygen isotope ratios in silicates and oxides // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. V. 54. P. 1353–1357.
  49. Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotope systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313–345.
  50. Tsygankov A.A., Burmakina G.N., Khubanov V.B., Buyantuev M.D. Geodynamics of Late Paleozoic batholith forming processes in Western Transbaikalia // Petrology. 2017. V. 25. № 4. P. 396–418. https://doi.org/10.1134/S0869591117030043
  51. Vladykin N.V., Sotnikova I.A. Petrology, geochemistry and source characteristics of the Burpala alkaline massif, North Baikal // Geosci. Front. 2017. V. 8. № 4. P. 711–719.
  52. Vorontsov А., Yarmolyuk V., Dril S. et al. Magmatism of the Devonian Altai-Sayan Rift System: Geological and geochemical evidence for diverse plume-lithosphere interactions // Gondwana Res. 2021. V. 89. P. 193–219.

Arquivos suplementares

Arquivos suplementares
Ação
1. JATS XML
Baixar
2. Fig. 1. Scheme of tectonic zoning of the Baikal-Vitim belt (Andreev et al., 2022)

Baixar (438KB)
Metadados
3. Fig. 2. Scheme of the geological structure of the Burpala massif, according to (Pak et al., 1962) with modifications

Baixar (384KB)
Metadados
4. Fig. 3. Photomicrographs of thin sections of nepheline (a–g), alkaline (d–f), and quartz (g–h) syenites of the Burpala Massif in transmitted light (left column) and crossed nicols (right column). Aln – allanite, Amp – amphibole, Kfs – potassium feldspar, Cpx – clinopyroxene, Lоp – loparite, Nph – nepheline, Pl – plagioclase, Phl – phlogopite, Sdl – sodalite, Ttn – titanite, Qz – quartz. The pink color of the feldspathoids is due to their staining in an aluminone solution.

Baixar (1MB)
Metadados
5. Fig. 4. Classification diagram SiO₂ vs (Na₂O + K₂O) (a) (Middlemost, 1994) and diagram Al – (Na + K)–FSSI (b) (Frost, Frost, 2008) for the main rock varieties of the Burpala massif. FSSI = normative Q − [Lc + 2(Ne + Kp)]/100.

Baixar (280KB)
Metadados
6. Fig. 5. Variations in the contents of the main petrogenic (wt.%) and rare (ppm) components in the main rock varieties of the Burpala massif. For legend, see Fig. 4.

Baixar (300KB)
Metadados
7. Fig. 6. REE (a, b) and rare element (c, d) contents normalized to chondrite and primitive mantle (PM) (Sun, McDonough, 1989), respectively, in the rocks of the Burpala massif. For legend, see Fig. 4.

Baixar (514KB)
Metadados
8. Fig. 7. Isotopic composition of oxygen in minerals of the main types of rocks of the Burpala massif.

Baixar (88KB)
Metadados
9. Fig. 8. (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)T–εNd(T) isotope ratios (a) and (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)T–(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)T diagram (b) for the rocks of the Burpala massif. See Fig. 4 for legend.

Baixar (325KB)
Metadados
10. Fig. 9. Sr (ppm)–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (a), Nd (ppm)–ɛNd (b), Pb (ppm)–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (c) diagrams for the rocks of the Burpala massif. The pink arrow is the assimilation trend. For legend, see Fig. 4.

Baixar (249KB)
Metadados
11. Fig. 10. Zr/Ce–Th/Ta (a) and Zr/Y–Nb/Ta (b) diagrams of the ratios in the rocks of the Burpala massif. For legend, see Fig. 4. Values ​​for the upper (UC) and lower crust (LC) according to (Rudnick, Gao, 2014), host rocks (blue crosses) are the authors’ data.

Baixar (127KB)
Metadados
12. Fig. 11. Comparative characteristics of the distribution spectra of rare elements normalized to the primitive mantle (PM) according to (Sun, McDonough, 1989) for nepheline syenites of the Burpala massif with Mesozoic lamproites of the Aldan-Stanovoy Shield (Bogatikov et al., 1994; Mitchell et al., 1994; Davies et al., 2006), rocks of the Yoko-Dovyren intrusion (Ariskin et al., 2015), shoshonites of Tibet (Guo et al., 2006; Ou et al., 2019), volcanic rocks of the Jurassic Karoo igneous province (Jourdan et al., 2007).

Baixar (174KB)
Metadados
13. Fig. 12. Ba/Th–(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)T diagram for the rocks of the Burpala massif. For legend, see Fig. 4.

Baixar (121KB)
Metadados

Declaração de direitos autorais © Russian Academy of Sciences, 2025