Geochronology of the alkaline-ultra-basic carbonatite complex Arbarastakh (Aldan shlied, Yakutia): new Ar-Ar and U-Pb da.pdf Введение Щелочно-ультраосновные карбонатитовые комплексы являются уникальной группой магматических пород, которые несут в себе информацию о процессах глубинного (до 200-250 км) магмообразования специфичных по составу силикатно-карбонатных расплавов, а также о процессах метасоматоза и углеродного цикла в мантии [Rock, 1986; Le Bas., 1987; Dalton, 1993; Hamilton, Kjasgaard, 1993; Kogarko, 1995; Mitchell, 2005, 2006; Tappe et al., 2006; Guzmics, Zajacz, 2013]. Процесс формирования неопротерозой-ских рудоносных (Nb, Ta, U и REE) концентрически-зональных щелочно-карбонатитовых комплексов в пределах южной окраины Сибирского кратона (Белая Зима, Тагна, Жидой, Игнили, Аррбарастах) в период 720-630 млн лет связывают с эпохой проявления крупномасштабного внутриплитного магматизма и геодинамическими событиями распада суперконтинента Родиния [Ярмолюк и др., 2005; Кузьмин, Ярмо-люк, 2014]. Предшествующие петрологические исследования щелочных пород комплекса Арбарастах показали, что основные фазы массива представлены пи-роксенитами, секущими их телами карбонатитов, магнетит-апатитовых пород (фоскоритов) и ийоли-тов, а также по периферии массива отмечаются выходы отдельных тел более поздних щелочных сиенитов [Глаголев и др., 1974]. Первые данные по абсолютному возрасту пород массива показали интервал кристаллизации пироксенитов и карбонатитов - 690 ± 28 млн лет, фоскоритов - 720 ± 28 млн лет (K-Ar, флогопит, [Глаголев, 1974]). При таких оценках возраста щелочных пород Арбарас-тахского комплекса (720-690 млн лет), временной интервал становления массива коррелирует со временем формирования Иркутской крупной изверженной провинции (LIP) с возрастом ~ 720 млн л., которая реконструирована с одновозрастной Фран-клигокой LIP северной Лаврентии [Ernst et al., 2018]. И это согласуется с более общим наблюдением тесной временной корреляции между образованием карбонатитов и проявлением крупных изверженных провинций [Ernst, Bell, 2010]. Современные датировки цирконов из пироксени-та U-Pb методом (SHRIMP-II) показали возраст - 630,5 ± 5,7 млн лет (отчет № 25011, ВСЕГЕИ, 2015). Согласно докладу на конференции EGU-2020 Н.В. Владыкиным (ИГХ СО РАН, г. Иркутск) U-Pb возраст пород по цирконам и бадделеиту из фос-коритов и пироксенитов составляет 656 ± 5 и 653 ± 9 млн лет соответственно. Представленные в этой работе новые геохронологические данные определения возраста кристаллизации щелочных пород массива Арбарастах согласуются с предшествующими датировками, а также существенно дополняют и уточняют возраст образования различных щелочных фаз внедрения исследуемого комплекса. Геологическое строение Щелочно-ультраосновной карбонатитовый комплекс Арбарастах расположен на территории Республики Саха (Якутия) на юго-востоке России, в пределах бассейна реки Арбарастах - левого притока реки Идюм, в бассейне реки Лена (рис. 1). В тектоническом плане комплекс расположен в восточной части Алданского щита на юго-восточной окраине Сибирского кратона. Фундамент щита образован комплексом метаморфических архейских пород и постепенно перекрывается чехлом горизонтально залегающих осадочных пород нижнекембрийско-верхнепротерозойского возраста (рис. 1). Арбарас-тахский массив приурочен к краевой части Идюмо-Хайканского сводового поднятия [Зленко, 1961]. В ядре поднятия обнажаются породы фундамента, крылья перекрываются осадочным чехлом [Глаголев и др., 1974]. Архейская толща фундамента состоит из биотитовых, диопсидовых, гиперстеновых и роговообманковых кристаллических сланцев, гнейсов, амфиболитов, гранатовых и графитовых гнейсов, мраморов и кальцифиров (тимптоно-джелтулинская серия учурского гранулит-парагнейсового террейна) [Парфенов, Кузьмин, 2001]. В пределах массива Арба-растах широко распространены архейские биотит-амфиболовые гнейсо-граниты (обособленные массивы), аляскитовые граниты (мигматиты и межпластовые тела), залегающие в пределах синклинорной зоны шириной около 20-22 км с общим северовосточным простиранием [Глаголев и др., 1974]. Внутри зоны породы смяты в серию узких изоклинальных складок, падающих в северо-восточном направлении под крутым углом. Ближе к массиву архейские породы меняют простирание - раздвигаются с двух сторон, огибая массив. Данная структура образовалась в архейское время и, скорее всего, предопределила появление массива именно в этом месте. Комплекс осадочных пород чехла представлен протерозойскими аркозовыми, доломитовыми и кварцевыми песчаниками с редкими горизонтами конгломератов и доломитов [Глаголев и др., 1974]. Сеть разно ориентированных разломов вблизи массива Арбарастах, пересекающих породы фундамента и чехла, разделяет территорию на отдельные блоки [Глаголев и др., 1974]. Выделяются две главные системы крутопадающих разломов. Первая заложена в архее и имеет направление, близкое к простиранию архейской складчатости. Вторая связана с возникновением Идюмо-Хайканского поднятия и ориентирована почти под прямым углом к нарушениям первой системы [Глаголев и др., 1974]. Важным обстоятельством является то, что разломы проникают в верхний структурный ярус лишь частично, пересекая только протерозойские породы. Это дает возможность предположить, что движение блоков вдоль этих разломов происходило синхронно с формированием Арбарастахской интрузии. Активность разломов подтверждается приуроченностью к ним даек щелочных пород [Глаголев и др., 1974]. Сам массив отделен от вмещающей толщи архейских метаморфических пород сплошным кольцевым разломом, диаметр которого составляет 6-8 км (рис. 1). Внутри него произошло кальдерное опускание пород на глубину 50-80 м [Глаголев и др., 1974]. Углы падения разломов изменяются от 60 до 90° и направлены к центру интрузии. Главной структурной чертой массива Арбарас-тах является его концентрически-зональное строение, выраженное в закономерном чередовании пород с разным составом и разными условиями залегания (рис. 1). Основная фаза массива слагает штокообразное тело пироксеновых пород - пироксени-ты, имеющее в плане округло-эллипсоидное очертание, вытянутое в северо-западном направлении. Тело пироксенитов имеет грубоконцентрическое строение и сложено чисто пироксеновыми, пи-роксен-слюдистыми, пироксен-роговообманковыми разновидностями [Глаголев и др., 1974]. Между телом пироксеновых пород и кольцевым разломом заключена сплошная зона контактовометасоматических пород - фенитов. Мощность зоны составляет до 1 км. На площади массива установлены дайки жильных щелочных сиенитов, а также ийолит-уртитов и мельтейгитов, мощность которых меняется от нескольких сантиметров до 50 метров при протяженности до 1 км [Глаголев и др., 1974]. Дайки щелочных сиенитов локализованы в эндоконтактовой зоне массива. Простирание даек подчинено общей кольцевой структуре массива, а падение составляет 7090°. Контакты с пироксенитами и фенитами - секущие [Глаголев и др., 1974]. Во время полевых работ 2019 г. в пределах массива зафиксировано несколько даек ультраосновных щелочных лампрофиров в центральной части массива мощностью первые метры. Дайковые тела имеют секущие контакты с карбонатитами и, согласно классификации Tapper и соавт. [2005], могут быть отнесены к ультраосновным щелочным лампрофирам - айликитам. Карбонатиты массива Арбарастах сосредоточены внутри ядра пироксеновых пород и залегают в виде серии неполноконических дайкообразных тел (рис. 1). Мощность отдельных тел карбонатитов изменяется от 10-20 см до 400-600 м, контакты с пироксеновыми породами - секущие. Углы падения независимо от близости к центру массива составляют 60-80° к центру массива [Глаголев, 1974]. Наиболее распространены кальцитовые разности карбонатитов с пирохло- встречаются жилы (до первых метров) доломитовых ром и флогопитом. Значительно реже в пироксенитах и анкеритовых карбонатитов. Рис 1. Схема расположения и схематическая геологическая карта щелочно-ультраосновного карбонатитового комплекса Арбарастах (по данным [Глаголев и др., 1974; Горошко, Гурьянов, 2004] с дополнениями авторов) 1 - аллювиальные отложения (галька, гравий, пески, суглинки); 2-7 - породы комплекса Арбарастах: 2 - дайки щелочных лампрофиров (айликиты); 3 - щелочные сиениты (канкринитовые и нефелиновые сиениты); 4 - ийолит-уртиты, мельтейгиты; 5 - фоскориты (магнетит-апатитовые руды); 6 - карбонатиты (пироксеновые, флогопитовые, апатитовые, нефелиновые, флюоритовые, пирохлор-содержащие и другие разновидности) и силикокарбонатиты; 7 - пироксениты; 8 - фениты (флогопитовые метасоматиты); 9 - раннеархейские гранитоиды (аляскитовые граниты, биотитовые и биотит-роговообманковые граниты, гранито-гнейсы, диориты); 10 - гнейсы, кристаллические сланцы и мраморы нижнего архея (арбарастахская и холболохская свиты); 11 - тектонические нарушения: разломы установленные (а) и предполагаемые (б) Fig 1. Location diagram and schematic geological map of the alkaline-ultrabasic carbonatite complex Arbarastakh (according to [Glagolev et al., 1974; Goroshko, Guryanov, 2004] with additions by the authors) 1 - alluvial deposits (pebbles, gravel, sands, loams); 2-7 - rocks of the Arbarastakh complex: 2 - dykes of alkaline lamprophyres (aillikites); 3 - alkaline syenites (cancrinite and nepheline syenites); 4 - ijolite-urtites, melteigites; 5 - phoscorites (magnetite-apatite ores); 6 - carbonatites (pyroxene, phlogopite, apatite, nepheline, fluorite, pyrochlore-containing and other varieties) and silicocarbonatites; 7 - pyroxenites; 8 - fenites (phlogopite metasomatites); 9 - Early Archean granitoids (alaskite granites, botite and biotite-hornblende granites, granite-gneisses, diorites); 10 - gneisses, crystalline schists and marbles of the Lower Archean (Arbarastakh and Kholbolokh formations); 11 - tectonic faults: faults identified (a) and suggested (b) В самом центре комплекса Арбарастах локализованы конические тела магнетит-апатит-форсте-ритовых пород, имеющие секущие контакты с ранее описанными фазами [Глаголев и др., 1974]. Мощность тел составляет от 30-70 до 200-400 м (рис. 1). Согласно петрографической классификации, породы отнесены к фоскоритам. Современные минералогические и петрографические особенности карбонатитов и фоскоритов комплекса Арбарастах описаны в работах [Kruk et al., 2021; Prokopyev et al., 2021]. Методы исследования Образцы, использованные для минералогических и геохронологических исследований, были отобраны в ходе полевых работ на массиве Арбарастах в 2019 г. Петрографическое изучение пород щелочного комплекса Арбарастах проводилось на микроскопе Olympus BX51 с фотокамерой. Исследования текстурно-структурных характеристик и минералогического состава пород проводилось на сканирующем электронном микроскопе TESCAN MIRA 3 LMU JSM-6510LV с энергосберегающей приставкой для микрозондового анализа X-Max Oxford Instruments. Минеральный состав определяли с помощью электронного микрозонда JEOL JXA-8100 (режим WDS, 20 кВ, 15 нА, диаметр пучка 1-2 мкм). Общее время анализа F (с использованием кристалла LDE) составило 40 с (для фона - 20 с, для пика F - 20 с). Предел обнаружения F составил 477 ppm (0,04 мас. %). Для анализа минералов мы использовали ток пучка 10 нА и ускоряющее напряжение 15 кВ; для оксидов Fe - Ti - 20 нА и 15 кВ; для монацита - 40 нА и 20 кВ, а для апатита - 10 нА и 20 кВ. Время анализа пиков составляло 16 с для основных элементов и 3060 с для второстепенных элементов. Для калибровки в качестве стандартов использовались как природные минералы, так и синтетические минеральные фазы, при этом каждый элемент и пределы обнаружения (в ppm) были следующие: SiO2 (Si, 158), рутил (Ti, 120), LiNbO3 (Nb, 142), Sr силикатное стекло (Sr, 442), альбит (Na, 176), ортоклаз (K, 182), Al2O3 (Al, 128), F-апатит (Ca, 115; P, 387; F, 477), Mn-гранат (Mn, 129), гематит (Fe, 148), CePO4 (Ce, 236), LaPO4 (La, 272), BaSO4 (S, 178), NdPO4 (Nd, 362), Cl-апатит (Cl, 74) и PrPO4 (Pr, 401). Определение возраста 40Ar/39Ar методом датирования проводилось по мономинеральным фракциям, отбор которых осуществлялся вручную под бинокулярной лупой из фракции 0,3-0,1 мм измельченного образца. Облучение проб было проведено в кадмиро-ванном канале научного реактора ВВР-К типа в Научно-исследовательском институте ядерной физики (г. 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-исследова-тельским институтом минерального сырья Министерства геологии СССР (ВИМС) в 1988 г. Для его калибровки в 40 39 качестве Ar/ Ar монитора использовались международные стандартные образцы мусковит Bern 4m и биотит LP-6 [Baksi, Archibald. Farrar, 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 40 K, в соответствии с [Steiger, Jager, 1977], принималось равным 5,543 x 10-10 год-1. Холостой опыт по определению 40Ar (10 мин при 1 200 °С) не превышал 5 x 10-10 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 на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы Micromass (Англия). 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. Нагревание образца происходило в кварцевом реакторе, помещенным в резистивную печь. Датирование производилось методом ступенчатого прогрева. Контроль температуры осуществлялся посредством хромель-алюмелевой термопары. Точность регулировки температуры составляла ± 1°С. Исследования проведены в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). Датирование цирконов U-Pb методом проводилось на SHRIMP II в Центре изотопных исследований Всероссийского научно-исследова-тельского геологического института им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург). Кристаллы циркона и титанита были закреплены в эпоксидной смоле вместе с зернами стандартов (ТЕМОРА, 91500). Точки микроанализа были выбраны с помощью оптических, BSE и катодолюминесцентных изображений, которые показали внутреннюю структуру и зональность кристаллов циркона. Отношения U-Pb были измерены с использованием метода, рекомендованного в работе Williams [1998]. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, а образовавшийся кратер имел диаметр 25 мкм и глубину до 5 мкм. Данные обрабатывались с помощью программы SQUID [Ludwig, 2000]. Отношения U-Pb были нормализованы до значения 0,0668 (TEMORA), что соответствует значению 416,75 млн лет [Black, Kamo, Allen, 2003]. Индивидуальные анализы находятся в пределах ошибки 1а, а рассчитанные конкордантные возрасты - в пределах ошибки 2а. Диаграммы конкордией были построены с помощью программного обеспечения Isoplot/Ex [Ludwig, 1999]. Петрография и минералогия щелочных пород Петрографическое и минералогическое изучение образцов щелочных пород массива показало, что в основной фазе массива присутствуют щелочные пи-роксениты - якупирангиты (рис. 2, а). Рис. 2. Петрографические и минералогические особенности исследуемых пород щелочного комплекса Арбарастах а - петрографическое фото щелочного пироксенита с массивной текстурой; b - петрографическое фото образца щелочного сиенита; c - BSE-картинка минерального парагенезиса нефелинового сиенита; d - образец карбонатита с вкрапленными зернами бадделеита (коричневые) и флогопита (темно-зеленого); e, f - BSE-картинки минеральных ассоциаций в карбонатите. Аббревиатура минералов: Bt - биотит, Amf - амфибол, Ap - апатит, Cpx - клинопироксен, Nph - нефелин, Scp - скаполит, Cal -кальцит, Ttn - титанит, Phl - флогопит, Pl - плагиоклаз, Fl - флюорит, Kfs - калишпат, Ms - мусковит, Zrn - циркон, Dol - доломит, Pcl - пирохлор, REE-carb - редкоземельный карбонат Fig. 2. Petrographic and mineralogical features of the studied rocks of the Arbarastakh alkaline complex a - petrographic photo of alkaline pyroxenite with massive texture; b - petrographic photo of a sample of alkaline syenite; c - BSE image of the mineral paragenesis of nepheline syenite; d - sample of carbonatite with disseminated grains of baddeleyite (brown) and phlogopite (dark green); e, f - BSE images of mineral associations in carbonatite. Mineral abbreviations: Bt - biotite, Amf - amphibole, Ap - apatite, Cpx - clinopyroxene, Nph - nepheline, Scp - scapolite, Cal - calcite, Ttn - titanite, Phl - phlogopite, Pl - plagioclase, Fl -fluorite, Kfs - potassium feldspar , Ms - muscovite, Zrn - zircon, Dol - dolomite, Pcl - pyrochlore, REE-carb - rare earth carbonate Пироксениты имеют неравномернозернистую, местами порфировую структуру, размеры зерен варьируют от 0,5-1 мм до 1-2 см. Текстура породы массивная, встречаются шлиро-вые обособлениями кристаллов флогопита. По петрохимическому составу содержание SiO2 составляет 30-40 мас. %, количество Na2O + K2O = 3-10 мас. %, что позволяет отнести породу к семейству ультраос-новный фойдолитов. Главными породообразующими минералами в породе являются клинопироксен (70-80 %), амфибол (5-10 %), биотит (5-10 %), апатит (3-5 %) и нефелин (1-5 %). Второстепенные минералы представлены кальцитом, баритом, барито-целестином и скаполитом; акцессорными (менее 1 %) минералами являются циркон и титанит. Клинопироксен по составу является промежуточным между эгирином и диопсидом (Di40-45Aeg50-40Hed5-20), замещается поздними биотитом, амфиболом и кальцитом. Амфибол по составу относится к группе щелочных амфиболов - рихтериту. Слюда в якупирангитах представлена тетраферрифлогопитом. Кристаллы флогопита чаще всего зональные, что обусловлено вариациями в составе FeO, MgO и TiO2. Апатит по составу относится к группе фторапатита: содержание F - до 4,16 мас. %, SrO - до 1,32 мас. % и LREE2O3 - до 3,25 мас. %. Нефелин образуют редкие кристаллы неправильной формы, замещается скаполитом. Титанит образует удлиненные кристаллы, циркон - призматические кристаллы, размеры зерен редко достигают 100 мкм. Фельдшпатоидные (щелочные) сиениты являются одной из поздних силикатных фаз массива (рис. 2, b, с). Структура породы среднезернистая, текстура - массивная. Содержание кремнезема составляет 5760 мас. %, а сумма щелочей равна 11,5-12 мас. %. Породообразующие минералы щелочных сиенитов представлены полевыми шпатами (40-60 %), нефелином (10-15 %) и клинопироксеном (10-20 %). Второстепенные минералы - биотит, фторапатит, лейцит, барит, стронцианит, мусковит, скаполит, банальсит; акцессорные - пирохлор, титанит и ильменит. Калиевый полевой шпат образует пойкилитовые вростки в альбите, в своем составе содержит примеси ВаО - 3-7,12 мас. % и FeOt - до 0,36 мас. %. Нефелин содержит CaO - до 4,66 мас. % и SrO - до 1,5 мас. %. В некоторых образцах в виде вростков встречается бариевый полевой шпат - банальсит с содержанием ВаО до 40,12 мас. %. Пироксен по составу соответствует эгирин-диопсиду Di40-50Aeg30-40Hed10-20. Апатит относится к группе фторапатита и содержит в своем составе SrO и LREE2O3 до 1,21 и 1,5-2 мас. % соответственно. Слюда по составу принадлежит к группе флогопита с содержанием TiO2 до 2,5 мас. %. Скаполит замещает фельдшпатоидные минералы. Мусковит, барит и стронцианит в породе редки и образовались, вероятно, в ходе поздних гидротермально-метасоматических процессов. Титанит и ильменит образуют тесные срастания - каймы титанита вокруг ксеноморфных кристаллов ильменита. Титанит содержит примесь FeOt до 2,2 мас. %, а в составе ильменита отмечается примесь MnO до 2 мас. %. Пирохлор в сиенитах имеет размеры до 150 мкм и по содержанию оксидов титана (до 15 мас. %) и урана (до 20 мас. %) может быть отнесен к группе уранпирохлора. Карбонатиты представляют собой среднезернистые породы с массивной текстурой (см. рис. 2, d-f). На территории комплекса присутствует большое количество разновидностей карбонатитов: пироксеновые, флогопитовые, апатитовые, нефелиновые, флюоритовые, пирохлорсодержащие и др. Исследуемые образцы карбонатитов и силикокарбонатита являются типичными разновидностями карбонатитовой серии комплекса Арбарастах. Образцы представляют собой кальциокарбонатиты и силикокар-бонатиты (SiO2 от 20 до 27 мас. %); содержание CaO уменьшается пропорционально увеличению степени гидротермального изменения пород. Содержание щелочей (Na2O + K2O) низкое для всех разновидностей - для кальциокарбонатитов до 2 мас. %, для силикокарбонатитов - до 4,8 мас. %. Основными минералами карбонатитов являются кальцит и доломит (50-90 % породы), с варьирующими по количеству клинопироксеном, флогопитом, апатитом, амфиболом и титанитом. Второстепенные минералы представлены анкилитом-(Се), бастнезитом-(Сe), предположительно бурбанкитом, а также баритом и стронцианитом. Акцессорными в породе являются титаномагнетит, циркон, цирконолит, пирохлор и бадделеит. Также в массиве встречаются разновидности карбонатитов с полевыми шпатами и нефелином. Фельдшпатоиды здесь образуют идиоморфные кристаллы в карбонатном матриксе. Кальцит в карбонатитах образует призматические кристаллы размером от 1 до 5 мм и содержит микронные вкрапления стронцианита и анкилита-(Ce) (рис. 2, e, f). В химическом составе кальцита отмечаются примеси MgO до 1,31 мас. %, SrO до 1,53 мас. %. Клинопироксен по составу относится к эгирин-диопсиду (Di50-60Aeg30-40Hed0-20) и встречается преимущественно в силикокарбонатитах, образуя призматические кристаллы. Щелочной амфибол (рихтерит) развивается по клинопироксену. Фторапатит (F= 4-5 мас. %) в карбонатитах обогащен легкими лантаноидами (LREE2O3 до 2,56 мас. %), причем их содержание увеличивается от центра к краю зерна, что свидетельствует о выносе редких земель из апатита вследствие поздних гидротермальных процессов [Prokopyev et al., 2017]. Фторапатит также содержит примесь SrO до 1,53 мас. %. Слюда представлена тетраферрифлогопитом. Слюда образует зональные кристаллы, что обусловлено различными содержаниями BaO (1,47-4,61 мас. %), FeOt (1,711,96 мас. %), MgO (22,41-25,12 мас. %) и Al2O3 (13,89-16,14 мас. %). Такие минералы, как барит, анкилит-(Се), бастне-зит-(Се) и бурбанкит, встречаются в породах в виде микропрожилков и микровкрапленников в карбонатах либо по периферии кристаллов апатита, нефелина и магнетита. Титаномагнетит (TiO2 до 0,52 мас. %) в породе встречается редко и содержит включения ильменита. Минералы группы пирохлора являются главным концентратором ниобия в карбонатитах, образуют октаэдрические светло-коричневые, коричневые до черных кристаллы размером 0,2-1 мм. Пирохлор кристаллизуется в виде идиоморфных зональных октаэдров, врастающих в кристаллы силикатов. Часто можно заметить приуроченность акцессорного пирохлора к скоплениям апатита (рис. 2). В химическом составе пирохлора содержания UO2 варьируют от 0 до 12,39 мас. %, ThO2 от 0 до 5,06 мас. % и Ta2O5 от 3 до 12 мас. %. Часто отмечаются содержания BaO до 10,22 мас. %, SrO до 3 мас. %, а FeO до 2,5 мас. %. Бадделеит встречается в карбонатитах довольно редко и образует мельчайшие одиночные кристаллы. В химическом составе отмечается примесь HfO2 до 1,8 мас. %. Результаты датирования Ar-Ar исследования. Образец флогопита щелочного пироксенита (якупирангита) (обр. 2-1/19) демонстрирует возрастной спектр, состоящий из 12 ступеней (рис. 3, а, табл. 1). Девять средневысокотемпературных ступеней образуют возрастное плато, характеризующееся средневзвешенным возрастом в 632,5 ± 6 млн лет. Ступени возрастного плато включают более 98 % от общего количества 39 Ar, выделенного в ходе эксперимента. В результате эксперимента по определению возраста 40Ar/39Ar методом был получен возрастной спектр флогопита образца карбонатита (обр. 68-1б), состоящий из 12 ступеней (рис. 3, а, табл. 1). Девять ступеней могут быть объединены в надежное возрастное плато со средневзвешенным возрастом 651 ± 6 млн лет, соответствующее более 99 % от выделенного 39Ar. Возрастной спектр флогопита из силикокарбона-тита (обр. 66-1), полученный методом ступенчатого прогрева, состоит из восьми ступеней (рис. 3, c, табл. 1). Возраста семи ступеней совпадают в интервале ошибок 1о и могут быть объединены в возрастное плато. В рамках возрастного плато выделено 99 % 39Ar от общего количества, полученного в ходе эксперимента. Средневзвешенный возраст плато составляет 642,6 ± 6,6 млн лет. Возрастной спектр флогопита карбонатита (обр. 50-2) образует возрастной спектр, состоящий из 10 ступеней (рис. 3, d, табл. 1). Восемь ступеней согласуются между собой в пределах погрешности 1

Скачать электронную версию публикации