Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 490, № 2, стр. 10-14

Граниты язовского комплекса развиты в пределах Байкало-Патомского складчато-надвигового пояса, сложенного рифейскими карбонатно-терригенными комплексами пассивной окраины Сибирского кратона (рис. 1а). По северному краю этого пояса протягивается прерывистая дуга линейных поднятий (Чуйское, Тонодское и Нечерское), в которых обнажены супракрустальные и магматические образования палеопротерозойского основания. Граниты язовского комплекса локализованы в пределах Тонодского поднятия, где они образуют штокообразные субвулканические тела и дайки, сложенные сферолитовыми гранит-порфирами (рис. 1б). Установлен эруптивный характер контактов этих тел с рифейскими вулканогенно-осадочными породами медвежевского комплекса, палеопротерозойскими сланцами кевактинской серии и постколлизионными гранитами чуйско-кодарского комплекса [1]. С гранитами язовского комплекса ассоциируют оловорудные месторождения Туюканского рудного района [1].

Рис. 1.

а – Положение района исследований в тектонических структурах Байкало-Патомского пояса. 1 – осадочный чехол Сибирской платформы; 2 – вендские отложения перикратонного прогиба; 3–4 – Байкало-Патомский складчато-надвиговый пояс: 3 – рифейские метаморфические породы, 4 – метаморфические породы и гранитоиды раннедокембрийского основания; 5 – Алданский щит; 6–7 – постраннедокембрийские складчатые пояса: 6 – Центрально-Азиатский, 7 – Монголо-Охотский. Выступы раннедокембрийского основания складчатых поясов: Ч – Чуйское, К – Кутимское, Т – Тонодское, Н – Нечерское. б – Схема распространения гранит-порфиров язовского комплекса и ассоциирующего с ними оловянного оруденения в пределах Тонодского поднятия Байкало-Патомского складчато-надвигового пояса. 1 – осадочный чехол Сибирской платформы; 2–4 – позднерифейские геологические комплексы: 2 – гранит-порфиры язовского комплекса, 3 – дайки и силы диабазов чайского комплекса, 4 – метаморфические породы; 5–6 – палеопротерозойские геологические комплексы: 5 – постколлизионные граниты чуйско-кодарского комплекса, 6 – метаморфические породы кевактинской серии; 7 – дизъюнктивные нарушения (а – разломы, б – надвиги); 8 – оловорудные месторождения и рудопроявления Туюканского рудного района; 9 – место отбора геохронологической пробы.

Целью настоящей работы являются определение возраста гранитов язовского комплекса U–Pb-методом по циркону (ID TIMS), идентификация их источников и оценка их тектонического положения.

В пределах Тонодского поднятия граниты язовского комплекса образуют несколько дайковых полей (рис. 1б). Для исследований были отобраны образцы практически неизмененных гранит-порфиров на юго-западном склоне Тонодского поднятия за пределами Туюканского рудного района.

Гранит-порфиры язовского комплекса имеют полосчатую текстуру и состоят из сферолитов калиевого полевого шпата, вкрапленников олигоклаза и кварца и микрогранитовой основной массы. Граниты относятся к породам нормального и умеренно щелочного ряда, калиевого типа щелочности и несколько повышенной агпаитности (NK/A = 0.80–0.88). Они характеризуются умеренной и повышенной глиноземистостью (ASI = = 0.97–1.19), высокой железистостью ( f = 0.88–0.95), обогащены большинством некогерентных элементов и относятся к внутриплитным гранитам А-типа. На спайдерграмме отчетливо фиксируются позитивная Th-аномалия, отсутствие отрицательной Nb–Ta-аномалии и четко выраженные отрицательные аномалии Sr, P, Eu и Ti ([Th/La]n = 3.27–4.04, [Nb/La]n = 0.87–1.88, [Ta/La]n = 1.06–2.06, [Sr/La]n = 0.01–0.03, [P/La]n = 0.01–0.05). График REE демонстрирует умеренное фракционирование LREE и не фракционированное распределение HREE ([La/Yb]n = = 6.52–9.17 и [Gd/Yb]n = 0.86–1.11), а также отрицательную Eu-аномалию (Eu/Eu* = 0.41–0.49). Еще одной особенностью гранитов язовского комплекса являются высокие содержания Sn (до 30 мкг/г) и присутствие акцессорного касситерита.

Таким образом, минералого-геохимические особенности рассматриваемых гранитов, а также ассоциация их с оловорудными месторождениями, скорее всего, указывают на их принадлежность к внутриплитным оловоносным гранитам.

Для геохронологических U–Pb-исследований использована проба № Л-541 гранит-порфира язовского комплекса. Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для геохронологических исследований кристаллы циркона обрабатывались спиртом и ацетоном в ультразвуковой ванне, а затем последовательно 1M HNO₃ и 1M HCl в течение 20 мин на теплой плитке. При этом после каждой ступени зерна циркона (или их фрагменты) промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялись по модифицированной методике Т.Е. Кроу [2]. Определения изотопного состава Pb и U выполнены на масс-спектрометре Finnigan MAT 261 и Triton TI в статическом и динамическом (с использованием электронного умножителя) режимах. Для изотопных исследований использовался изотопный индикатор ²³⁵U–²⁰²Pb. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программ PbDAT и ISOPLOT [3, 4]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Акцессорный циркон, выделенный из гранит-порфира язовского комплекса, представлен суб-идиоморфными призматическими, длиннопризматическими и короткопризматическими полупрозрачными и прозрачными кристаллами светло-розового и розовато-коричневого цвета. Огранка кристаллов определяется сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 2, I–III). Поверхности граней кристаллов часто интенсивно корродированны (рис. 2, I–III). Размер кристаллов изменяется от 30 до 200 мкм; К_удл. = 2.0–4,0.

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из гранит-порфира язовского комплекса (проба Л-541), выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT-55 в режиме вторичных электронов (I–III) и катодолюминесценции (IV–VI).

Кристаллы циркона обладает зональным внутренним строением (рис. 2 IV, V). Краевые зоны кристаллов призматического и длиннопризматического габитуса, как правило, интенсивно трещиноваты, имеют пониженное двупреломление и низкую интенсивность люминесценции (рис. 2 IV, V). Они содержат первичные расплавные и флюидные включения, а также многочисленные включения касситерита размером до 15 мкм [5]. В центральных частях кристаллов короткопризматического облика часто наблюдаются реликты унаследованных ядер (рис. 2, V, VI).

Для геохронологических U–Pb-исследований использованы четыре микронавески (5–50 зерен) наиболее прозрачных зерен циркона, отобранные из размерных фракций <60, 60–70, 70–100 и 100–125 мкм (табл. 1). При этом циркон из двух фракций (№ 2 и 3, табл. 1) был подвергнут предварительной кислотной обработке [6]. На диаграмме с конкордией положение точек изотопного состава изученных микронавесок циркона аппроксимируется дискордией, нижнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 709 ± 7 млн лет, а верхнее пересечение 1870 ± 10 млн лет, СКВО = 0.55 (рис. 3). Различная степень их дискордантности обусловлена разной долей унаследованного компонента радиогенного свинца раннедокембрийского возраста. Совокупность морфологических признаков свидетельствует о магматическом происхождении циркона из гранит-порфира язовского комплекса. Следовательно, есть все основания рассматривать полученную для него оценку возраста 709 ± 7 млн лет в качестве возраста его кристаллизации.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для циркона из гранит-порфира язовского комплекса (Л-541). Номера точек на диаграмме соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Результаты изотопных Sm–Nd-исследований гранитов язовского комплекса свидетельствуют о том, что они имеют малорадиогенный изотопный состав Nd (ɛ_Nd(t) = –7.8… –11.2 и t_Nd(С) = 2.1–2.3 млрд лет), резко отличный от вмещающих палеопротерозойских пород, гранитов чуйско-кодарского комплекса (t_Nd(С) = 2.8–3.0 млрд. лет) и метаморфических сланцев кевактинской серии (t_Nd(С) = 2.8–3.4 млрд лет). Очевидно, что эти породы не могли выступать в качестве единственного источника гранитов язовского комплекса. Вероятнее всего, формирование исходной магмы этих гранитов происходило из смешанного источника: раннедокембрийского корового и ювенильного.

В качестве первого могли выступать граниты чуйско-кодарского комплекса. На это указывают также значения унаследованного возраста 1870 ± ± 10 млн лет в цирконах гранитов язовского комплекса, очень близкие к возрасту кристаллизации гранитов чуйско-кодарского комплекса 1846 ± ± 8 млн лет [7]. Ювенильный источник, скорее всего, представляет собой вещество мантийного происхождения. Поэтому можно предполагать, что подъем базитовых магм во внутриплитных условиях литосферного растяжения привел к плавлению раннедокембрийского кóрового основания Тонодского поднятия, в том числе и гранитов чуйско-кодарского комплекса. Смешение анатектического кóрового и базитового расплавов могло привести к формированию исходной магмы для гранитов язовского комплекса с изотопными характеристиками Nd, промежуточными между этими двумя различными источниками.

Важно отметить, что возраст гранитов язовского комплекса практически совпадает с возрастом бимодальных вулканитов Олокитского рифта Байкало-Патомского пояса (718 ± 15 млн лет [8]). При этом рассматриваемые граниты геохимически близки к кислым вулканитам этого рифта и имеют близкие изотопные характеристики Nd [8]. Близкий возраст имеют и расслоенные интрузии довыренского комплекса (728 ± 4 млн лет [9]) Байкало-Муйского складчатого пояса, а также вулканиты Глушихинского рифтогенного прогиба Енисейского кряжа 717 ± 15 млн лет [10].

Таким образом, формирование гранитоидов язовского комплекса происходило в позднем рифее во внутриплитной обстановке. В заключение необходимо также подчеркнуть, что это событие имело глобальный характер и проявилось практически на всех континентах мира. Оно знаменует собой позднерифейский импульс литосферного растяжения, связанный с расколом суперконтинента Родиния под воздействием мантийного суперплюма [11, 12].