Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 490, № 2, стр. 39-44

Южно-Енисейский кряж (Ангаро-Канский блок) представляет собой юго-западный выступ фундамента Сибирской платформы. Он расположен в центральной части Ангарского складчатого пояса протерозойского возраста [1] и включает в себя большинство образований пояса [2, 3]. Тесная ассоциация разнообразных породных комплексов свидетельствует о весьма сложном строении. Поэтому реконструкция его геологической истории важна не только для понимания эволюции региона, но и для решения широко дискутируемого вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав древних суперконтинентов [4]. Актуальность выполненных исследований определяется дефицитом возрастных датировок для геологических комплексов Ангаро-Канского блока, которые могли свидетельствовать о ранних этапах его развития. Это существенно ограничивает возможности временных корреляций его эволюции как в разных сегментах Ангарского пояса, так и c глобальными геологическими процессами в истории Земли.

В строении Ангаро-Канского блока ранее были выделены два метаморфических комплекса: канский (гранулитовый) и енисейский (амфиболитовый) [5]. В современном понимании гранулитовые толщи кряжа (канская серия) состоят из двух комплексов: кузеевского (гранулит-метабазит-гнейсовый) и атамановского (гранулит-гнейсовый), породы амфиболитовой фации метаморфизма объединены в енисейский (амфиболит-гнейсовый) комплекс [6].

Недавно были получены следующие оценки возраста мафических гранулитов канского метаморфического комплекса: 1890 ± 6–1935 ± 14 млн лет для магматической стадии и 1848 ± 7.6 и 1776 ± 8 (1778 ± 22) млн лет для двух этапов метаморфизма (табл. 1) [7–9]. В состав канского комплекса входят гиперстеновые плагиограниты, которые образовались в более широком временнóм интервале от 1890 до 1855 млн лет с последующим метаморфизмом на рубеже 1780 млн лет (табл. 1). В енисейском метаморфическом комплексе диагностируются две толщи с возрастом около 1.88 и 1.74 млрд лет, метаморфизованные в неопротерозое 0.76 млрд лет (табл. 1) [10].

Гранитоиды Южно-Енисейского кряжа являются наиболее информативными, так как они фиксируют условия выплавления и время кристаллизации; их разнообразные геохимические характеристики позволяют реконструировать неоднородные геодинамические обстановки формирования. Ранее [5, 14] по геологическим данным, условиям метаморфизма и “общим соображениям” им присваивался возраст от архея до палеопротерозоя.

По последним данным, гранитоиды палеопротерозойского возраста образуют несколько комплексов. Самый крупный Таракский массив, слагающий восточную часть Южно-Енисейского кряжа на всем его протяжении [11, 12], состоит из двух комплексов – собственно таракского порфировидных гранитоидов S–A-типа (коллизионных) и субщелочных гранитов A-типа (анорогенных) с предлагаемым названием телькунского комплекса (рис. 1). Время образования гранитоидов этих комплексов различается почти на сотню млн лет – 1.84 и 1.76 млрд лет соответственно (табл. 1).

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта Ангаро-Канского блока (Енисейский кряж). 1 – перекрывающие фанерозойские (а) и неопротерозойские (б) отложения; 2 – офиолитовые и островодужные комплексы Предивинского террейна (NP₃); 3–6 – метаморфические комплексы Ангаро-Канского блока: 3 – метаосадочно-вулканогенные и 4 – существенно метаосадочные енисейского сланцевогнейсового комплекса (PP₄), 5 – кузеевский и 6 – атамановский канского гранулитогнейсового (PP₁) комплексов; 7 – щелочные сиениты и трахиты (T_1–2), риолиты и лейкограниты (D₂) Севернинской вулканотектонической депрессии; 8 – субщелочные граниты, лейкограниты Белогорского массива (D₃); 9 – гранитоиды Нижнеканского массива (О₃); 10 – субщелочные граниты, лейкограниты телькульского комплекса (PP₄); 11 – порфиробластические гнейсограниты, граниты, сиениты Посольненского массива (РР₄?, Є_1–2); 12 – гнейсограниты, плагиограниты, порфировидные граниты (PP₃) Таракского массива; 13 – разломы (а), надвиги (б); 14 – границы несогласного залегания (а), прочие границы (б). На врезке показан контур карты рис. 1.

Чарнокитовый комплекс представлен мелкими не отражаемыми в масштабе карты дайкообразными телами и небольшими массивами ортоклазовых, (гиперстеновых ± гранат) гранитов, тесно ассоциирующихся с гранулитами кузеевской толщи. Для южной части кряжа – это “богуниты” [5], соответствующие по составу ряду от кварцевых норитов до гранодиоритов и редких лейкократовых гиперстеновых гранитов с возрастом 1.84 млрд лет (табл. 1). В средней части кряжа – это “кузеевиты” – порфировидные (реже аплитовидные) гиперстеновые лейкограниты [5] с возрастом около 1.73 млрд лет (табл. 1). Комплекс гнейсогранитов слагает два крупных массива (купола) – Посольненский и Пискуновский [5]. Характерной чертой этих гранитоидов является широкое развитие пегматитов с крупными порфиробластами микроклина. В нашем понимании это типичные реоморфические граниты. Подразумевается, что главными причинами разрастания магматического очага являются снижение давления при его поднятии и разогревание за счет трения вязкого течения, что соответствует декомпрессионно-диссипативной модели магмообразования [15].

Ранее для жильных тел гранитов и сиенитов среди посольненских гнейсогранитов был определен кембрийский возраст [13] (табл. 1), который распространялся авторами на весь массив. Вместе с тем по оценке В.М. Даценко [14] именно аляскиты и сиениты слагают менее 5% площади массива; преобладают же биотитовые и биотит-амфиболовые порфиробластические гнейсограниты около 55%, и по 20% – субщелочные магнетитовые гнейсограниты и мигматизированные гнейсы с амфиболитами.

Посольненский массив расположен в северной части Южно-Енисейского кряжа, среди метаморфических толщ енисейского комплекса (рис. 1). Площадь выхода массива на дневную поверхность составляет около 120 кв. км. Вмещающие породы представлены двуслюдяными гнейсами исаковской толщи с прослоями амфиболитов.

Для определения возраста посольненских гранитоидов было проведено изотопное исследование цирконов из пробы биотит-амфиболового гнейсогранита, отобранной из береговых коренных обнажений р. Посольная в 4.5 км выше устья. На установке SHRIMP-II (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург) проанализированы крупные (до 0.5 мм) прозрачные, бесцветные призматические кристаллы. На катодолюминесцентных снимках кристаллов наблюдаются неоднородное строение ядер, осцилляторная зональность доминирующей средней зоны и незональные оболочки (рис. 2б). Оболочки всех кристаллов значимо отличаются от остальных частей бóльшими содержаниями U и Th (табл. 2). Отношение Th/U составляет около единицы (табл. 2), но в некоторых точках может быть пониженным (в оболочке; 0.24 в точке 3.1) или повышенным (в ядре; 1.48 в точке 2.1). На U–Pb-диаграмме изотопных отношений (рис. 2а) результаты анализов всех зон кристаллов цирконов попадают практически на конкордию со средней оценкой возраста 1789.8 ± 8.9 млн лет. Эти данные соответствуют возрасту магматической кристаллизации. Наиболее древнее значение одного из ядер (точка 5.2; табл. 2) близко к возрасту таракского комплекса гранитоидов и “богунитов” 1.84 млрд лет (табл. 1).

Рис. 2.

U–Pb-диаграмма с конкордией для цирконов из гранитов Посольненского массива (а) и катодолюминесцентное изображение цирконов с точками датирования и возрастами (б).

Ar–Ar-датировки из этой же пробы гнейсогранита для биотита и амфибола попадают в одну точку 544 млн лет, что, вероятно, свидетельствует о вендском метаморфизме (время закрытия калий–аргоновой-системы), предшествующего кембрийскому (511 млн лет) гранитоидному магматизму жильных тел аляскитов и сиенитов (табл. 1).

Ar–Ar-датировки фиксируют неопротерозойское время закрытия калий–аргоновой-системы в биотитах, амфиболах и калишпатах (табл. 1), что, видимо, отмечает время остывания разных блоков кряжа и/или неодинаковую устойчивость минералов к повторным нагреваниям.

Таким образом, наиболее древние достоверные оценки возраста образования пород Южно-Енисейского кряжа 1.89–1.94 млрд лет, полученные для мафических гранулитов канского метаморфического комплекса, соответствуют возрасту магматизма, а датировки 1.85 и 1.78 млрд лет согласовываются с двумя этапами метаморфизма (табл. 1). С этапами метаморфизма совпадает формирование мелких тел чарнокитоидов “богунитов” (1.84 млрд лет) и “кузеевитов” (1.73 млрд лет) (табл. 1). Эти значения возраста совпадают с таковыми для раннего и позднего гранитоидных комплексов Таракского массива (табл. 1). Возраст Посольненского массива (1789.8 ± 8.9 млн лет) взаимосвязан с поздним этапом метаморфизма и попадает во временнóй промежуток формирования раннего и позднего гранитоидных комплексов Таракского массива – собственно таракского (1.84 млрд лет) и телькунского комплексов (1.76–1.75 млрд лет).

В целом образование крупных масс гранитоидов коррелирует с тектоническими событиями палеопротерозойского возраста Южно-Енисейского (Ангаро-Канского) блока: коллизионные процессы фиксируются гранитоидами таракского комплекса; воздымание блока сопровождалось реоморфическими гранитоидами (мигматиты, гнейсограниты и гранитогнейсы) посольненского комплекса; кратонизации региона сопутствовали анорогенные гранитоиды телькунского комплекса. Со всеми этими процессами соотносятся метаморфические преобразования гранулитовых толщ и формирование вулканогенно-осадочных пород второй толщи енисейского метаморфического комплекса, метаморфизованного, в свою очередь, на рубеже неопротерозоя.

Таким образом, активизация магматической деятельности на западной окраине Сибирского кратона могла быть связана со сборкой предполагаемого палеомезопротерозойского суперконтинента Нуны (Колумбия). Синхронность магматической активности и сопутствующего рифтогенеза, а также схожая последовательность однотипных тектоно-термальных событий на арктической окраине Нуны подтверждают территориальную близость Сибири и кратонов северной Атлантики (Лаврентии и Балтики) в широком диапазоне времени, что согласуется с современными палеомагнитными реконструкциями положения суперконтинентов [2, 4].