Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 1, стр. 46-55

В Северо-Енисейском кряже широко развиты метаморфические комплексы железисто-глиноземистых метапелитов, интерес к которым обусловлен фундаментальными и прикладными аспектами. Полиморфы Al₂SiO₅ – кианит, андалузит и силлиманит – важнейшие индикаторы метаморфизма глинистых сланцев, а их минеральные ассоциации информативны для калибровки геотермобарометров и содержат важную информацию о термодинамических параметрах петрогенезиса. С другой стороны, эти минералы часто используются в качестве сырья для получения глинозема. В настоящее время суммарные прогнозные ресурсы региона в пересчете на полезные минералы на глубину 50 м оцениваются около 200 млн тонн. В последние годы эти исследования приобретает особую актуальность как в прикладном (алюминиевая промышленность России обеспечена глиноземом собственного производства только на 30%, остальные его объ-емы импортируются из стран ближнего и дальнего зарубежья), так и в теоретическом аспекте в связи с необходимостью создания количественной теории метаморфогенного рудообразования.

Геохимическая специфика этих пород, особенно в отношении индикаторных для выяснения геодинамических особенностей формирования протолита микроэлементов, изучена недостаточно, что отражается в противоречии взглядов на их происхождение. По литературным данным такой специфический состав пород обычно интерпретируется как результат латеритного характера процессов выветривания (например, [1]), что расходится с частым отсутствием полнопрофильных кор такого выветривания в докембрийских разрезах [2]. Это вызывает повышенный интерес к происхождению этих пород.

В настоящей статье на основе анализа геохимической и геохронологической информации по железисто-глиноземистым метапелитам Северо-Енисейского кряжа предпринята попытка реконструировать состав и основные черты формирования их протолита, в том числе тектонические обстановки, и определить возраст источников сноса вещества.

В качестве объектов исследования выбраны метапелиты в пределах тейского, гаревского и приангарского комплексов Центрального блока Северо-Енисейского кряжа. В разрезе складчатых структур Центрального блока наиболее древним является Гаревский комплекс, в составе которого выделены немтихинская и малогаревская метаморфические толщи [3]. Гаревский комплекс надстраивается Тейским комплексом, в результате чего малогаревская толща перекрывается нижнепротерозойскими отложениями свиты хребта Карпинского. В геологическом строении Ангарского комплекса принимают участие осадочно-метаморфические толщи сухопитской серии мезопротерозоя и залегающие на них с несогласием верхнерифейские отложения широкинской серии [4].

В развитии этих метаморфических комплексов были выделены несколько этапов, различающихся термодинамическими режимами, величинами метаморфических градиентов и возрастами [5]. На первом этапе сформировались высокоградиентные зональные комплексы низких давлений And–Sil-типа с гренвильским возрастом ~1050–950 млн лет при обычном для орогенеза метаморфическом градиенте dT/dH = 25–35°С/км [6, 7]. На втором этапе эти породы подверглись неопротерозойскому (с двумя пиками – 854–862 и 798–802 млн лет) [8, 9] коллизионному метаморфизму умеренных давлений Ky–Sil-типа с локальным повышением давления вблизи надвигов, в результате чего происходило прогрессивное замещение And → Ky ± Sil.

Петрохимические данные в сочетании с особенностями распределения микроэлементов в породах (табл. 1–4) позволили определить состав и природу протолитов и провести реконструкции обстановок их формирования [13, 15]. Для этих целей была использована система петрохимических модулей и генетических диаграмм, обзор которых приведен в [10–12]. Для породообразующих компонентов использовались известные петрохимические отношения – химический индекс изменения CIA = [Al₂O₃/(Al₂O₃ + CaO + + Na₂O + K₂O)] × 100, химический индекс выветривания CIW = [Al₂O₃/(Al₂O₃ + CaO + Na₂O)] × 100, индекс зрелости осадков IVC = [(Fe₂O₃ + K₂O + + Na₂O + CaO + MgO + TiO₂)/Al₂O₃ и индекс степени преобразования плагиоклазов PIA = [(Al₂O₃ – – K₂O)/(Al₂O₃ + CaO + Na₂O – K₂O)] × 100. В отношении РЗЭ и редких элементов наиболее информативными для этих целей являлись: сумма РЗЭ; отношение суммы легких редких земель к тяжелым (LREE/HREE)_n, что трактуется как индикатор палеоклимата; отношение Eu/Eu* = = Eu_n/(Sm_n + Gd_n) × 0.5 и Ce/Ce* = Ce_n/(Ln_n + + Pr_n) × 0.5 – индикатор седиментационных обстановок; отношение (La/Yb)_n – наклон спектра распределения содержаний РЗЭ и (Gd/Yb)_n – индикатор степени деплетированности тяжелых РЗЭ; последние контролируются, преимущественно, составом пород источников сноса и локальной тектоникой [10]; а также ряд их индикаторных отношений (La/Sc, Th/Sc, La/Th, Co/Th, Th/U). Определение геодинамических обстановок формирования протолита осуществлено с помощью известных дискриминационных диаграмм: Eu/Eu*–(Gd/Yb)_n и La – Th [2].

Данные для образцов метапелитов Тейского комплекса, находящихся на разном расстоянии от надвига, показывают следующие вариации составов (мас. %): SiO₂ 58.62–61.12, CaO 0.46–0.95, Na₂O 0.25–0.52 и K₂O 2.58–3.56 (табл. 1). Колебания содержаний других оксидов менее существенны, и в целом метаморфизм в толще пород приближался к изохимическому типу, что согласуется с заключениями о характере коллизионного метаморфизма в других районах Северо-Енисейского кряжа [13]. Некоторые различия в количествах кремния, кальция, натрия и калия могут быть объяснены первичной химической неоднородностью пород, выраженной в разных содержаниях кварца, слюд и плагиоклаза. Несмотря на эти особенности, в целом эти породы и породы ангарского участка классифицируются как низкокальциевые (<1 мас. %) и умеренно насыщенные К₂О метапелиты, одновременно обогащенные Fe и Al. На петрохимической диаграмме [14] эти породы относятся к железистым (X_Fe = = FeO/(FeO + MgO + MnO) = 0.65–0.85 на мольной  основе)  и  глиноземистым  (X_Al = (Al₂O₃ –– 3K₂O)/(Al₂O₃ – 3K₂O + FeO + MgO + MnO) = = 0.3–0.6) по сравнению со средними составами типичных метапелитов и PAAS (постархейских австралийских сланцев), характеризующихся более низкими значениями X_Fe = 0.52 и X_Al = 0.13 [2]. На треугольной диаграмме AFM область таких химических составов располагается выше конноды гранат–хлорит (рис. 1 a). Наряду с отмеченными повышенными содержаниями общего железа и глинозема они характеризуются несколько пониженной концентрацией TiO₂, MgO, CaO и Na₂O относительно средних составов типичных метапелитов.

Рис. 1.

(а) Диаграмма AFM, иллюстрирующая химические составы пород и минералов типичных (оранжевый эллипс, вытянутый в направлении F–M) и железисто-глиноземистых метапелитов (желтый эллипс, вытянутый в направлении вершины А) [18]. Звездочкой показан средний состав типичных метапелитов [14]; (б) положение точек составов метапелитов на модульной диаграмме ФМ–НКМ [2]. Поля составов глинистых пород: I – преимущественно каолинитовые глины; II – монтмориллонит-каолинит-гидрослюдистые глины; III – существенно хлоритовые глины с подчиненной ролью Fe-гидрослюд; IV – хлорит-гидрослюдистые глины; V – хлорит-монтмориллонитовые глины и VI – преимущественно гидрослюдистые глины со значительной примесью полевых шпатов; (в) MINLITH–нормативный состав метапелитов в координатах полевые шпаты (плагиоклаз + ортоклаз)–глинистые минералы (монтмориллонит + + иллит + хлорит + каолинит)–кварц на диаграмме [17].

Изученные метапелиты Тейского и Гаревского комплексов характеризуются близкими значениями гидрализатного модуля ГМ = (Al₂O₃ + TiO₂ + + Fe₂O_3total + MnO)/SiO₂ в интервале: 0.51–0.53, железного модуля ЖМ = (Fe₂O_3total + MnO)/(TiO₂ + + Al₂O₃): 0.31–0.39, алюмокремниевого модуля АМ = Al₂O₃/SiO₂: 0.35–0.37 и фемического модуля ФМ = (Fe₂O_3total + MnO + MgO)/SiO₂: 0.15–0.18, что в целом позволяет их классифицировать как нормо- и суперсиаллиты [2]. Данные совместного использования щелочного модуля ЩМ = Na₂O/K₂O: 0.08–0.17 и калиевого модуля КМ = K₂O/Al₂O₃: 0.12–0.17 указывают на преобладание в исходных глинистых отложениях гидрослюды и хлорита. Однако на диаграмме для разделения глинистых отложений ФМ–НКМ [2], где НКМ (модуль нормированной щелочности) = = (Na₂O + K₂O)/Al₂O₃, эти породы в основном локализуются в поле составов с доминирующей ролью каолинита (рис. 1 б), что может быть обусловлено палеогеографическими условиями осадконакопления. Пониженная щелочность в модуле НКМ = 0.14–0.19, в сочетании с низкими значениями MgO (<1.90 мас. %) и повышенным содержанием K₂O (>2.58 мас. %), свидетельствует о присутствии в детритовом материале продуктов эрозии богатых калием пород и указывает на отсутствие примеси вулканогенного материала основного состава [15]. Высокие величины титанового модуля ТМ = TiO₂/Al₂O₃ (до 0.11) типичны для накопления исходных осадков в прибрежных мелководных бассейнах в условиях гумидного климата, что хорошо согласуется с данными литолого-фациального анализа [16].

Высокие значения индексов CIA и CIW в интервалах: 83–97 свидетельствуют об образовании пелитов за счет продуктов переотложенных кор выветривания в обстановке теплого и влажного климата. Этот вывод подтверждается данными по величине индекса IVC (0.64–0.72), отсутствием положительной корреляции между железным и титановым модулями с повышенными значениями гидролизатного модуля, свидетельствующими о размыве и поступлении в область седиментации геохимически более зрелого эродированного материала. Нормативный кварц (24–27 мас. %)–иллит (29–38 мас. %)–монтмориллонит (8–15 мас. %)–каолинитовый (9–21 мас. %)-состав метапелитов свиты хребта Карпинского, рассчитанный с помощью программы MINLITH [17], соответствует зрелым осадочным породам (пелитам и субгравуакковым пелитам) (рис. 1 в).

В Ангарском комплексе метапелиты удерейской свиты (р. Тасеева) по сравнению с метапелитами широкинской серии отличаются повышенными концентрациями Al₂O₃ (до 28 мас. %) и Fe₂O₃ (до 18 мас. %) и пониженными содержаниями SiO₂ и K₂O (табл. 2). Это позволяет классифицировать породы широкинской серии как нормо- и суперсиаллиты, а метапелиты сухопитской серии – как гипо- и псевдогидрализаты [2]. На диаграмме для разделения глинистых отложений ФМ–НКМ породы широкинской серии локализуются в поле составов с доминирующей ролью каолинита, тогда как фигуративные точки составов метапелитов сухопитской серии располагаются в полях хлорита с примесью железистых гидрослюд и монтмориллонитовых глин с каолинитом и гидрослюдой (рис. 1 б). Это может быть обусловлено палеогеографическими условиями осадконакопления, где ближе к области сноса в континентальной обстановке могли накапливаться каолинитовые глины, а в прибрежные части морских бассейнов выноситься более тонкий глинистый материал хлорит-гидрослюдистого состава [11]. Высокие величины титанового модуля типичны для накопления исходных осадков в мелководных бассейнах в условиях гумидного климата. Это согласуется с высокими значениями ТМ, индексов CIW, IVC и PIA (табл. 2), указывающих на образовании пелитов за счет продуктов переотложенных кор выветривания каолинитового типа в обстановке теплого и влажного климата. Таким образом, метапелиты существенно железисто-глиноземистого состава изначально представляли собой переотложенные и метаморфизованные продукты докембрийских кор выветривания каолинитового, а не латеритного типа, как считалось ранее [1]. Химическое выветривание пород в раннем протерозое на Енисейском кряже не достигало глубокой стадии латеритизации с образованием зон конечного разложения алюмосиликатов, а ограничивалось формированием продуктов выветривания преимущественно каолинит-иллит-монтмориллонит-кварцевого состава с примесью нормативного хлорита.

Совокупности распределения РЗЭ, нормированные к составу хондрита, для изученных образцов разных комплексов характеризуются отрицательной европиевой аномалией Eu/Eu*= 0.38–0.71 и имеют существенный отрицательный наклон, о чем свидетельствуют повышенные величины отношений (La/Yb)_n, (Gd/Yb)_n и LREE/HREE (табл. 3, 4). Эти особенности характерны для постархейских глинистых сланцев [4] и могут быть обусловлены присутствием в детритовом материале продуктов эрозии гранитоидов [11].

Концентрации литофильных (Rb, Cs, Ba, Sr) элементов в изученных метапелитах несколько ниже, чем в PAAS, в отличие от содержаний практически всех высокозарядных некогерентных (Zr, Hf, Y, Ta, Th) элементов. Унаследованность первичного состава магматического субстрата подтверждается высокой положительной линейной корреляцией между содержаниями высокозарядных некогерентных элементов – Zr, Hf, Y, Ta, Nb. Для группы переходных металлов характерны более высокие содержания Sc и пониженные концентрации Co и Ni в сравнении с PAAS. Выявленные закономерности подчеркивают как влияние рециклирования осадков, так и наличие продуктов разрушения гранитоидов в областях эрозии (о чем свидетельствуют величины отношения Eu/Eu* < 0.85) и интенсивность их выветривания. На размыв пород кислого состава указывают также повышенные значения отношения Th/U и пониженные отношения La/Th относительно среднего состава PAAS. На диаграммах Eu/Eu*–(Gd/Yb)_n (рис. 2 а) и La–Th (рис. 2 б) точки составов метапелитов локализованы преимущественно в поле постархейских кратонных отложений и гранитоидов, обогащенных тяжелыми REE и обедненных Co и Ni по сравнению с кислыми магматическими породами архея. Отношение Ce/Ce* в метапелитах варьирует в диапазоне 0.64–1.10, что совместно с использованием LREE/HREE = 2.43–4.49 отношений может быть объяснено накоплением исходных осадков на окраинно-континентальном прибрежном мелководном шельфе в условиях гумидного климата и спокойного тектонического режима, способствующих проявлению выветривания пород. Об этом же, как было отмечено выше, свидетельствуют петрохимические особенности пород и данные литолого-фациального анализа [16].

Рис. 2.

Положение точек составов метапелитов на диаграммах: (a) Eu/Eu*–(Gd/Yb)_n и (б) La–Th.

Для определения возраста источников сноса, участвующих в формировании осадочного протолита метапелитов, на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) было проведено U–Pb-изотопное датирование детритовых цирконов из микрогнейсов, обнаруженных в элювии с водораздела рек Нижняя Ведуга и Колоромо немтихинской толщи (координаты 60°23′15.33″ с.ш., 91°33′57.44″ в.д.). Эти породы представляют собой метапесчаник с мелкопсаммитовой структурой Qz + Ms + Chl + Ep ± Pl-состава, соответствующий аркозам с повышенной калиевостью.

Цирконы представлены прозрачными призматическими кристаллами гиацинтового габитуса размером от 80 до 200 мкм. В катодолюминесценом изображении они характеризуются наличием длиннопризматических ядер с секториальной зональностью и внешних оболочек с нечеткой зональностью. Дискордия, построенная по 7 точкам из ядер и краевых частей цирконов, имеет верхнее пересечение с конкордией 2043 ± 8.1 млн. лет (рис. 3). Несколько меньшее значение получено для трех зональных конкордантных ядер и оболочки – 1962 ± 21 млн. лет (рис. 3, врезка). Эти данные могут быть использованы, чтобы обосновать постархейский (нижнепротерозойский) возраст пород питающих провинций для формирования осадочного протолита метапелитов.

Рис. 3.

U–Pb-диаграммы с дискордией и конкордией (вставка) для цирконов из микрогнейсов немтихинской толщи Гаревского комплекса.

Полученные выводы согласуются с геологической историей развития Енисейского кряжа в докембрии: позднепротерозойскому этапу предшествовала эпоха континентального режима с пенепленизацией и формированием кор выветривания [14]. Рубеж раннего–позднего докембрия соответствовал субплатформенной стадии с накоплением железисто-глиноземистых терригенных и глинисто-карбонатных отложений тейской серии в энсиалических бассейнах рифтового типа, сформированных за счет размыва раннепротерозойских кристаллических и осадочных комплексов Сибирского кратона и продуктов их переработки [19]. Обширные территории, окончательно кратонизированные к концу палеопротерозоя, в течение раннего рифея характеризовались относительно спокойным тектоническим режимом, но осложненным процессами рифтинга, постепенно нараставшим на рубеже раннего и среднего рифея [20]. Существенным отличием состава раннепротерозойских метапелитов в сравнении с железисто-глиноземистыми породами позднепротерозойских серий юго-западной окраины Сибирского кратона является увеличение вклада гранитоидного материала в продуктах областей эрозии. Отмеченная тенденция к снижению содержаний Th, легких лантаноидов и обогащению переходными металлами во времени отражает характер эволюции верхней континентальной коры в докембрии, свидетельствующей о вовлечении в область эрозии ювенильной мафической коры в среднем рифее и венде. Принимая во внимание эти данные, можно сделать вывод, что питающей провинцией бассейна седиментации во время накопления осадочных отложений также могли быть гранитогнейсовые блоки (комплексы) Сибирского кратона, характеризующиеся аналогичными раннепротерозойскими возрастами ~2.0 млрд лет и отличающиеся повышенной геохимической дифференцируемостью, что свидетельствует о геохимической зрелости размывающейся коры низов кратона. Это подтверждается результатами изучения Sm–Nd-изотопной систематики метапелитов из наиболее представительных разрезов докембрия Енисейского кряжа [19].