Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 2, стр. 262-271

Реконструкция геологической истории Енисейского кряжа, представляющего собой аккреционно-коллизионный ороген на западной окраине Сибирского кратона, важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов континентальных окраин, но и для верификации данных палеомагнитного моделирования о конфигурации Родинии. Этот суперконтинент возник на рубеже мезо-неопротерозоя в результате гренвильского орогенеза. Образованный в ходе этих событий гренвильский пояс, который протягивался по периферии большинства палеоконтинентов, служит опорным для любых палеореконструкций периода формирования этого суперконтинента. Гренвильская складчатость фиксировала закрытие позднемезопротерозойского океана, а ее заключительные деформации, связанные с процессами континентальной коллизии мезопротерозойских блоков, имели возраст 1.2–0.9 млрд лет [1].

С другой стороны, на основании имеющихся в литературе представлений о низкой эндогенной активности в геологической эволюции Земли в интервале между 1.8 и 0.75 млрд лет назад, известных как скучный миллиард (boring billion), в ряде работ сделан вывод об отсутствии на Енисейском кряже мезопротерозойских, в том числе гренвильских коллизионных событий (например, [2]). Это приводит к противоречивой трактовке ключевых вопросов геологической эволюции региона.

Мы считаем, что проблемы оценки геохронологических рубежей в истории суперконтинента Родиния во многом еще далеки от окончательного решения. Это связано с дефицитом геохимических данных и возрастных датировок, включающих периоды его становления и распада, что ограничивает возможности временных корреляций глобальных геологических процессов в истории Земли.

Попытка восполнения этого пробела предпринята в настоящей статье, где на примере пород гаревского метаморфического комплекса (ГМК) приведены геохронологические доказательства ранненеопротерозойских событий в эволюции докембрийских комплексов Енисейского кряжа. Такие исследования важны не только для понимания процессов, сформировавших тектонический облик региона, но и для решения широко дискутируемого вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав древнего суперконтинента Родиния.

В разрезе складчатых структур Центрального блока наиболее древним является ГМК, в составе которого выделены немтихинская и малогаревская метаморфические толщи. Они надстраиваются тейским комплексом, в результате чего малогаревская толща перекрывается нижнепротерозойскими отложениями свиты хребта Карпинского тейской серии. В тектоническом отношении ГМК располагается в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны (ПРСЗ), разделяющей Центральный кратонный блок и Исаковский островодужный террейн [3].

В строении этого комплекса принимают участие серые биотитовые плагиогнейсы немтихинской толщи с возрастом 1360–1380 млн лет, обнаженные в бассейне р. Чапа и ее правого притока р. Колоромо. Эти оценки связываются с завершающим этапом мезопротерозойского рифтогенеза вдоль западной окраины Сибирского кратона [4]. Выше по разрезу эти породы сменяются порфиробластическими плагиогнейсами, биотитовыми плагиогнейсами и гранат-двуслюдяными кристаллическими сланцами с широким развитием лейкогранитов, пегматитов, рапакивиподобных гранитов, продуктов ультраметаморфизма (мигматитов) и подчиненным количеством амфиболитов и метатерригенно-карбонатных пород (гранат-кианитовых гнейсов, кварцитов, кальцифиров, мраморов) малогаревской толщи.

В развитии ГМК были выделены три основных этапа, 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]. На втором этапе эти породы подверглись неопротерозойскому (798–802 млн лет) коллизионному метаморфизму умеренных давлений Ky–Sil-типа с локальным повышением давления вблизи надвигов [7]. Заключительный этап сопровождался синэксгумационным динамометаморфизмом (785–776 млн лет) с dT/dH ≤ ≤ 15°С/км [8]. Эти стадии развития коллизионного орогена в регионе маркируются дайковыми роями бимодальных ассоциаций анорогенных гранитоидов и внутриплитных базитов рифтогенной природы с возрастами внедрения 797–792 млн лет, связанными с неопротерозойскими процессами растяжения коры вдоль западной окраины Сибирского кратона и началом распада суперконтинента Родиния [9].

В западной части ГМК исследованы биотитовые плагиогнейсы, метаморфизованные в условиях And–Sil-типа (т.н. 12 и 14), в береговых обнажениях р. Енисей ниже устья р. Гаревки и р. Вятки и порфиробластические лейкогранитогнейсы (т.н. 63–2) в нижнем течении р. Тис, приуроченные к линейным зонам смятия вдоль ПРСЗ. Они расположены в тектоническом шве на сочленении палеоокеанического и палеоконтинентального блоков Енисейского кряжа (рис. 1).

Рис. 1.

Схема геологического строения правобережья р. Енисей в пределах гаревского метаморфического комплекса Енисейского кряжа с местами отбора продатированных образцов.

Здесь биотитовые плагиогнейсы слагают пластовые тела (мощностью от 20 см до 3–5 м) с субгоризонтальным и слабонаклонным залеганием с ярко проявленной поздней синколлизионной микроклинизацией, сопровождаемой зонами мелко- и крупно-очковых гнейсов по плагиогнейсам, и кварц-микроклиновыми пегматитами. В пределах пластов они представляют собой однородные по минеральному составу серые и темно-серые мелко-среднезернистые массивные породы лепидогранобластовой структуры, существенно биотит-плагиоклаз-кварц-калишпатового состава с примесью минералов группы эпидота.

Ортоклазовые порфиробластические гранитогнейсы образуют неоднородные по составу и структурно-текстурным особенностям тела субмеридионального простирания видимой мощностью не менее 150–200 м в мелкозернистых амфиболитах и кварцитах малогаревской толщи. Характерно неравномерное распределение порфиробластов ортоклаза (размер от 1 до 2 см). Участками ортоклазовые гранитогнейсы интенсивно бластомилонитизированы с образованием зон тектонитов северо-западного простирания мощностью от 20–30 см до 3–4 м.

Биотитовые плагиогнейсы малогаревской толщи представляют собой перглиноземистые (ASI = = 1.03–1.47) высококалиевые (K₂O > 5 мас. %) и железистые (FeO*/(FeO* + MgO) = 0.78–0.85) породы известково-щелочной серии. По сравнению с другими разновидностями пород ГМК они отличаются низкими концентрациями Y, Nb, Ta, HREE и повышенными содержаниями Sr [10] (табл. 1).

Они имеют фракционированное распределение РЗЭ ((La/Yb)_n = 24–48) и повышенные значения отношений Sr/Y = 33–37, LREE/HREE = 14–24, что отвечает характеристикам обогащенных калием адакитов С-типа, согласно [11]. Такие породы были описаны в Китае, и, как подтверждают экспериментальные данные, они могли формироваться при высокотемпературном плавлении пород подобно тоналит-трондьемит-гранодиоритовой ассоциации. На дискриминационных диаграммах Y–Sr/Y [12] и (Yb)_n–(La/Yb)_n [13] точки составов биотитовых плагиогнейсов гаревского комплекса располагаются в полях адакитов (рис. 2).

Рис. 2.

Дискриминационные диаграммы Y–Sr/Y [12] (а) и (Yb)_n–(La/Yb)_n [13] (б) для адакитов и БАДР (породы базальт-андезит-дацит-риолитовых ассоциаций вулканических дуг).

На дискриминационных диаграммах Rb–Hf–Ta [14], Rb–Y+Nb и Nb–Y [15] фигуративные точки основных разновидностей гранитоидов ГМК преимущественно попадают в поле внутриплитных гранитов, тогда как адакитоподобные породы расположены в области островодужных гранитов (рис. 3 б, г, д). Все это указывает на различные по составу источники для пород ГМК и, возможно, на разные условия дифференциации. Об этом также свидетельствуют и различные значения индикаторного отношения Y/Nb, величина которого отражает состав источника. Общим свойством для всех разновидностей высококалиевых гранитов ГМК является их происхождение из магм, отделенных от континентальной или андерплейтовой коры, за исключением адакитоподобных пород, что проиллюстрировано диаграммой Nb–Y–Zr (рис. 3 в).

Рис. 3.

Дискриминационные диаграммы для главных породных ассоциаций ГМК: (а) FeO*/MgO-Zr + Nb + Ce + Y и (б) Rb-Hf-3Ta; (в) Nb–Y–Zr/4; (г) Rb-Y + Nb; (е) Nb–Y, обзор которых приведён в тексте. Поля составов гранитоидов: (а) А – А-типа, FG – фракционированные, OGT – нефракционированные M-, I- и S- типов; (в) гранитоиды, источниками которых являлись породы по своему составу подобные базальтам океанических островов (A₁) или породы континентальной коры (A₂); (б, г, д) post-COLG – постколлизионные, syn-COLG – коллизионные, VAG – островодужные, WPG – внутриплитные и ORG – океанских хребтов.

Генетические представления об образовании адакитоподобных пород достаточно выдержаны. Существует три наиболее вероятных механизма образования адакитовых расплавов [16]: (1) плавление базальтов субдуцировавшей океанической литосферы; (2) плавление метабазальтов в подошве мощной континентальной коры; (3) плавление пород мантийного клина, метасоматизированных адакитовым расплавом. Вопрос о магматических источниках этих пород часто является дискуссионным. Объединяет эти модели то, что первичные адакитовые магмы (1 и 2 модели), либо метасоматизирующий агент (3 модель) образуются за счет плавления пород основного состава в условиях стабильности эклогитовых парагенезисов. Магматическими источниками обогащенных калием адакитов могут быть, как вновь образованный в основании нижней коры материал базитового слоя, так и породы, близкие по составу с ТТГ-ассоциацией. Тем не менее адакитоподобные магмы в дуговых обстановках часто также интерпретируются как расплавы, производные из коровых источников (океанических или континентальных), которые взаимодействовали с мантийным клином или взаимодействовали с примитивными дуговыми мафитовыми магмами. Так, образование установленных на Енисейском кряже гранитоидов с адакитовыми характеристиками тейского комплекса с возрастом 880–860 млн лет, отнесенных к обогащенному калием типу, связывается с плавлением материала в основании континентальной коры, вследствие ее экстремального утолщения на заключительной стадии коллизионного процесса [2]. На Южно-Енисейском кряже поздненеопротерозойские адакиты с возрастом 576–546 млн лет Зимовейнинского массива образовались в обстановке трансформного скольжения литосферных плит после прекращения субдукции как из корового, так и мантийно-корового источников [2]. Геохимические особенности адакитоподобных биотитовых плагиогнейсов западной части ГМК указывают на вероятную островодужную природу их протолита (рис. 3). Однако при этом не вполне аргументировано, насколько субдукционные адакиты идентичны их коллизионным/постколлизионным аналогам, поскольку четкие геохимические критерии, позволяющие разделить их, практически отсутствуют. Так, использование дискриминантной функции DF₃ [17] в отношении изученных плагиогнейсов показывает, что фигуративные точки их составов попадают как в область адакитов островных дуг, так и в область перекрытия полей состава коллизионными/постколлизионными адакитами (рис. 4), что требует разработки дополнительных диагностических критериев. При этом очевидно, что адакитоподобные породы из зоны конвергенции Исаковского террейна с окраиной Сибирского кратона и другие разновидности пород ГМК в палеоконтинентальном секторе Енисейского кряжа имеют различную геохимическую специфику.

Рис. 4.

Дискриминантная диаграмма [17], разделяющие адакиты островных дуг с коллизионными и постколлизионными адакитами и адакитовыми гранитоидами.

Были проведены изотопно-геохронологические исследования адакитоподобных гранитов (обр. 12 и 14) и порфиробластических ортоклазовых лейкогранитогнейсов (обр. 63-2).

Цирконы из обр. 14 и 12 представлены субидиоморфными полупрозрачными и трещиноватыми удлиненными кристаллами призматического облика коричневого цвета длиной от 100 до 500 мкм с К_у = 1–5. По результатам U–Pb-датирования для 9 цирконов обр. 14 получен конкордантный возраст 913 ± 11 млн лет, содержание Th/U = 0.02–0.20. Средневзвешенный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-возраст равен 941 ± 13 млн лет, СКВО = 2.3. Для 15 цирконов обр. 12 построена дискордия с верхним пересечением 915 ± 36 млн лет, Th/U = 0.01–0.21 (табл. 2, рис. 5).

Рис. 5.

U–Pb-диаграммы с конкордией и дискордией для цирконов из адакитоподобных гранитоидов (а–б) и лейкогранитогнейсов (в).

Цирконы из обр. 63-2 представлены субидиоморфными до овальных полупрозрачными кристаллами коричневого цвета длиной до 150 мкм с К_у = 1–2. Часть цирконов зональна с четко выраженными ядрами с осцилляторной зональностью и каймами. Для 15 цирконов обр. 63-2 построена дискордия с верхним пересечением 932 ± 26 млн лет, Th/U = 0.01–0.36 (рис. 5).

Существенная дополнительная информация о возрасте корообразующих событий в пределах этого региона и источниках расплава для адакитоподобных гранитов (обр. 12 и 14) получена при Lu–Hf-изотопных исследованиях. Изотопный состав Hf был определен в цирконах из этих образцов и анализировался в тех же точках, где измерялся U–Pb-изотопный возраст. В отличие от U–Pb-изотопной системы, которая во всех зернах циркона имеет весьма близкий возраст, Lu–Hf-изотопная система в тех же зернах демонстрирует более широкие вариации изотопного состава гафния при расчете на возраст εHf(t) от +0.1 до –10. Модельные возрасты T_Hf(DM)^с, рассчитанные по двухстадийной модели, варьируют от 1719 до 2421 млн лет (табл. 3). Среди них преобладают модельные возрасты, предполагающие довольно длительную коровую предысторию их протолитов. Наиболее радиогенным составом Hf отличаются цирконы адакитоподобных гранитов – εHf(t) от +0.9 до –0.5, что может указывать на происхождение пород из мантийного источника, обедненного несовместимыми редкими элементами. Им соответствуют палеопротерозойские модельные возрасты T_Hf(DM)^с = 1838–1916 млн лет. Часть ядер цирконов отличается менее радиогенным составом Hf от –2.2 до –10, что может указывать на их формирование из коровых пород. В них установлены более древние модельные возрасты T_Hf(DM)^с = 1965–2357 млн лет (табл. 3).

Результаты U–Pb-датирования адакитоподобных гранитов (913 ± 11 и 915 ± 36 млн лет) и порфиробластических ортоклазовых лейкогранитогнейсов (932 ± 26 млн лет) могут быть рассмотрены в качестве возрастных аналогов процессов гренвильской складчатости и, возможно, синхронных субдукционных процессов, связанных с ранними этапами эволюции Палеоазиатского океана. В пределах палеоконтинентального сектора Северо-Енисейского кряжа в качестве эквивалентов гренвиллид рассматриваются гранитогнейсовые купола [18] и метапелиты низких/умеренных давлений Гаревского и Тейского комплексов [19]. Эти возрастные оценки также совпадают с временем начального регионального метаморфизма основных магматических пород Рыбинско-Панимбинского вулканического пояса в правобережье р. Ангары. Выявленный этап хорошо коррелирует с фазами орогенеза ряда комплексов в гренвильском (Лаврентия) и в свеконорвежском складчатых поясах (Балтика) [1].

Синхронность магматической и деформационно-метаморфической активности, а также схожая последовательность однотипных тектоно-термальных событий на арктической окраине Родинии, подтверждают территориальную близость Сибири и кратонов северной Атлантики (Лаврентии и Балтики) в это время, что согласуется с современными палеомагнитными реконструкциями положения суперконтинентов [20].

Новые доказательства гренвильских коллизионных событий в пределах западной окраины Сибирского кратона и имеющиеся палеоконтинентальные реконструкции позволяют разрешить ряд противоречий в трактовке ключевых вопросов геологии региона, и именно ранние предположения об отсутствии на Енисейском кряже эндогенной активности и гренвильских коллизионных событий. Северным продолжением Гренвильского пояса, протягивающегося на расстоянии более 10 000 км от западной Австралии до Свеконорвежского орогена Балтики, могли быть гренвиллиды западной окраины Сибирского кратона, свидетельства присутствия которых приведены в данной статье.