Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 1, стр. 58-67

В строении Енисейского кряжа – ключевой структуры юго-западного обрамления Сибирского кратона, среди других магматических образований доминируют неопротерозойские гранитоиды, в том числе граниты А-типа. Модели формирования таких гранитов, помимо анорогенных условий, включают обстановки вблизи конвергентных границ плит, как постколлизионную, так и активной континентальной окраины ([1–3] и др.). На Енисейском кряже граниты А-типа описаны в составе постколлизионного глушихинского комплекса, образованного в интервале 752–718 млн лет [2, 4, 5], и в составе татарского комплекса, формирование которого рассматривается в условиях активной континентальной окраины (711–629 млн лет) [3, 6], размещенные в пределах Центрально-Ангарского террейна и Татарско-Ишимбинской сутурной зоны (рис. 1). В настоящей статье представлены новые геохронологические и геохимические данные по гранитам А-типа двух массивов – Стрелковского, наиболее молодого из постколлизионного глушихинского комплекса и Ягодкинского, образование которого происходило на ранней стадии развития активной континентальной окраины [16].

Рис. 1.

Тектоническая схема Енисейского кряжа с положением неопротерозойских гранитоидных комплексов, с использованием ([6–10] и ссылки в этих работах). 1 – гнейсы, амфиболиты, мраморы, гранитоиды таракского комплекса – 1840 млн лет; 2 – терригенно-карбонатные отложения – NP_2-3; 3 – офиолитовые, островодужные комплексы – NP_2-3, плагиограниты – 697–628 млн лет; 4 – флишевые и терригенно-карбонатные породы, гнейсы – MP–NP₂, гранитоиды коллизионные тейского комплекса – 883–867 млн лет; 5 – гранитоиды синколлизионного аяхтинского комплекса – 761–750 млн лет (а), граниты А-типа постколлизионного глушихинского комплекса (752–702 млн лет) (б); 6 – щелочные и нефелиновые сиениты, ийолиты, уртиты, трахидолериты, трахибазальты, карбонатиты, граниты А-типа татарского комплекса активной континентальной окраины (711–629 млн лет); 7 – офиолиты рыбинского комплекса (MP); 8 – тектонические швы достоверные и предполагаемые; 9–13 – кинематика дизъюнктивной тектоники: 9 – взбросы и надвиги; 10 – сбросы; 11 – установленные левосторонние сдвиги; 12 – разломы неясной кинематики; 13 – крупнейшие разломы. Числа в выносках – возраст, млн лет: черный цвет – U–Pb-данные по циркону (m – монациту, t – титаниту), белый курсив – Ar/Ar-данные. Цифры в скобках – ссылки на литературные источники: (1) – [11]; (2) – [12]; (3) – [2]; (4) – [13]; (5) – [14]; (6) – [3]; (7) – [15]; в красных рамках – эта работа.

Изучение минерального состава проводилось с использованием электронного сканирующего микроскопа “Tescan” MIRA 3 LMU (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). Определение содержаний главных и трэйс-элементов выполнено с помощью масс-спектрометров – квадрупольного Agilent7500ce (Япония) и высокого разрешения Element2 (Германия) в лабораториях ИГХ СО РАН (г. Иркутск). Изотопные анализы U, Th и Pb цирконов  из лейкократовых гранитов (пробы №№ А-08-10 и А-08-9-6) Стрелковского массива получены с использованием ионного микрозонда SHRIMP II в Центре Джона де Летера в Университете Кертина (г. Перт, Австралия), следуя аналитическим методиками, описанным в [9]. Изотопные анализы U и Pb в цирконах из пробы № 624 гранита Ягодкинского массива выполнялись на многоколлекторном масс-спектрометре “Finnigan” MAT-261 в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург), описание методик дано, например, в [7]. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы Микромасс (Англия) в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Методика датирования описана, например, в работе [13].

Вмещающими породами для гранитоидов Стрелковского массива являются доломитистые известняки с прослоями кварц-хлорит-серицитовых сланцев, метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации регионального метаморфизма, и относящиеся к токминской (горевской) свите (NP_1-2). Особый интерес в структуре Стрелковского массива представляют автолиты, рассматриваемые в качестве ранних продуктов затвердевания магмы. Размеры и формы автолитов варьируют от почти изометричных, не более 5–30 см в диаметре, до вытянутых и уплощенных эллипсоидов, вытянутых капель и цилиндров, достигающих 0.5–2 м в поперечном сечении, длинные оси которых ориентированы субмеридионально и субвертикально.

Доминирующими породами Стрелковского массива являются крупно- и среднезернистые лейкократовые граниты с порфировыми вкрапленниками калиевого полевого шпата. Они состоят преимущественно из калиевого полевого шпата и кварца, менее плагиоклаза и биотита (до 10 об. % каждого). Калиевый полевой шпат представлен ортоклазом и микроклином, менее анортоклазом, плагиоклаз – андезином и олигоклазом. Биотит темно-коричневого цвета, с удлиненной формой зерен (до 3 мм), иногда слабо деформированных, соответствует сидерофиллиту, и замещается обогащенным железом рипидолитом, брунсвигитом и мусковитом. Акцессорными минералами этих пород являются турмалин, флюорит, циркон, сфен и ильменит, в меньшей степени топаз, ортит-(Сe) и апатит, а также рутил, ксенотим, монацит и торианит-уранинит. Ильменит замещается анатазом и лейкоксеном. Среди вторичных изменений отмечается пелитизация, серицитизация, альбитизация и хлоритизация.

В мелкозернистых лейкократовых гранитах из автолитов, в отличие от крупно-среднезернистых разностей, калиевый полевой шпат представлен санидином и микроклином. Сидерофиллит замещается незначительно мусковитом, железистым рипидолитом и брунсвигитом. Среди акцессорных минералов присутствуют монацит, циркон и топаз, менее флюорит, турмалин и фторапатит. Метамиктные зерна циркона иногда содержат каймы ксенотима и ассоциируют с уранинитом. В этих породах не выявлены сфен и рутил, присутствует магнетит, образующий срастания зерен с ильменитом. Вторичные изменения этих пород проявлены в меньшей степени.

Гранитоиды Стрелковского массива обогащены SiO₂ (73.0–75.9 мас. %), K₂O (5.6–6.6 мас. %) и имеют высокие значения K₂O/Na₂O (до 5.1). Они являются слабо пералюминиевыми (A/CNK = = 1.1–1.3), и, согласно классификации [1], соответствуют породам щелочно-известковой и известково-щелочной интрузивных серий, а с учетом высоких значений FeO^общ/(FeO^общ + MgO), гранитам А-типа. Большинство из них, согласно классификации [17], относятся к окисленным гранитам А-типа, лишь отдельные пробы из автолитов, подобно породам из других массивов глушихинского комплекса, к восстановленным гранитам А-типа. Гранитоиды Стрелковского массива имеют однотипные спектры на РЗЭ- и спайдер-диаграммах в сравнении с породами из других массивов глушихинского комплекса (рис. 2 а, б). Они, как и гранитоиды других массивов этого комплекса, имеют слабо или умеренно фракционированные спектры распределений РЗЭ с резкими отрицательными аномалиями Eu (Eu/Eu* = 0.10–0.3), а также Sr, Ba, Ti и P. В автолитах установлены более высокие содержания легких и низкие тяжелых РЗЭ, что определяет более фракционированный характер их спектров лантаноидов ((La/Yb)_CN = 22.5–52.9, только в одной пробе 11.1)), по сравнению с менее крутыми для средне-крупнозернистых разностей ((La/Yb)_CN = = 6.3–24.4).

Рис. 2.

Спектры распределений редкоземельных элементов (а) и спайдер-диаграммы б) для гранитоидов Стрелковского и Ягодкинского массивов. 1 – лейкократовые граниты крупно-среднезернистые Стрелковского массива: (а) эта работа, (б) – опубликованные данные (3 пробы); 2 – лейкократовые граниты автолитов: (а) – эта работа, (б) опубликованные данные (4 пробы); 3 – граниты Ягодкинского массива, эта работа; 4 – лейкократовые граниты других массивов глушихинского комплекса, опубликованные данные (15 проб). Опубликованные данные из [2, 12]. Содержания элементов нормированы к хондриту по [18] и к примитивной мантии по [19]. Линии содержания верхней (UCC) и нижней (LCC) континентальной коры приведены по [20].

Гранитоиды Ягодкинского массива, в отличие от пород Стрелковского массива, обогащены Al₂O₃ (до 14.4 мас. %), имеют менее высокие содержания SiO₂ (70.4–71.7 мас. %), К, U и Th и значения K₂O/Na₂O (1.8–2.2) и (La/Yb)_CN (9.0–10.9), а также более высокие величины Eu/Eu* (0.4). В то же время они также относятся к слабо пералюминиевым породам щелочно-известковой и известково-щелочной интрузивных серий и соответствуют окисленным гранитам А-типа. Породы этих двух массивов имеют однотипный характер распределений, с близкими концентрациями Ta, Nb, La, Ce, Hf и Zr и положительными высокими аномалиями Rb, низкими отрицательными аномалиями Ba, Sr, P и Ti (рис. 2 б). Они, вероятно, имели близкие магматические источники, проявляя смешанные характеристики продуктов верхнекорового и нижнекорового компонентов.

U–Th–Pb-изотопные исследования проведены для 14 зерен цирконов из пробы А-08–10 мелкозернистого лейкократового гранита из автолита Стрелковского массива (табл. 1; рис. 3 а, б). Зерна цирконов субидиоморфные и идиоморфные до 400 мкм в длину, прозрачные или непрозрачные, бесцветные до темно-коричневых. Все зерна имеют хорошо выраженную зональность, наблюдаемую на CL- и BSE-изображениях и в отраженном свете (рис. 3 б), что указывает на магматическое происхождение цирконов. Большинство имеют трещиноватые метамиктные области с низкой отражательной способностью. Эти области оказались очень сильно обогащенными ураном и ²⁰⁴Pb и исключались при проведении анализов. Из 20 изотопных анализов, один, показавший высокое содержание нерадиогенного Pb (f204 > 1%), был исключен из дальнейших расчетов. Оставшиеся аналитические точки располагаются близко к конкордии. Для двенадцати анализов средний ²³⁸U/²⁰⁶Pb возраст, скорректированный на нерадиогенный свинец, используя измеренное отношение ²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb, равен 718 ± 5 млн лет (СКВО = 1.5). Однако несколько из анализов находятся ниже конкордии (рис. 3 а), по-видимому, из-за слегка чрезмерной корректировки. Более точный результат, полученный для двенадцати анализов, с использованием регрессии от исходного Pb (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb = 0.8862 при 719 млн лет) для нескорректированных данных, указывает на возраст пересечения с конкордией, соответствующий 719 ± 4 млн лет (точность 95%, СКВО = = 1.6). Два существенно более древних анализа (743 и 734 млн лет) интерпретируются как отражение захваченного материала в этих цирконах. Пять более молодых анализов указывают на небольшую потерю радиогенного свинца. Возраст пересечения регрессии с конкордией 719 ± 4 млн лет принимается как наилучшая оценка возраста кристаллизации образца.

Рис. 3.

Диаграммы с конкордией и катодолюминесцентные изображения цирконов из мелкозернистого лейкократового гранита автолита (проба А-08-10) (а, б) и среднезернистого лейкократового гранита (проба А-08-9-6) (в) Стрелковского массива, и цирконов из гранита (проба 624) Ягодкинского массива (г).

U–Th–Pb-изотопные исследования прове-дены  для двенадцати зерен цирконов из пробы А-08-9-6 среднезернистого лейкократового гранита Стрелковского массива (табл. 2, рис. 3 в). Зерна цирконов бесцветные до бледно-коричневых, сильно трещиноватые, с хорошо выраженной концентрической зональностью. В одной аналитической точке, которая была исключена из расчета возраста, было получено повышенное значение нерадиогенного Pb. Остальные одиннадцать результатов образуют конкордантный кластер, соответствующий среднему ²³⁸U/²⁰⁶Pb-возрасту 702 ± 13 млн лет (СКВО = 0.65), который интерпретируется как возраст кристаллизации этого образца.

Результаты U–Pb-изотопных исследований методом изотопного разбавления для четырех фракций циркона из пробы 624 гранита Ягодкинского массива представлены в табл. 3 и на рис. 3 г. Зерна циркона идиоморфные и субидиоморфные полупрозрачные, замутненные и прозрачные бесцветные призматической формы цирконового габитуса. Для внутреннего строения циркона характерно присутствие фрагментов магматической зональности, частично нарушенной в краевых участках зерен. Кроме того, в замутненных зернах циркона обнаружены метамиктизированные ядра с растворенными краями, обогащенные рудными минеральными, а также пылевидными включениями. Размер зерен изменяется от 30 до 500 мкм; К_удл. = 1.2–3.5. Для проведения U–Pb-изотопных исследований были использованы четыре навески наиболее идиоморфных и прозрачных зерен циркона, отобранных из размерных фракций –60 + 45 мкм, –85 + 60 мкм, –100 + 65 мкм и –100 + 85 мкм (№ 1–4, табл. 3). При этом циркон из двух фракций был подвергнут аэроабразивной обработке, в результате которой удалено соответственно около 60 и 30% его вещества (№ 3 и 4, табл. 3). Точки изотопного состава циркона после аэроабразивной обработки располагаются на конкордии, указывая на возраст 705 ± 2 млн лет (СКВО = 0.07, вероятность = = 79%). Дискордия, рассчитанная для всех фракций исследованного циркона, имеет верхнее пересечение с конкордией, отвечающее возрасту 705 ± 11 млн лет (СКВО = 2.0) и нижнее пересечение с конкордией близко к 0 млн лет. Возраст 705 ± 2 млн лет, получаемый на основе двух конкордантных анализов, интерпретируется в качестве наиболее достоверной оценки возраста кристаллизации этого образца.

⁴⁰Ar/³⁹Ar-геохронологические исследования проведены для биотита из пробы 619-3 крупнозернистого лейкократового гранита Стрелковского массива, согласно опубликованным данным, U–Pb-возраст цирконов из которого составляет 718 ± 9 млн лет [4]. Получен дискордантный возрастной спектр, в котором наблюдается два “промежуточных” плато, включающих соответственно четыре и пять ступеней, характеризующихся значением возраста 713 ± 4, 730 ± 5 млн лет, долей выделенного ³⁹Ar 35 и 25% (рис. 4 а). Это свидетельствует о гетерогенности изотопной системы образца. Линейная регрессия из 5 точек, при СКВО = 1.3, показывает значение возраста 711 ± 13 млн лет, при начальном отношении аргона (⁴⁰Ar/³⁶Ar) = 355 ± 125 (рис. 4 б). Поскольку начальное отношение аргона несколько выше относительно атмосферного значения, предполагается, что рассчитанные значения возраста изохронное 711 ± 13 и первого промежуточного плато 713 ± 4, как более точное, соответствуют закрытию изотопной системы биотита. Рассчитанное значение возраста высокотемпературного плато, по всей видимости, является завышенным в связи с присутствием в соответствующих участках кристаллической решетки биотита избыточного ⁴⁰Ar.

Рис. 4.

Результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar-изотопных исследований пород Стрелковского массива (проба 619-3): возрастные спектры (а) и изохронная диаграмма с линейной регрессией (б). IIA – изохронный возраст.

Результаты новых U–Pb-геохронологических исследований позволили установить более длительный период формирования гранитоидов постколлизионного глушихинского комплекса Енисейского кряжа, от 752 до 702 млн лет, по сравнению с ранее установленным не моложе 719 млн лет [4]. На финальной стадии этого события образовались лейкократовые граниты Стрелковского массива, сначала мелкозернистые породы автолитов (719 ± 4 млн лет, эта работа), затем крупно-среднезернистые разности (718 ± 9 млн лет [4]; 702 ± 13 млн лет, эта работа). Как видно из приведенных данных, U–Pb-возраст гранитоидов Ягодкинского массива (705 ± 2 млн лет), относимого к татарскому комплексу, очень близок к наиболее молодой датировке по гранитам Стрелковского массива.

Примечательно, что оба эти массива локализованы в юго-западной части Татарско-Ишимбинской сутурной зоны, ограниченной с востока Ишимбинской сутурой и Татарским разломом, а с запада – Приенисейской сутурой (рис. 1). Основываясь на новые U–Pb- и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-данные для исследуемых гранитов, можно сделать вывод о более длительной истории магматизма финальной стадии постколлизионного события в криогении до 702 млн лет, и о синхронном с завершением этого события с началом формирования гранитов А-типа, щелочных сиенитов и карбонатитов татарского комплекса активной континентальной окраины.