Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 2, стр. 223-231

ВВЕДЕНИЕ

Байкало-Муйский вулкано-плутонический пояс является одним из тектонотипов неопротерозойских складчатых поясов Центральной Азии [1], однако в геологии этой ключевой структуры гетерогенного строения остается много дискуссионных вопросов. Один из них связан с неопределенностью тектонической позиции и возраста габбро-гранитных интрузий, которые, несмотря на очевидно различные оценки возраста (U–Pb по циркону) [2], объединяются в единый “таллаинский” магматический комплекс “верхнерифейского” возраста [3]. Учитывая важное значение габбро-гранитных ассоциаций для палеогеодинамических реконструкций складчатых зон ([4]; др.), а также принимая во внимание установленное многоэтапное формирование габбро-гранитных интрузий в типичных раннекаледонских структурах Центрально-Азиатского орогенного пояса (ЦАОП) [5], решение отмеченных выше проблем многофазного габбро-гранитоидного магматизма неопротерозойского вулкано-плутонического пояса представляется крайне актуальным.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ГАББРО-ДИОРИТ-ПЛАГИОГРАНИТНЫХ ИНТРУЗИЙ

Согласно нашим геологическим данным, на территории Муйского региона, охватывающей восточный сегмент “Байкало-Муйского пояса” в его границах по [6], выделяются две тектонические структуры – Байкало-Витимский пояс (БВП) и Анамакит-Муйский террейн (АМТ) (рис. 1 а). В предложенной схеме тектонического районирования Муйского региона Байкало-Витимский пояс является крупной пограничной системой структур между краевой частью кратона и Анамакит-Муйским террейном ЦАОП. Широко развитые в регионе габбро-гранитные интрузии находятся в составе позднебайкальских и раннебайкальских тектонических зон как Байкало-Витимского пояса, так и Анамакит-Муйского террейна. При таком подходе понятие “Байкало-Муйский пояс” (в его традиционных границах) для обозначения тектонических структур Муйского региона является избыточным.

Рис. 1.

(а) – Схема тектонического районирования Муйского региона (восточная часть “Байкало-Муйского пояса” в его границах по [6]) и (б) схема геологической позиции габбро-гранитных ассоциаций в строении Каралон-Мамаканской зоны (Средневитимская горная страна). (а): 1 – Байкало-Витимский пояс четвертичные впадины; 2 – позднепалеозойские гранитоиды Ангаро-Витимского батолита; (3–5): 3 – позднебайкальские структуры; 4 – ультрабазиты; 5 – раннебайкальские блоки метаморфических (а), метаосадочных и вулкано-плутонических комплексов (б); Структуры северного фланга Центрально-Азиатского орогенного пояса (ЦАОП) (6–8): 6 – Уакитский блок; 7 – раннебайкальский Анамакит-Муйский террейн; Сибирский кратон (8–11). 8 – Делюн-Уранский осадочный бассейн; 9 – выступы фундамента; 10 – тектонические швы и границы (а), в том числе главные (б). Цифры в кружках: зоны, подзоны и блоки. Байкало-Витимский пояс. Каралон-Мамаканская зона, подзоны – Каралонская (1.1), Якорная (1.2); Таллаинский блок (1.3); Парам-Шаманская зона, подзоны – Парамская (2.1) и Шаманская (2.2). Раннебайкальские блоки: Верхнеконкудерский (3.1), Конкудерский (3.2), Самокутский (3.3), Кедровский (3.4), Северо-Муйский (3.5) и Киндиканский (3.6). Анамакит-Муйский террейн. Келяно-Иракиндинская зона (4.1); Бамбукойский блок (4.2). (б): 1 – четвертичные отложения; 2 – позднепермские габбро, диориты и гранодиориты Догалдынского массива; 3 – позднепалеозойские гранитоиды; 4 – падроканский терригенно-карбонатный комплекс позднего эдиакария – раннего кембрия; 5 – падринская терригенно-базальт-риолитовая серия позднего эдиакария; 6 – падоринский габбро-диорит-гранодиорит-гранитоидный комплекс раннего эдиакария в бассейне р. Каралон и Таллая; Таллаинский плутон (7–8): 7 – кварцевые диориты, гранодиориты, плагиограниты главной фазы; 8 – габбро, габбро-диориты, апогаббровые бластомилониты; 9 – метабазальты и метариолиты каралонской толщи; 10 – метавулканиты и ортосланцы нерасчлененные; 11 – метаморфические толщи Северо-Муйского блока; 12 – карбонатно-терригенная серия Делюн-Уранского осадочного бассейна; 13 – фундамент кратона; 14 – главные тектонические швы; 15 – местоположение точек отбора проб, для которых получены оценки возраста (U–Pb по циркону): (а) – представленные в настоящей работе для гранодиорита (1) и плагиогранита (2) Таллаинского плутона; (б) – опубликованные для Догалдынского массива [11]; (в) – то же, для габбро, плагиогранитов, гранодиоритов и гранитоидов бассейна реки Каралон [11].

Породы габбро-диорит-плагиогранитных интрузий БВП, обладающие исключительно положительными значениями ɛ_Nd(t) (от +4.6 до +8) [7, 8], формировались за счет позднебайкальских ювенильных источников в диапазоне времени 600–665 млн лет [2, 9–11]. В отличие от них, породы габбро-диорит-плагиогранитных массивов Анамакит-Муйского террейна, имеющие отрицательные значения ɛ_Nd(t) (от –1.4 до –8.3), формировались с участием древнекоровых источников на рубеже 800–830 млн лет [7]. Таким образом, габбро-гранитные интрузии имеют различные источники и формировались на ранне- и позднебайкальском этапах тектоно-магматической эволюции Анамакит-Муйского террейна и Байкало-Витимского пояса.

Вместе с тем оценки возраста пород позднебайкальских габбро-гранитных ассоциаций БВП, полученные в различное время и различными методами [2, 9–11], заметно отличаются друг от друга. Так, первая опубликованная оценка возраста плагиогранитов Таллаинского массива отвечала нижнему пересечению дискордии 625 ± 14 млн лет [2], полученной по результатам анализа неабрадированных зерен циркона, не учитывая таким образом присутствие циркона различного происхождения и возраста (см. ниже). Принимая во внимание более древние оценки возраста метадиоритов Кичерской зоны (ID TIMS) 641 ± 4 млн лет [10] и метагаббро и плагиогранитов Янской зоны (SHRIMP-II) 650 ± 11 млн лет и 646 ± 4 млн лет [9], а также более молодые значения возраста (ID TIMS) 615–603 млн лет для габбро, плагиогранитов и гранодиоритов Каралон-Мамаканской зоны из бассейна реки Каралон [11] (рис. 1 б), представляется необходимым уточнить возраст наиболее значительного по своим размерам (площадь не менее 1500 км²) (см. рис. 1 б) позднебайкальского Таллаинского плутона Каралон-Мамаканской зоны. При этом задача геохронологического исследования состояла в оценке возраста не только формирования пород главной фазы Таллаинского плутона, но и их структурно-метаморфических преобразований, широко проявленных в позднебайкальских комплексах Байкало-Витимского пояса [8, 12].

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ТАЛЛАИНСКОГО ПЛУТОНА И ОБРАЗЦЫ ДЛЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Таллаинский плутон находится в среднем течении Витима, в междуречье Таллаи и Малой Падоры в пределах Каралонской подзоны Каралон-Мамаканской зоны БВП (см. рис. 1 б). По данным ГК/200-1 (Григоров, Григорова, 1962), центральная и восточная части плутона сложены габброидами, в которых отмечены многочисленные зоны высокотемпературных бластомилонитов. На северном и северо-западном флангах плутона развиты в различной степени катаклазированные и рассланцованные диориты, гранодиориты и плагиограниты главной фазы, содержащие ксенолиты габбро и вмещающих метабазальтов. В бассейне р. Малая Падора породы главной фазы плутона трансгрессивно перекрыты полого залегающими вулканомиктовыми субконтинентальными осадками, базальтами и риолитами падринской серии [6] с возрастом 590 ± 5 млн лет [13].

Образцы для U–Pb-геохронологического исследования отобраны в долине Витима в районе устья рек 1-я и 2-я Кычига (см. рис. 1 б) в том же районе Таллаинского плутона, что и плагиограниты, для которых ранее была получена оценка возраста 625 ± 14 млн лет, не имеющая однозначной интерпретации [2]. Циркон выделен из массивного крупнозернистого гранодиорита с признаками катаклаза и эпидотизации (образец 91045-4) и рассланцованного лейкократового плагиогранита (образец 91046-6). Химический состав гранитоидов показан в табл. 1. По соотношению SiO₂ и (Na₂O + K₂O) изученные породы соответствуют низкокалиевым гранодиоритам и плагиогранитам нормальной щелочности с низким содержанием РЗЭ (Ʃ_РЗЭ = 24–72 г/т), слабо дифференцированным (La/Sm)_N = 1.5–2.8) распределением легких и практически не дифференцированным (Gd/Yb)_N = 0.9–1.1) – тяжелых РЗЭ. Отмечаются незначительные как отрицательные, так и положительные Eu-аномалии (0.9 < Eu*/Eu < < 1.3). По отношению к примитивной мантии породы существенно обеднены Ta, Nb, Th и Ti. Следует отметить, что геохимические характеристики изученных образцов Таллаинского плутона близки гранитоидам габбро-гранитной ассоциации бассейна реки Каралон, достаточно полно рассмотренных в работе [11].

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Pb-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ЦИРКОНОВ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Изотопное датирование отдельных зерен циркона выполнено на ионном микрозонде “SHRIMP”-II в ЦИИ ВСЕГЕИ по методике [14]. Параметры измерений и расчетов приведены в примечании к табл. 2.

Циркон из гранодиорита (обр. 90045-4) по данным изучения в проходящем свете и в режиме катодолюминесценции (КЛ) (рис. 2) представлен идиоморфными и субидиоморфными бесцветными зернами и их обломками. Преобладают зерна с К_у = 1.5–2.0 и с тонкой (в режиме КЛ) осцилляторной зональностью (1, 111). В них наблюдаются многочисленные, частично раскристаллизованные расплавные включения и игольчатые включения апатита. В ряде случаев в таких зернах отмечаются резорбированные, трещиноватые, скорее всего ксеногенные ядра (рис. 2). На магматических и ксеноморфных ядрах наблюдаются светло-серые в режиме КЛ оболочки только с флюидными включениями. Эти оболочки, вероятно, имеют метаморфическое происхождение. Очень редко отмечаются идиоморфные зерна метаморфического, однородного в режиме КЛ циркона с К_у = 4–5, содержащие редкие флюидные включения.

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из образцов 90045-4 (I–V, XVI, XVII) и 90046-6 (VI–XV) в режиме катодолюминесценции (I–XV) (выполнено на сканирующем электронном микроскопе CamScan MX2500) и в проходящем свете (XVI-XVII). I – магматический циркон с осцилляторной зональностью с ксеногенным ядром (не датировано); II, IV, V – кристаллы циркона, состоящие из невскрытого (возможно, ксеногенного) ядра и датированной метаморфической оболочки, которые хорошо видны в проходящем свете (XVI, XVII); III, VI, VII, VIII, IX, XI, XII, XIII – кристаллы магматического циркона с осцилляторной зональностью; XI – магматический циркон с осцилляторной зональностью с ксеногенным ядром (не датировано); XIV – магматический циркон с осцилляторной зональностью с ксеногенным ядром (датировано); XV – магматический циркон с осцилляторной зональностью с ксеногенным ядром (датировано); XVI, XVII – микрофотографии зерен циркона, состоящих из невскрытых, возможно, ксеногенных ядер и метаморфических оболочек, обуславливающих идиоморфный облик кристаллов (ядра в данном случае не видны, поскольку сфокусирована поверхность кристаллов). Обозначения областей измерения на рисунке соответствуют номеру зерна циркона в табл. 2. Для областей измерения 2.2, 6.1, 10.2, 7.2, 11.2, 13.1 и 13.2 получены дискордантные данные, в связи с чем эти результаты измерений в табл. 2 не приведены.

Циркон, выделенный из рассланцованного плагиогранита (обр. 90046-6), представлен преимущественно субидиоморфными бесцветными слегка розоватыми кристаллами (рис. 2 VI). Встречаются также темно-бурые, почти черные зерна размером 150–250 мкм, К_у = 1.5–2.5. Зерна циркона состоят из резорбированных ядер и тонких бесцветных оболочек или их фрагментов (наростов на дипирамидах ядер), придающих кристаллам субидиоморфный облик. Так же, как и в цирконе, из гранодиорита наблюдаются реликты интенсивно резорбированного (скорее всего, ксеногенного) магматического (осцилляторная зональность, расплавные включения) циркона. Таким образом, в изученных породах главной фазы плутона общее строение циркона оказалось практически одинаковым, за исключением значительно более широких метаморфических оболочек в цирконе катаклазированного гранодиорита.

Результаты геохронологических исследований циркона из гранодиорита (обр. 90045-4) и плагиогранита (обр. 90046-6) Таллаинского плутона приведены в табл. 2 (из рассмотрения исключены дискордантные данные (D > 10) и результаты с ²⁰⁶Pb_с ≥ 1%). На рис. 3 показаны положение эллипсов, полученных для магматических ядер и метаморфических оболочек на диаграмме с конкордией, и оценки значений их возраста. Средневзвешенные оценки возраста магматического циркона из плагиогранита 660 ± 9 млн лет и гранодиорита 661 ± 9 млн лет в пределах ошибок одинаковы. В связи с этим на диаграмме с конкордией геохронологические данные, полученные для двух проб, не разделены.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для циркона из образцов плагиогранита (90046-6) и гранодиорита (90045-4) Таллаинского плутона. Незалитые эллипсы (жирные сплошные линии) – магматические ядра, залитые эллипсы – метаморфические оболочки, незалитые эллипсы (пунктирные линии) – ксеногенные ядра.

Обобщенная средневзвешенная оценка возраста магматического циркона плагиогранита и гранодиорита составляет 661 ± 6 млн лет (СКВО = 1.3, n = 11) и интерпретируется как возраст кристаллизации пород главной фазы Таллаинского плутона. Для трех зерен ксеногенного магматического циркона получена средневзвешенная оценка ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста 677 ± 9 млн лет (СКВО = = 0.07). Возможно, данные для ксеногенного циркона указывают на близкий возраст габброидов и гранитоидов Таллаинского плутона.

На диаграмме с конкордией (рис. 3) эллипсы для магматических ядер и метаморфических оболочек цирконов гранодиорита, так же как и эллипсы магматических и ксеногенных ядер частично пересекаются, указывая на недостаточность точности изотопного анализа при разделении сближенных во времени событий становления Таллаинского плутона и его структурно-метаморфических преобразований. Тем не менее полученные интервалы как средневзвешенных, так и конкордантных оценок возраста магматических ядер и метаморфических оболочек статистически различимы, позволяя оценить время метаморфизма пород плутона в 637 ± 5 млн лет.

Согласно Nd-изотопным данным (см. табл. 1), датированные гранодиориты и рассланцованные плагиограниты Таллаинского плутона имеют высокие положительные значения ɛ_Nd(660) = 7.2 и 7.3, близкие к DM этого возраста, что указывает на ювенильный источник их родоначальных расплавов, подобно всем позднебайкальским габбро-гранитным ассоциациям БВП [7, 8].

Обобщая результаты проведенных исследований, можно заключить, что магматические породы главной фазы Таллаинского плутона сформировались около 661 ± 6 млн лет назад и подверглись структурно-метаморфическим преобразованиям на рубеже 637 ± 5 млн лет. Кроме этого, полученные к настоящему времени геохронологические и изотопно-геохимические данные [7–11] показывают, что позднебайкальские ювенильные габбро-диорит-плагиогранитные интрузии Байкало-Витимского пояса формировались как минимум на двух рубежах – 660 млн лет (“таллаинские”) и 615–603 млн лет (“падоринские”). Исходя из этого, за габбро-диорит-плагиогранитной ассоциацией пород Таллаинского плутона с возрастом 660 млн лет (см. рис. 1 б) и ее возрастными аналогами в других зонах БВП, очевидно, следует сохранить статус “таллаинского комплекса”, а габбро-диорит-гранодиоритовые интрузии бассейна реки Каралон в Каралон-Мамаканской зоне с возрастом 603–615 млн лет (см. рис. 1 б) предлагается включить в состав падоринского комплекса раннего эдиакария, выделявшегося в Средневитимской горной стране В.А. Охотниковым (1968).

В итоге можно заключить, что позднебайкальские габбро-гранитные интрузии Байкало-Витимского пояса, так же, как и сходные с ними по составу интрузии ранних каледонид ЦАОП ([4, 5] и др.), формировались в несколько дискретных этапов.