Геохимия, 2022, T. 67, № 8, стр. 703-716

ВВЕДЕНИЕ

Древнейшие чарнокит-гранулитовые комплексы, широко развитые на щитах, дают ценную информацию о составе, росте и эволюции континентальной коры, сформированной на ранних этапах развития Земли. Анабарский щит является северным выступом кристаллического фундамента Сибирской платформы, окаймленным пологозалегающими отложениями верхнего протерозоя и нижнего палеозоя. Преобладающая часть площади щита сложена раннедокембрийскими породами гранулитовой фации, объединяемыми в далдынскую и верхнеанабарскую серии архейского возраста и раннепротерозойскую хапчанскую серию (Архей…, 1988). Далдынская и верхнеанабарская серии образованы преимущественно гиперстеновыми плагиогнейсами и подчиненными двупироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами (метабазитами). Среди них встречаются прослои и линзы метаультрабазитов, кварцитов, местами горизонты глиноземистых биотит-гранат-гиперстеновых, биотит-кордиеритовых пород и кальцифиров. Резко выраженных различий между этими сериями нет, очевидно поэтому образования далдынской и верхнеанабарской серий объединены в один далдынский комплекс (Турченко, Розен, 2012). Хапчанская серия включает метаосадочные гранатовые гнейсы, прослои метакарбонатных и известково-силикатных пород и редкие горизонты гиперстеновых плагиогнейсов и пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев (Вишневский, Турченко, 1986).

В структуре Анабарского щита выделяется три террейна (с запада на восток): Маганский, Далдынский и Хапчанский, разделенных Котуйканской и Билляхской тектоническими (структурными) зонами, в которых развиты крупные блоки пород гранулитовой фации, испытавшие ретроградный амфиболитовый метаморфизм и местами милонитизацию, а также мигматиты, гранитоиды и анортозиты (рис. 1). Кристаллические породы Анабарского щита перекрыты неметаморфизованным мезопротерозойским терригенно-карбонатным чехлом в составе мукунской и билляхской серий, которые древнее 1.5 млрд лет (Петров, 2014; Зайцева и др., 2016; Горохов и др., 2019).

Рис. 1.

Схема геологического строения Анабарского щита (Архей…, 1988: Розен и др., 2000) с изменениями. 1–3 анабарский комплекс: 1 – далдынская, 2 – верхнеанабарская,и 3 – хапчанская серии; 4–6 – породы коллизионных зон: 4 – анортозиты, 5 – тектониты, мигматиты, 6 – гранитоиды; 7 – геологические границы; 8 – зоны глубинных разломов – главные (а): М – Маганская, К – Котуйканская, Б – Билляхская, ГА – Главный Анабарский разлои, второстепенные (б); 9 – преобладающие направления падения пород. Цифрами (1–7) показаны исследованные участки. Квадрат у цифры 3 показывает местоположение блока палеопротерозойских метаосадочных пород, ассоциирующих с чарнокитами с U-Pb возрастом монацита ~2 млрд лет (пробы А-36-88 и А-58-88) и гранулитами далдынского комплекса.

U-Pb возраст исходного субстрата гиперстеновых плагиогнейсов далдынской серии оценивается не менее 3.32 млрд лет, а гранулитового метаморфизма – 2.7 и ∼1.97 млрд лет (Бибикова и др., 1988; Розен, 1990). Магматические ядра циркона из гранулитов обнаруживают возраст 3050 ± 12 и 3012 ± 15 млн лет (Гусев и др., 2012). Наиболее древние породы недавно обнаружены на севере Анабарского щита (Гусев и др., 2020). Здесь гиперстеновые плагиогнейсы далдынской серии имеют U-Pb возраст циркона 3.34 млрд лет, а для 7 зерен циркона, выделенных из ассоциирующих линз мафических плагиоклазовых кристаллосланцев, получен эо-палеоархейский возраст. Протолиты карбонатно-гнейсовой ассоциации хапчанской серии были сформированы 2.5–2.4 млрд лет назад и метаморфизованы в условиях гранулитовой фации на рубеже 1.97 млрд лет (Бибикова и др., 1988; Злобин, 1988). Палеопротерозойский конкордантный U-Pb возраст получен для двупироксеновых плагиокристаллосланцев (2095 ± 10 млн лет) и двупироксеновых плагиогнейсов (2030 ± 17 млн лет) – гранулитов Хапчанского пояса, обнажающихся в приустьевой части р. Хапчан (Гусев и др., 2021). Хапчанский пояс интерпретируется как ювенильный надсубдукционный комплекс (Гусев и др., 2021).

Эти данные свидетельствуют о возрастной и вещественной неоднородности комплексов Анабарского щита, что подтверждается установленными нами в центральной части щита среди гранулитов далдынского комплекса блока метаосадочно-вулканогенных пород полициклического развития, включающих глиноземистые сапфиринсодержащие кристаллосланцы. Время формирования глиноземистых метаосадочных и ассоциирующих с ними магматических пород можно оценить в интервале 2.5–2.4 млрд лет (Ножкин и др., 2019). Сапфиринсодержащие кристаллосланцы ассоциируют с биотит-гранат-силлиманитовыми гнейсами (метапелитами), повышеннотитанистыми субщелочными метабазитами, а также впервые здесь нами выявленными гиперстен-двуполевошпатовыми умереннокалиевыми и высококалиевыми чарнокитами. В отличие от гранулитов далдынской и верхнеанабарской серий метаосадочные породы и субщелочные метабазиты обогащены K, Rb, Ba, Th, легкими РЗЭ (Ножкин и др., 2019). Палеопротерозойские метаосадочные породы с возрастом около 2.1 млрд лет выявлены (Gusev et al., 2020) среди преобладающих архейских толщ далдынского комплекса и в другом районе Анабарского щита, что также свидетельствует о тектонической неоднородности этого комплекса.

Совершенно неисследованными в палеопротерозойской ассоциации глиноземистых пород с субщелочными метабазитами и гиперстеновыми плагиогнейсами далдынского комплекса, как и в целом на Анабарском щите, являются чарнокиты – весьма характерные породы для гранулитовых комплексов древних кратонов, формирующиеся в процессе последующего преобразования гиперстеновых гнейсов. Целью настоящей работы является исследование состава, возраста и условий образования чарнокитов.

РАСПРОСТРАНЕНИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ЧАРНОКИТОВ

Изучено несколько участков выходов гранулитов в пределах Анабарского щита (рис. 1). Шесть из них (участки 1–5 и 7) расположены в центральной части щита, в 25–50 км севернее долиты р. Куонамка. Один участок находится на северо-западе щита в левобережье р. Кюнгктой–Рассоха. На пяти участках развиты гранулиты далдынской и верхнеанабарской серий архея. Состав пород на участке 3 существенно отличается, где они в основном представлены гранулитами раннего палеопротерозоя (Ножкин и др., 2019). На исследованных участках чарнокиты распространены весьма неравномерно и не повсеместно. Например, на участке 7 (истоки р. Баты), сложенном гиперстеновыми плагиогнейсами и двупироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами верхнеанабарской серии в соотношении 5 : 1, проявлений чарнокитов не обнаружено. На участках 1 и 2, представленных гиперстеновыми плагиогнейсами и основными кристаллосланцами с прослоями кварцитов, кальцифиров и силлиманитовых гнейсов далдынского комплекса, наблюдаются отдельные маломощные (до 0.1–0.2 м) жилы и гнезда чарнокитов. Чарнокиты отмечены на участке 4 среди гиперстеновых плагиогнейсов и основных кристаллосланцев верхнеанабарской серии. Тонкие жилы мощностью до 10 см и гнезда до 1.5 м в поперечнике чарнокитов наблюдаются среди гиперстеновых плагиогнейсов и метабазитов далдынской и верхнеанабарской серий на участке 5 в верховьях р. Налим–Рассоха (Метаморфические…, 1990). Минеральный состав гнезд чарнокитов и их структурные особенности связаны постепенными переходами с вмещающими гиперстеновыми плагиогнейсами. На участке 6 гиперстен-плагиоклазовые гнейсы с фрагментами слоев метабазитов верхнеанабарской серии обнажены на расстоянии 300 м в скалистом ложе ручья Хас-Торутах. Чарнокитов среди гиперстеновых плагиогнейсов не отмечено.

Наиболее широко чарнокиты развиты на участке 3, расположенном в верховьях левых притоков рек Кюкюр–Хатырык и Котуйкан. В районе исследования гранулитовый комплекс представлен гиперстеновыми плагиогнейсами с пластовыми телами двупироксен-плагиоклазовых кристаллослацев (метабазитов), а также маломощными прослоями глиноземистых гранат-, силлиманит-, кордиеритсодержащих пород (Ножкин и др., 2019). Среди них наблюдаются линзообразные тела и небольшие массивы среднезернистых двупироксен-плагиоклазовых метадиоритов, метагаббро-диоритов и пироксенитов. В детально изученном разрезе, вскрытом в цирке в истоках р. Джархан–Сарыга, наблюдается чередование прослоев (0.2–1 м) чарнокитов гранит-лейкогранитного состава и двупироксен-плагиоклазовых метабазитов с более мощными (1–4 м) жильными телами чарнокитов гранодиорит-гранитного состава. Среди чарнокитов развиты маломощные прослои глиноземистых гранатсодержащих гнейсов и высокоглиноземистых биотит-гиперстен-кордиерит-сапфириновых, биотит-гранат-силлиманитовых сланцев, единичные пласты полевошпатовых кварцитов. Глиноземистые гнейсы и основные кристаллосланцы тонкополосчатые, гиперстеновые плагиогнейсы мигматизированы и пересечены дайками субщелочных метабазитов, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации (Розен, Сычкина, 1990; Ножкин и др., 2019).

В пределах этого же участка 3 среди полосчатых мигматизированных гиперстеновых плагиогнейсов и двупироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев широко развиты желтовато-серые средне-крупнозернистые чарнокиты в ассоциации с жильными розовыми гиперстеновыми лейкогранитами, грубозернистыми пегматоидными гранитами и гнейсогранитами. Здесь же отмечены небольшие секущие тела среднезернистых массивных диоритов и габбро-диоритов, которые содержат ксенолиты мигматизированных полосчатых гиперстеновых плагиогнейсов. Кроме того, в кварцевых диоритах наблюдается развитие порфиробласт калиевого полевого шпата, а также секущие прожилки, линзы, гнезда грубозернистых кварц-полевошпатовых (с биотитом и гиперстеном) пегматоидов. В ассоциации с диоритами и габбро-диоритами отмечены дайки субщелочных метабазитов, которые секут габбро-диориты, а сами дайки секутся гиперстеновыми лейкогранитами и пегматоидными (Кв + Пл + Кпш + Гип + Би) гранитами. Здесь и далее в тексте приняты следующие сокращения названий минералов: Кв – кварц, Пл – плагиоклаз, Кпш – калишпат, Гип – гиперстен, Би – биотит, Ап – апатит, Мон – монацит, Сил – силлиманит, Шп – шпинель, Руд – рудный минерал.

На юго-восточном склоне вышеотмеченного цирка (истоки р. Джархан-Сарыга) наблюдаются пластообразные тела лейкократовых гиперстен-двуполевошпатовых чарнокитов (Гип + Пл + + Кпш + Кв + Ап + Мон + Руд) мощностью до 4–5 м в ассоциации с полосчатыми мигматизированными гиперстеновыми плагиогнейсами, тонкими (0.1–0.3 м) прослоями двупироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев и горизонтами полевошпатовых кварцитов. В скальном обнажении отчетливо видно, что мигматизированные плагиогнейсы секутся дайкой субщелочных метабазитов, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации (Розен, Сычкина, 1990).

На северо-западном склоне в нижней части обнажается толща метатерригенных глиноземистых сланцев (Гр + Би + Сил + Шп + Кв + Пл + + Кпш + Гип), основных кристаллосланцев, плагиогнейсов, содержащая чарнокиты. Среди чарнокитов отмечены гнейсограниты и пегматоиды. Выше по склону метаосадочная толща представлена гранат-гиперстеновыми, гранат-сапфирин-кордиеритовыми кристаллосланцами, диопсидовыми кальцифирами, мигматизированными плагиогнейсами и чарнокитами, содержащими прослои пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев. Далее наблюдаются гранитизированные породы – гнейсограниты с биотитом и гиперстеном и гиперстеновые лейкограниты. Мощность тел чарнокитов здесь достигает 5–8 м, гнейсогранитов – 4–5 м, гиперстеновых плагиогнейсов с прослоями основных кристаллосланцев – 25–30 м.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Содержание главных и редких элементов определены в Центре коллективного пользования ИГМ СО РАН методом РФА на рентгеноспектральном анализаторе VRA – 20R и методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения Element (Finigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000ATt. Пределы обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов от 0.005 до 0.1 мкг/г. Точность анализа составляет 2–7 отн. % (Likhanov, Santosh, 2019; Ножкин и др., 2019). Отдельные пробы проанализированы нейтронно-активационным методом.

Выделение монацита проводилось в Аналитическом центре ИГМ СО РАН по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей и ручного отбора зерен под бинокулярным микроскопом. Последующее изучение монацита осуществлялось в лаборатории ИГМ СО РАН и Воронежского госуниверситета. Химическое разложение и выделение U и Pb выполнялось по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Для изотопных исследований монацита использовался трассер ²³⁵U–²⁰²Pb. Определение изотопного состава Pb и U монацита выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Уровень холостого опыта за период исследований не превышал 10 пг Pb. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программ PbDAT (Ludwig, 1991) и “ISOPLOT” (Ludwig, 1999). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обыкновенный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Все ошибки приведены на уровне 2σ. U-Pb изотопные исследования монацита выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) (соавтор Е.Б. Сальникова)

Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd проведено в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты, аналитик П.А. Серов) на семиканальном масс-спектрометре Finigan Mat (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент по методике, описанной в работе (Баянова, 2004), а также в статье (Ножкин и др., 2019).

ПЕТРОГРАФИЯ ГИПЕРСТЕНОВЫХ ГНЕЙСОВ И ЧАРНОКИТОВ

На участке 3 чарнокиты развиты в толще чередующихся гиперстеновых плагиогнейсов, пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев с отдельными пачками и горизонтами кварцитов и глиноземистых силлиманит-, кордиерит- и сапфиринсодержащих пород.

Гиперстеновые плагиогнейсы это светло-серые лейкократовые и мезократовые средне-мелкозернистые породы, полосчатого, реже массивного облика. Полосчатость обусловлена чередованием лейкократовых и мелонократовых полос шириной от 1–2 мм до 2–4 см, образованных одной и той же ассоциацией минералов, но с разными количественными соотношениями между ними. Наряду с полосчатыми присутствуют неоднородные по структуре плагиогнейсы с крупными зернами кварца и полевого шпата, которые могут быть подплавленными исходными породами. Структура пород гранобластовая. Породы сложены минеральной ассоциацией Гип + Би + Пл + + Кв ± Кпш. Доминируюшим в породе является ортопироксен, его содержание изменяется от 5 до 30–40 об. %, нередко он в различной степени замещен бурым биотитом. Биотит также встречается и в виде отдельных параллельно ориентированных пластинок, плеохроирующих в красно-коричневых тонах и подчеркивающих гнейсовидность пород. Плагиоклаз имеет антипертитовое строение. Калиевый полевой шпат образует антипертитовые вростки, реже мелкие зерна в интерстициях кварца и плагиоклаза. Акцессории представлены апатитом, цирконом и рудным (магнетит и ильменит).

Чарнокиты это желтовато- или розовато-серые среднезернистые гиперстен-двуполевошпатовые породы массивного сложения, изредка гнейсовидные. Они характеризуются минеральной ассоциацией Гип + Би + Пл + Кпш + Кв. Акцессорные минералы чарнокитов это апатит, циркон, монацит и рудный, встречается гранат. Калиевый полевой шпат обычно представлен ортоклаз-пертитом. В плагиоклазе нередко развиваются мирмекиты. По минеральному составу и структурным особенностям чарнокиты соответствуют гиперстеновым и биотит-гиперстеновым гранитоидам – гранодиоритам и гранитам с повышенным относительно плагиогнейсов содержанием калиевого полевого шпата. Для них характерны гранитовая (гипидиоморфнозернистая), изредка гранобластовая структуры. Содержание гиперстена (в об. %) в среднем составляет 10–20%, реже 5–7%, а биотита от 3–5 до 10%. Поздний бурый биотит обычно замещает гиперстен, а ранний красно-коричневый наблюдается в виде чешуек в кварц-полевошпатовом агрегате. Биотит наиболее характерен для перекристаллизованных чарнокитов с гнездами, линзами, прожилками кварц-полевошпатовых ± гиперстен крупнозернистых пегматоидных образований, которые являются более поздней, наложенной на чарнокиты минеральной ассоциацией, иногда включающей микроклин и сфен.

Рис. 2.

Диаграммы с конкордией для монацита из чарнокитов центральной части Анабарского щита.

Судя по наличию у ряда тел чарнокитов резких секущих контактов и содержанию в них ксенолитов мигматизированных гиперстеновых плагиогнейсов, чарнокиты являются продуктом кристаллизации расплава, инъецирующего плагиогнейсы. Но наряду с такими телами присутствуют гиперстен-двуполевошпатовые чарнокиты другого типа. Они образуют гнезда, линзы, небольшие неправильной формы тела с нечеткими, постепенными приконтактовыми переходами во вмещающие гиперстеновые плагиогнейсы. Это могут быть продукты кристаллизации неперемещенного расплава. Минеральный состав их аналогичен таковому секущих тел чарнокитов и отвечает гранитам и лейкогранитам.

ГЕОХИМИЯ И ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ПЛАГИОГНЕЙСОВ И ЧАРНОКИТОВ

Гиперстеновые плагиогнейсы обладают широким диапазоном содержаний SiO₂ (от 56 до 71 мас. %) и соответствуют магматическим породам преимущественно среднего состава, тогда как чарнокиты имеют состав гранодиоритов и гранитов (SiO₂ = 64–70 мас. %). (табл. 2, рис. 3а). Все породы характеризуются общими трендами с обратной корреляцией между SiO₂ и MgO, FeO*, TiO₂ (рис. 3б). Распределение щелочных элементов более вариабельно, породы относятся как к нормальному, так и субщелочному ряду с тенденцией роста содержания K₂O от плагиогнейсов (0.77–1.43 мас. %) к чарнокитам (1.8–6.2 мас. %). Жильные тела чарнокитов высококалиевые (K₂O = = 4.3–6.2 мас. %). Небольшие неправильной формы тела чарнокитов с постепенными приконтактовыми перезодами во вмещающие гнейсы умеренно калиевые (K₂O = 1.8–4.1 мас. %). Все породы относятся к магнезиальной серии (FeO*/(FeO* + MgO) = 0.61–0.8) по (Frost et al., 2001).

Рис. 3.

Диаграммы SiO₂–Na₂O + K₂O, SiO₂–MgO + FeO* + TiO₂ для гиперстеновых плагиогнейсов и чарнокитов. 1 – гиперстеновые плагиогнейсы, 2 – чарнокиты.

Содержание таких сильно некогерентных элементов как Th и легких РЗЭ резко возрастает от плагиогнейсов к чарнокитам (табл. 2). Вместе с тем обе группы пород характеризуются сходным сильно фракционированным распределением РЗЭ с увеличением (La/Yb)_n от 13–35 до 302 от плагиогнейсов к чарнокитам за счет роста концентраций легких лантаноидов (табл. 2, рис. 4а, 4в) Плагиогнейсы имеют слабо выраженные аномалии Eu (Eu/Eu* = 1.04–0.77), тогда как чарнокиты – отчетливый Eu минимум (Eu/Eu* = 0.66–0.45). Аналогично легким РЗЭ концентрации Th увеличиваются от крайне низких в плагиогнейсах (0.2–3.0 ppm) до аномально высоких (29–111 ppm) в чарнокитах. Содержание Zr, Nb, Rb, Ba также в целом выше в чарнокитах, тогда как Sr ниже в сравнении с плагиогнейсами (рис. 4б, 4г). Мультиэлементные спектры плагиогнейсов и чарнокитов имеют сходную конфигурацию, различаясь обеднением Th и преимущественно положительной аномалией Sr для плагиогнейсов и, напротив, максимумом по Th и более резким обеднением Ti и Sr для чарнокитов.

Рис. 4.

Редкоземельные и мультиэлементные спектры для гиперстеновых плагиогнейсов и чарнокитов. а–б – гиперстеновые плагиогнейсы, в–г – чарнокиты.

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ ЧАРНОКИТОВ

Для изотопно-геохронологического исследования был выделен монацит из проб жильного чарнокита (А-58-88) и гиперстенсодержащего двуполевошпатового чарнокита из линзовидного обособления среди плагиогнейсов (А-36-88). Пробы отобраны из скальных обнажений соответственно на СЗ и ЮВ склонах цирка в истоках ручья Джархан–Сарыга. Чарнокит (А-58-88) представляет собой желтовато-серую равномерно мелкозернистую породу. Его минеральная ассоциация включает Кв + Пл + Кпш + Би + Гип и акцессорные минералы – монацит, циркон, апатит, рудный. Калиевый полевой шпат представлен ортоклаз-пертитом. Ортопироксен частично замещен биотитом, содержание которого составляет около 10%. По составу порода отвечает натрий-калиевому гранодиориту. Чарнокиты в виде пластообразных тел с резкими контактами залегают в толще чередующихся гиперстеновых плагиогнейсов, высокоглиноземистых гнейсов и пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев. Проба А-36-88 – это биотитовый среднезернистый гранитоид с реликтами ортопироксена и минеральной ассоциацией Би + Гип + Пл + Кпш + Кв + Руд. Порода содержит акцессорные минералы – апатит, циркон и монацит. Данный чарнокит в виде линзы залегает в полосчатой мигматизированной толще чередующихся гиперстеновых плагиогнейсов и пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцах. Плагиогнейсы содержат полосы (мощностью 2–4 см) кварц-полевошпатового пегматоидного материала. Мигматизация сопровождается перекристаллизацией гнейсов с укрупнением зерен, вплоть до формирования пегматоидов. Характерно, что гиперстенсодержащие граниты, подобные образцу А-36-88, не подвергаются мигматизации. По составу порода отвечает натрий-калиевому граниту. Эти чарнокиты образуют наряду с линзами крупные гнезда гиперстенсодержащего биотит-кварц-полевошпатового состава.

Акцессорный монацит, выделенный из двух проб (А-58-88 и А-36-88) представлен прозрачными и полупрозрачными кристаллами желтого цвета размером от 50 до 300 мкм. Для изотопного анализа из каждой пробы были использованы по три микронавески (4–8 кристаллов) монацита. Исследованный монацит из пробы А-58-88 незначительно дискордантен (0.7–3.0%) или имеет конкордантный возраст (рис. 2б, № 17, табл. 1) – 1983 ± 5 млн лет (СКВО-0.57), вероятность конкордантности равна 0.45. Конкордантный возраст одной из фракций совпадает в пределах погрешности со средним значением возраста (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) трех проанализированных микронавесок, которое составляет 1981 ± 6 млн лет.

Монацит из пробы А-36-88 характеризуется незначительной возрастной дискордантностью (1.2–1.9%), а среднее значение его возраста (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) составляет 1982 ± 6 млн лет (СКВО = = 2.5) (рис. 2а).

Полученные данные показывают, что гиперстен-двуполевошпатовые чарнокиты, отличающиеся по условиям залегания и составу, имеют одинаковый палеопротерозойский возраст, около 1982 млн лет и существенно оторваны по времени от формирования глиноземистых метаосадочных пород, которое оценивается около 2.4–2.5 млрд лет (Ножкин и др., 2019), и очевидно ассоциирующих с ними метамагматических пород.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Cвязь чарнокитообразования с палеопротерозойскими аккреционно-коллизионными событиями. Возраст чарнокитов (1982 ± 6 млн лет), определенный U-Pb методом по монациту, позволяет связывать их формирование с палеопротерозойской эволюцией коры Анабарского щита. Время основных палеопротерозойских метаморфических событий в далдынском комплексе определено U-Pb методом по циркону и находится в интервале 1990 ± 12–1971 ± 12 млн лет (Гусев и др., 2012), что соответствует возрасту чарнокитов.

Наиболее интенсивно и многократно палеопротерозойские магматические и метаморфические процессы проявились в зонах глубинных разломов. Согласно тектонической схемы О.М. Розена (Розен и др., 2000) в строении Анабарского щита выделяются Маганский и Далдынский гранулито-гнейсовые террейны Анабарской провинции и Хапчанский террейн (складчатый пояс) Оленекской провинции. Границами террейнов служат коллизионные зоны или зоны тектонического меланжа (Розен и др., 2000; Розен, 2003; Гусев и др., 2013). Котуйканская зона разделяет Маганский и Далдынский террейны, а Билляхская – Далдынский и Хапчанский. Ширина их составляет от 10–30 до 60–70 км, длина – более 200 км. Простирание зон согласное с простиранием архейских складчатых структур, падение крутое на СВ. Из геолого-структурных наблюдений следует, что раннедокембрийские комплексы по этим зонам были надвинуты на запад и юго-запад (Метаморфические…, 1990; Архей…, 1988). Ведущая роль в их формировании принадлежит тектоническим перемещениям соседних блоков, рассланцеванию, милонитизиции и явлениям диафтореза.

Время формирования Котуйканской зоны может быть оценено как постпозднеархейское на основании возраста гранулитового метаморфизма пород Далдынского террейна (2.76–2.6 млрд лет) (Розен и др., 1991; Гусев и др., 2013). Формирование и эволюция пород Котуйканской зоны продолжались и в раннем протерозое, о чем свидетельствует проявление гранулитового метаморфизма двупироксеновых кристаллосланцев на рубеже 1975 ± 13 млн лет, а также возраст гранитогнейсов – 1963 ± 16 и 1899 ± 14 млн лет и гранитов – 1858 ± ± 6 млн лет, сформированных в этой зоне (Гусев и др., 2013). Время формирования Билляхской зоны оценено по времени гранулитового метаморфизма в Хапчанском террейне в его восточном надвинутом борту и составляет 1.97 ± 0.02 млрд лет (Бибикова и др., 1988; Розен и др., 2000), а также возраста монцодиоритов Билляхского массива и ассоциирующего дайкового комплекса (1983 ± 3 и 1971 ± 4 млн лет) (Смелов и др., 2012).

Приведенные данные показывают, что проявление гранулитового метаморфизма, сопровождавшееся образованием чарнокитов, в породах террейнов, разделенных коллизионными зонами, и формирование гранитоидов, в частности гранитогнейсов, в самих зонах происходили субсинхронно в раннем протерозое, около 2 млрд лет назад. Время метаморфизма и гранитообразования совпадают с формированием чарнокитов, и все эти процессы, включая чарнокитообразование, взаимосвязаны, поскольку обусловлены аккрецией раннедокембрийских террейнов в структуру Сибирского кратона. Показано (Donskaya, 2020), что в северной части кратона аккреционные процессы происходили раньше ~2 млрд лет назад в сравнении с южной и юго-западной его окраинами, где эти события отвечают рубежу около 1.9–1.85 млрд лет.

Время образования чарнокитов в общей последовательности формирования гранулитового комплекса (участок 3). Ассоциация гранулитов, включающая широко развитые в ней чарнокиты, резко отличается от типичного набора пород далдынской и верхнеанабарской серий, сложенных в основном гиперстеновыми плагиогнейсами и основными двупироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами. Рассматриваемая ассоциация пород с чарнокитами представлена в сравнительно небольшом блоке (истоки рек Котуйкан и Кюкюр-Хатарык), но она демонстрирует резкую вещественную и геохимическую неоднородность гранулитов анабарского комплекса. Наряду с распространенными в регионе низкорадиоактивными гиперстеновыми плагиогнейсами (эндербитоидами), основными пироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами толеитовой серии (Rosen et al., 1989) в данном блоке развиты гиперстен-двуполевошпатовые чарнокиты гранитного состава с умеренно повышенным содержанием K (в среднем 3.2 мас. %) и Th (21.0 ppm), но обедненные U (Th/U = 14.5) (Ножкин, Туркина, 1993; Ножкин и др., 2019). Они ассоциируют с субщелочными высококалиевыми чарнокитами гранодиорит-гранитного состава, отличающимися аномальной ториеносностью (Th = 74 ppm) и высоким Th/U отношением (22). Жильные тела чарнокитов мощностью более одного метра нередко содержат ксенолиты мигматизированных полосчатых плагиогнейсов и линзы пироксен-плагиолклазовых кристаллосланцев.

Высоко- и умеренно калиевые чарнокиты находятся в ассоциации с гиперстеновыми плагиогнейсами, а также метаосадочными породами – высокоглиноземистыми гранат- и силлиманит-кордиеритсодержащими ториеносными гнейсами, сапфиринсодержащими сланцами, кварцитами и кальцифирами, а также основными кристаллосланцами – метабазитами, интрузиями диоритов и габбро-диоритов, характеризующихся повышенным содержанием Ti, P, K, Ba, Sr и Th (Ножкин и др., 2019). Данный комплекс, ранее относился к килегирской толще далдынской серии (Геологическая…, 1975). Наши исследования показывают, что на этом участке по существу развиты два комплекса: более ранний, очевидно, архейский, представленный низкорадиоактивными низкокалиевыми гиперстеновыми плагиогнейсами с прослоями низкотитанистых пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев, и более поздний, палеопротерозойский, существенно метаосадочный (Ножкин и др., 2019). Первый из них мигматизирован, испытал складчатые деформации. Оба комплекса интрудированы телами диоритов и габбро-диоритов, а также дайками метабазитов субщелочного состава, обогащенных как и титанистые стратифицированные кристаллосланцы Ti, P, K, Ba, Sr, Th, Zr и Rb (Розен, Сычкина, 1990), и метаморфизованы в условиях гранулитовой фации. По результатам геотермометрии установлены Р-Т параметры формирования и эволюции сапфиринсодержащих гранулитов с пиковыми значениями ультравысокотемпературного UHT метаморфизма в диапазоне T = 920–1000°С при Р = 9–11 кбар (Ножкин и др., 2019).

Процессы чарнокитообразования наложены на мигматизированную и испытавшую складчатость гиперстен-плагиогнейсовую, а также метаосадочную толщу с высокоглиноземистыми гнейсами и повышеннотитанистыми основными кристаллосланцами. Высокоториевые чарнокиты – это массивные однородные среднезернистые породы, незатронутые мигматизацией. Их выходы нередко сопровождаются парагенетической ассоциацией пегматоидов, биотит-гиперстеновых гнейсогранитов и лейкогранитов. Последние завершают процессы образования гранитоидов, содержащих гиперстен и развивающийся по нему биотит, и местами развиваются в диоритах и габбро-диоритах, образуя гнезда и линзы кварц-полевошпатовых пород с биотитом и гиперстеном. В отличие от высокоториевых и высококалиевых чарнокитов так называемые двуполевошпатовые гнейсы–чарнокиты с умеренно повышенным содержанием K и Th наблюдаются в виде гнезд и линз в гиперстеновых плагиогнейсах и нередко унаследуют полосчатость и гнейсовидность последних.

Происхождение чарнокитов. Жильные высококалиевые и линзо-гнездообразные умереннокалиевые чарнокиты характеризуются близким изотопным Nd составом с ε_Nd(t) –12.4 и –12.6 и модельным возрастом – T_Nd(DM) равным 3.0–3.1 млрд лет (табл. 3). Изотопные данные свидетельствуют об источнике с длительной коровой предысторией. Их источником могли быть архейские плагиогнейсы верхнеанабарской и далдынской серий, которые согласно (Розен и др., 2000) имеют модельный Nd возраст ∼3.0 млрд лет, а по данным (Гусев и др., 2017, 2019) находится в диапазоне 3.0–3.5 млрд лет.

Образование кислых высококалиевых расплавов как правило связано с плавлением сиалических коровых источников. Для чарнокитов Анабарского щита в пользу такой модели свидетельствуют: 1) умеренное до высокого содержание K₂O; 2) обогащение некогерентными редкими элементами, прежде всего легкими РЗЭ и Th; 3) отрицательные ε_Nd(t) –12.4 и –12.6 и величины T_Nd(DM), отражающие плавление долгоживущего корового источника. Пространственная ассоциация с породами метаосадочной толщи, и близость модельного Nd возраста парагнейсов и чарнокитов (3.0–3.1 млрд лет) позволяют рассматривать эти породы в качестве потенциального источника кислого расплава. Вместе с тем этому противоречит отсутствие в чарнокитах граната, который согласно экспериментальным данным образуется в результате инконгруэнтного плавления биотита при Р ≥ ≥ 5–8 кбар для глиноземистых граувакковых субстратов (Vielzeuf, Montel, 1994) (напомним, что давление при метаморфизме метаосадочных пород оценивается 9–11 кбар), а также повышенное содержание Sr (220–490 г/т), не типичное для пералюминивых гранитов S-типа (Whalen et al., 1987).

Другим потенциальным источником расплава для чарнокитов могут быть архейские гиперстеновые плагиогнейсы. Эти породы в сравнении с чарнокитами имеют более меланократовый состав, но сходный характер распределения РЗЭ с высоким (La/Yb)_n. В сравнении с плагиогнейсами чарнокиты обогащены некогерентными редкими элементами (Th, легкие РЗЭ, Rb, Ba, Zr, Nb), но обеднены Sr, тяжелыми РЗЭ, что согласуется с распределением редких элементов в расплаве, образованном из плагиогнейсового источника. Появление у чарнокитов отчетливого Eu минимума указывает на наличие плагиоклаза среди реститовых фаз, а аномально высокие концентрации Th, легких РЗЭ и Zr в высококалиевых жильных чарнокитах – на полное плавление акцессорных минералов-носителей, таких как монацит циркон. О высокотемпературном характере высококалиевых жильных чарнокитов свидетельствуют температуры насыщения цирконием, рассчитанные по (Watson, Harrison, 1983) и составляющие 800–890°С. Можно предполагать, что автохтонные чарнокиты, образующие линзовидные обособления среди плагиогнейсов и имеющие более низкие концентрации Th, легких РЗЭ и Zr и соответственно более низкие температуры насыщения цирконием (740–750°С), формировались в ином температурном режиме. Таким образом, наиболее вероятным источником для образования чарнокитов были архейские гиперстеновые плагиогнейсы, чему не противоречит и близкий изотопный Nd состав: (T_Nd(DM) = 3.0–3.1 для чарнокитов и 3.0–3.5 млрд лет для плагиогнейсов (Розен и др., 2000; Гусев и др., 2017, 2019).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Чарнокиты наиболее широко развиты в блоке, локализованном в центральной части Анабарского щита и сложенном преимущественно метаосадочными палеопротерозойскими породами, метаморфизованными в гранулитовой фации. Метаосадочные породы и чарнокиты включают отдельные горизонты гиперстеновых плагиогнейсов и двупироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев, типичных для далдынского гранулитового комплекса, имеющего архейский возраст.

2. Выделено два типа гиперстен-двуполевошпатовых чарнокитов: умеренно- и высококалиевые. Первые развиты в виде небольших линз и гнезд в гиперстеновых плагиогнейсах, связаны с ними постепенными приконтактовыми переходами и нередко унаследуют их полосчатость и гнейсовидность. Данные чарнокиты являются автохтонными или параавтохтонными. Второй тип чарнокитов слагает более крупные удлиненные или жильные тела с четкими секущими контактами, т.е. представляют инъекции расплава во вмещающие породы. В отличие от гиперстеновых плагиогнейсов эти чарнокиты равномерно-среднезернистые, массивной текстуры и не мигматизированы.

3. U-Pb методом определен палеопротерозойский возраст монацита из жильного чарнокита и чарнокита из линзовидного обособления среди плагиогнейсов. Чарнокиты, различающиеся по структурному положению, одновозрастны (1982 млн лет) и существенно оторваны по времени от глиноземистых метаосадочных пород, возраст которых оценивается ∼2.4–2.5 млрд лет.

4. Гиперстеновые плагиогнейсы соответствуют магматическим породам среднего, реже кислого состава, тогда как чарнокиты имеют состав гранодиоритов и гранитов. От плагиогнейсов к умеренно и высококалиевым чарнокитам возрастают концентрации Zr, Nb, Rb, Ba и особенно Th и легких РЗЭ. Обе группы пород характеризуются сходным сильно фракционированным распределением РЗЭ с увеличением (La/Yb)_n и появлением Eu минимума для чарнокитов. Высоко- и умереннокалиевые чарнокиты имеют близкий Nd изотопный состав, свидетельствующий об коровом источнике. Согласно геохимическим и изотопным данным образование высококалиевых чарнокитов произошло в результате высокотемпературного плавления гиперстеновых плагиогнейсов.

5. Гранулитовый метаморфизм и образование чарнокитов происходили субсинхронно с формированием гранитоидов в коллизионных зонах на рубеже ∼2 млрд лет. Все эти процессы обусловлены аккрецией раннедокембрийских террейнов в структуру Сибирского кратона.

6. Образование чарнокитов завершает формирование гранулитового комплекса Анабарского щита. Процессы чарнокитообразования накладываются на гиперстеновые плагиогнейсы, испытавшие мигматизацию и складчатые деформации, а также на метаосадочную толщу с высокоглиноземистыми гнейсами и повышеннотитанистыми метабазитами.

Исследования выполнены в рамках государственного задания ИГМ СО РАН и проекта РНФ (№ 21-77-20018).