Петрология, 2021, T. 29, № 4, стр. 339-364

ВВЕДЕНИЕ

Граниты кодарского комплекса, распространенные в западной части Алданского щита в пределах Чара-Олекминского геоблока, издавна привлекали внимание геологов, исследовавших этот регион, спецификой текстурных и минералого-геохимических особенностей, сближающих их с гранитами рапакиви, а также громадными размерами массивов. Граниты рапакиви интересны в первую очередь тем, что с ними ассоциирует широкий круг разнообразных полезных ископаемых, нередко образующих крупные и даже уникальные по масштабам месторождения. К таковым относятся оловорудные месторождения провинций Питинга и Рондония в Бразилии, превративших эту страну в число мировых лидеров по запасам и добыче олова (Bettencourt et al., 1999), Cu-U-Au-Ag-REE месторождение Олимпик-Дам в Австралии, редкометальное месторождение Стрэндж-Лейк в Канаде и др. Граниты рапакиви достаточно широко распространены на древних платформах мира, где они образуют протяженные трансконтинентальные магматические пояса протерозойского возраста. Для них весьма характерна ассоциация с автономными анортозитами, которые так же как и граниты рапакиви, образуют крупные, а зачастую и гигантские плутоны. На Сибирской платформе граниты рапакиви известны в юго-восточной ее части, где они входят в состав Улкан-Джугджурской анортозит-рапакивигранит-щелочногранитной магматической ассоциации (1.74–1.70 млрд лет; Ларин, 2014) и в юго-западной ее части, где они входят в состав Южно-Сибирского магматического пояса (1.88–1.84 млрд лет), протягивающегося более чем на 2500 км по ее южному обрамлению от Енисейского кряжа и до Алданского щита (Ларин и др., 2003). Наряду с гранитами кодарского комплекса к гранитам рапакиви в пределах этого пояса принадлежат и граниты приморского комплекса, развитые в центральной его части (рис. 1).

Рис. 1.

Геологическое положение Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса (1.88–1.84 млрд лет) в складчатом обрамлении Сибирской платформы. 1 – осадочный чехол Сибирской платформы; 2 – Центрально-Азиатский складчатый пояс; 3, 4 – неопротерозойские тектонические структуры: 3 – перикратонные прогибы, 4 – складчато-надвиговые пояса на раннедокембрийском основании; 5–8 – палеопротерозойские тектонические структуры: 5 – Южно-Сибирский магматический пояс, 6 – эпикратонные бассейны, 7 – фрагменты складчатых поясов, 8 – сутурная зона (Пристановой пояс гранулитов); 9 – архейские краевые выступы Сибирской платформы. Кд – кодарский комплекс, Пр – приморский комплекс.

Кодарский комплекс впервые был выделен М.М. Мануйловой в 1960 г. как комплекс рапакивиподобных гранитов (Мануйлова, 1960). Позже детальную геологическую и петрохимическую характеристику эти граниты получили в монографии Л.И. Салопа (Салоп, 1967), который также рассматривал их как граниты рапакиви. В.Т. Свириденко (Свириденко, 1975) относил граниты кодарского комплекса к формации гранитов рапакиви, а В.С. Федоровский (Федоровский, 1985) – к анортозит-рапакивигранитной формации. Однако первые достоверные сведения о возрасте этих гранитоидов (1876–1873 млн лет) были получены сравнительно недавно (Ларин и др., 2000). То же касается и степени геохимической и изотопно-геохимической изученности этих гранитоидов (Ларин и др., 1999, 2012). К сожалению, накопленных на сегодняшний день геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических данных явно недостаточно для того, чтобы оценить условия формирования этих гранитоидов, идентифицировать их источники и определить геодинамическую обстановку их образования, что является необходимым условием для разработки непротиворечивой модели эволюции палеопротерозойского магматизма в истории геологического развития Алданского щита. В настоящей статье обсуждаются особенности геологического положения и результаты новых U-Pb геохронологических (ID-TIMS), геохимических и изотопно-геохимических (Sm-Nd и Pb-Pb) исследований гранитоидов кодарского комплекса Чара-Олекмиского геоблока Алданского щита.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ГРАНИТОВ КОДАРСКОГО КОМПЛЕКСА

Гранитоиды кодарского комплекса образуют серию крупных массивов (рис. 2) в юго-западном обрамлении Чара-Олекминского геоблока и тяготеют к Кодаро-Удоканскому прогибу, выполненному палеопротерозойскими метаосадочными породами удоканской серии. Наиболее крупные массивы комплекса: Кодарский (2400 км²), Кеменский (860 км²) и Каларский (752 км²), по мнению В.С. Федоровского (1985), сливаются на глубине в единый гигантский Кодаро-Кеменский лополит. Они прорывают архейские метаморфические породы и породы ТТГ-ассоциации Олекминской гранит-зеленокаменной области, а также палеопротерозойские гранитоиды и метаосадочные породы удоканской серии. Контакты с вмещающими породами резкие интрузивные, как правило, крутые, местами они имеют тектонический характер (Салоп, 1967). Граниты имеют явно посттектонический характер и секут складчатую структуру рамы. Для них характерны массивные текстуры и только в редких случаях отмечаются слабо выраженная гнейсовидность и структуры течения. Контактовое воздействие на вмещающие породы выражается в образовании различного рода роговиков (биотит-гранатовых, биотит-кордиеритовых, эпидотсодержащих и др.), а также скарноидов (диопсидовых, диопсид-гранатовых и др.). Ореолы контактовых роговиков представляют собой сравнительно узкие зоны. В зоне ближайшего экзоконтакта проявлены процессы фельдшпатизации, выражающиеся в образовании по роговикам порфиробластового калиевого полевого шпата и реже плагиоклаза.

Рис. 2.

Схема размещения массивов гранитоидов кодарского комплекса в пределах Чара-Олекминского геоблока Алданского щита. 1 – рифты и наложенные впадины постраннедокембрийского возраста; 2 – фанерозойские гранитоиды; 3 – рифейские дайки базитов доросского комплекса; 4–8 – палеопротерозойские геологические образования: 4, 5 – постколлизионная чиней-кодарская магматическая ассоциация (1.88–1.86 млрд лет): 4 – гранитоиды кодарского комплекса (массивы: Кд – Кодарский, Км – Кеменский, Кл – Каларский, Хн – Ханинский), 5 – расслоенные интрузии чинейского комплекса; 6 – синколлизионные граниты куандинского комплекса (~1.9 млрд лет); 7 – анорогенные щелочные граниты катугинского комплекса (2.07 млрд лет); 8 – метаосадочные породы эпикратонных впадин Удоканского типа; 9 – архейские тоналит-трондьемит-гнейсовый комплекс и зеленокаменные пояса Олекминской гранит-зеленокаменной области; 10, 11 – архей-палеопротерозойские геологические образования: 10 – высокобарические гранулиты Курультинского блока Станового сутурной зоны; 11 – метаморфические и ультраметаморфические породы станового комплекса Джугджуро-Станового супертеррейна; 12 – разрывные нарушения; 13 – места отбора геохронологических проб.

Возрастное положение гранитов кодарского комплекса, согласно геологическим данным, определяется прорыванием ими метаосадочных пород верхних и средних частей разреза удоканской серии (чинейской и кеменской подсерий), а также синметаморфических (синколлизионных) гранитов куандинского и ничатского комплексов. Согласно данным (Ковач и др., 2018), основанным на геохронологических (U-Th-Pb LA-ICP-MS) исследованиях детритовых цирконов, отложение осадочных пород чинейской и кеменской подсерий могло происходить не раньше 1.9 млрд лет назад. Возраст гранитов ничатского комплекса составляет 1906 ± 4 млн лет (Ларин и др., 2006). Таким образом, нижняя возрастная граница гранитов кодарского комплекса не превышает 1.9 млрд лет. Верхняя возрастная граница определяется прорыванием гранитов Каларского массива дайками диабазов доросского комплекса, возраст которых составляет по результатам датирования Sm-Nd методом 1055 ± 69 млн лет (Иванов и др., 1995). Последние геохронологические исследования (Ларин и др., 2000) показали, что граниты Кеменского массива кодарского комплекса имеют возраст 1876 ± 4 млн лет. Практически такой же возраст был установлен и для гранитов Ханинского массива – 1873 ± ± 2 млн лет, который некоторые исследователи (Государственная …, 2010) рассматривают в составе пуричиканского комплекса.

В составе плутонов кодарского комплекса выделяется две интрузивные фазы: (1) грубозернистые порфировидные биотит-амфиболовые и биотитовые граниты, реже гранодиориты и кварцевые сиениты; (2) мелкозернистые порфировидные биотитовые лейкократовые граниты, образующие небольшие штокообразные и плитообразные тела. Породы первой фазы явно доминируют. В эндоконтактовых зонах иногда отмечаются диориты и монцониты. Чаще они встречаются в виде мафических инклавов среди гранитов, образуя структуры минглинга. Граниты второй фазы развиты весьма неравномерно. Наибольшим распространением они пользуются в Каларском массиве, наименее эродированном массиве комплекса. Он содержит большое количество ксенолитов и крупные провесы кровли вмещающих пород удоканской серии. Из жильных пород в массивах комплекса развиты в основном мелкозернистые лейкограниты, гранит-порфиры и мусковит-альбитовые граниты. Последние наиболее характерны для Каларского массива и локализованы как в его краевых частях, так и в апикальных зонах. Пегматиты редки.

Гранитоиды имеют, как правило, массивные и порфировые текстуры. Характерной особенностью гранитоидов этого комплекса является наличие маргинационных текстур, выражающихся в наличии крупных таблитчатых или овоидных вкрапленников микроклин-пертита, нередко имеющих олигоклазовые оболочки. Это, а также ряд особенностей минерального состава, таких как наличие порфировых выделений дипирамидального дымчатого кварца, постоянное присутствие высокожелезистых железо-магнезиальных силикатов (моноклинный и ромбический пироксен, амфибол и биотит), а также флюорита, сближает эти породы с гранитами рапакиви. Среди полевых шпатов в гранитоидах, как правило, преобладает микроклин-пертит. Плагиоклаз варьирует по составу от олигоклаза до олигоклаз-андезина. Альбит присутствует главным образом в альбит-мусковитовых жильных гранитах. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, сфеном, ортитом, магнетитом, ильменитом, рутилом, молибденитом и флюоритом.

Постмагматические процессы в гранитах выражаются в альбитизации, мусковитизации, грейзенизации и флюоритизации. Наиболее интенсивно они проявлены в Каларском плутоне, где зоны проявления этих метасоматических процессов ассоциируют с телами альбит-мусковитовых гранитов.

С гранитоидами кодарского комплекса связана разнообразная минерализация: золотая, молибденовая, редкометальная, олово-вольфрамовая, свинцово-цинковая, флюоритовая и урановая. Наиболее интересны урановые месторождения в апоскарновых альбитовых метасоматитах. В 40–50-х годах прошлого века некоторые из них (Мраморное, Сюльбан, Хадатканда и др.) прошли стадию разведки и даже разрабатывались вручную.

Массивы гранитов этого типа, по мнению Л.И. Салопа (1967), являются типичными трещинными малоглубинными интрузиями, внедрившимися на заключительном этапе периода складкообразования (позднеорогенные интрузии). С гранитами кодарского комплекса ассоциируют мафит-ультрамафитовые расслоенные плутоны чинейского комплекса аналогичного возраста – 1867 ± 3 млн лет (Попов и др., 2009).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определение содержаний главных элементов в породах выполнено рентгенофлюоресцентным методом, а содержаний элементов-примесей методом ICP-MS с относительной погрешностью 3–5%.

Выделение акцессорного циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для U-Pb геохронологических исследований (ID-TIMS) кристаллы циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени они промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялись по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Для изотопных исследований использовался смешанный изотопный индикатор ²³⁵U-²⁰²Pb. Определения изотопного состава Pb и U выполнялись на многоколлекторных масс-спектрометрах TRITON TI и Finnigan МАТ-261 в статическом и динамическом (с помощью электронного умножителя) режимах. Точность определения содержаний U и Pb и U/Pb отношения составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программ “PbDAT” (Ludwig, 1991) и “ISOPLOT” (Ludwig, 2003). При расчете возрастов использовались общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обычный свинец вводились в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Sm-Nd и Pb-Pb изотопные данные получены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург). Навески около 100 мг растертых в пудру образцов горных пород, к которым добавлялись смешанные трассеры ¹⁴⁹Sm-¹⁵⁰Nd и ⁸⁵Rb-⁸⁴Sr, разлагались в тефлоновых бюксах в смеси HCl + HF + HNO₃ при температуре 110°C. Полнота разложения проверялась под бинокуляром. Редкоземельные элементы выделялись посредством стандартной катионо-обменной хроматографии на колонках смолы BioRad AG1-X8 200–400 меш, а Sm и Nd – с помощью экстракционной хроматографии на колонках LN-Spec (100–150 меш) фирмы Eichrom. Изотопные составы Sm и Nd измерялись на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализовались к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приводились к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512115 в Nd стандарте JNdi-1. Средневзвешенное значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в Nd стандарте JNdi-1 за период измерений составляло 0.512108 ± 7 (n = 10). Точность определения концентраций Sm и Nd – ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ±0.005% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm и 0.5 нг Nd.

При расчете величин ε_Nd(Т) и модельных возрастов Т_Nd(DM) использовались современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.21365). Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах для коровых (S-тип) гранитоидов и осадочных пород рассчитывались двустадийные (“коровые”) Nd-модельные возрасты Т_Nd(C) (Keto, Jacobsen, 1987) с использованием среднекорового отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.12 (Taylor, McLennan, 1985).

Для измерения изотопного состава обыкновенного Pb пород использовались полевые шпаты и галенит как минералы с наиболее низкими значениями µ (²³⁸U/²⁰⁴Pb). Образцы полевых шпатов выделялись по стандартным методикам. После чего фракции отмывались от поверхностных загрязнений 10% раствором двунатриевой соли этилендиаминтетрауксусной кислоты, затем растирались в пудру. После этого фракции полевых шпатов выщелачивались 0.5 N плавиковой кислотой при температуре 20°С 10 мин, 11 N HCl 4 ч при температуре 80°С, затем примерно 12 ч при температуре 20°С, затем по такой же схеме они выщелачивались 16 N HNO₃. Выщелачивание производилось для того, чтобы удалить возможно присутствующий радиогенный Pb. Остаток после выщелачивания разлагался при температуре 110°C смесью концентрированных HF и HNO₃. Химическое выделение Pb и U из пород проводилось на анионообменной смоле Bio-RadAG1-X8 в растворах кислот HBr-HCl, согласно методике (Manhes et al., 1984). Изотопный анализ Pb и U выполнялся в остатках от выщелачивания и выщелоках на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan MAT-261 в режиме одновременной регистрации ионных токов исследуемых элементов с погрешностью внутри опыта 0.01% (2σ). Изотопный состав Pb и U измерялся в одноленточном режиме на рениевых испарителях. Для измерений использовался силикатный эмиттер в смеси с H₃PO₄. Общий уровень лабораторного загрязнения Pb и U не превышал 0.1 и 0.01 нг соответственно. Поправка изотопных отношений Pb на фракционирование проводилась по методике двойного изотопного разбавления с использованием трассера ²³⁵U-²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb (Мельников, 2005). Ошибки измерения изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, определенные по серии параллельных анализов стандарта породы BCR-1, не превышали 0.03, 0.03 и 0.05% соответственно. Расчеты изотопных отношений и содержаний Pb и U проводились с использованием программы PBDAT (Ludwig, 1991), модельных параметров – с помощью программы “ISOPLOT” (Ludwig, 1988).

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГРАНИТОИДОВ КОДАРСКОГО КОМПЛЕКСА

Гранитоиды кодарского комплекса изменяются по составу от гранодиоритов и кварцевых сиенитов до лейкогранитов при явном преобладании гранитов (рис. 3а, табл. 1), среди которых наибольшим распространением пользуются умеренно- и высокоглиноземистые (A/CNK) = 0.99–1.30) и высокожелезистые (f = 0.77–0.99) породы. В координатах (K₂O + Na₂O)–SiO₂ составы этих гранитоидов распределены между полями умеренно-щелочных пород и пород нормального ряда. Для них характерны варьирующие, но в целом повышенные содержания щелочей (K₂O + Na₂O = 6.0–9.78 мас. %), повышенная агпаитность (NK/A = = 0.63–0.87) и преимущественно калиевый тип щелочности (K₂O/Na₂O = 0.89–2.40). На диаграмме K₂O–SiO₂ составы этих гранитоидов распределяются между полями пород высококалиевой и шошонитовой серий (рис. 3б). В координатах (K₂O + Na₂O – CaO)–SiO₂ составы этих гранитоидов распределены между полями известково-щелочных и щелочно-известковых пород (рис. 3в). Глиноземистость, железистость и степень агпаитности возрастают от более примитивных пород повышенной основности главной фазы к более дифференцированным лейкогранитам второй фазы. Содержание фтора в гранитах комплекса повышенное – 0.1–0.23 мас. %.

Рис. 3.

Классификационные петрохимические диаграммы для гранитоидов кодарского комплекса: (а) – (Na₂O + + K₂O)–SiO₂, (б) – K₂O–SiO₂, (в) – (Na₂O + K₂O – CaO)–SiO₂ (Frost, Frost, 1997), (г) – FeO*/(FeO* + MgO)–Al₂O₃ (Dall’Agnol, Oliveira, 2007). 1–4 – массивы кодарского комплекса: 1 – Каларский, 2 – Кеменский, 3 – Кодарский, 4 – Ханинский.

Жильные альбитовые граниты Каларского массива несколько отличаются от остальных гранитов массива повышенной кремнекислотностью (SiO₂ = 74.12–74.72 мас. %), высоким содержанием Na₂O при пониженном отношении K₂O/Na₂O (4.20–4.26 и 0.96–1.09 соответственно), низким содержанием CaO (0.47–0.71 мас. %). Для них характерны также более высокие содержания фтора (до 0.5 мас. %).

Граниты кодарского комплекса отличаются обогащенностью некогерентными элементами и высокой степенью дифференцированности. От наиболее геохимически примитивных мезократовых кварцевых сиенитов и гранодиоритов к поздним лейкогранитам наблюдается последовательное увеличение содержаний таких типичных литофильных элементов, как Rb, Cs, U, Th, Pb, а также Nb, Ta, Y, LREE, Sn, и снижение Fe, Mg, Ti, Ca, P, Ba, Sr, Zr, Hf и Eu. Для REE спектров наиболее основных пород главной фазы (рис. 4) характерно умеренное обогащение LREE ((La/Yb)_N = = 14.28–23.30), относительно пологий наклон графика в области MREE-HREE ((Gd/Yb)_N = 2.38–2.23), отсутствие или умеренная отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 1.02–0.55) и углубление этой аномалии до 0.36 в гранитах. По мере увеличения степени дифференцированности гранитов, при переходе к лейкогранитам второй фазы, происходит, как правило, обогащение LREE относительно HREE ((La/Yb)_N = 22.5–38.3) и углубление Eu-аномалии до 0.38–0.06.

Рис. 4.

Спайдерграммы и графики распределения REE в гранитоидах кодарского комплекса. Нормировано: примитивная мантия по (Sun, McDonough, 1989), хондрит по (Taylor, McLennan, 1985). Породы: 1 – крупнозернистые порфировидные биотитовые и биотит-амфиболовые гранитоиды, 2 – мелкозернистые порфировидные биотитовые граниты, 3 – альбитовые и альбит-мусковитовые граниты, 4 – гранит-порфир дайковый.

Спайдерграммы (рис. 4), демонстрирующие плавное снижение содержаний элементов в ряду усиления совместимых свойств элементов, с резкими негативными аномалиями для Sr, P, Ti и менее выраженными для Ba, Ta, Nb и Eu в гранитоидах первой фазы типичны и для гранитов А-типа. В мелкозернистых лейкогранитах отрицательные аномалии Ba, Sr, P, Ti и Eu еще больше углубляются. Несколько иное распределение некогерентных элементов наблюдается в мелкозернистых гранитах Ханинского массива. Для них характерно общее параллельное снижение содержаний практически всех элементов, исключая Rb и Th, а также обеднение LREE относительно HREE, (La/Yb)_N снижается до 8.7 (рис. 4).

Наиболее дифференцированными гранитами кодарского комплекса являются жильные альбитовые граниты Каларского массива, значение отношения Rb/Sr в них достигает 224, а Zr/Hf – снижается до 10–12. Столь высокие значения Rb/Sr и низкие Zr/Hf отношений характерны уже для редкометальных гранитов, с которыми ассоциируют месторождения Sn, Mo, W, Be (см. Зарайский и др., 2009). Эти граниты отличаются также значительным обогащением такими элементами, как Rb, Nb, Ta, Y, HREE, Sn, Cu, Zn, и деплетацией по Ba, Sr, P, Ti, Zr, Hf, LREE и Eu (табл. 1, рис. 4). График распределения REE в этих гранитах (рис. 4) характеризуется “равноплечностью” и даже существенной обогащенностью HREE ((La/Sm)_N = 1.18–0.87 и (Gd/Yb)_N = = 0.69–0.47) и сильно выраженной отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.09–0.01). Подобный спектр REE наиболее характерен для Li-F гранитов и онгонитов.

Небольшой шток биотитовых гранитов (сателлит Каларского массива) по своим геохимическим характеристикам близок к типичным гранитам кодарского комплекса, несколько отличаясь лишь весьма низким содержанием Ba (163–198 мкг/г) (табл. 1).

На дискриминационных диаграммах (Whalen et al., 1987) гранитоиды кодарского комплекса ложатся в поле гранитов А-типа, исключение составляют лишь наиболее дифференцированные альбитовые граниты и некоторые лейкограниты поздней фазы Каларского и Ханинского массивов (рис. 5). В координатах FeO*/(FeO* + MgO)–Al₂O₃ (Dall’Agnol, Oliveira, 2007) граниты кодарского комплекса распределены почти поровну между полями восстановленных и окисленных гранитов А-типа (рис. 3г).

Рис. 5.

Дискриминационная диаграмма [(K₂O + + Na₂O)/CaO]–(Zr + Nb + Ce + Y) для гранитоидов (Whalen et al., 1987). Условные обозначения см. рис. 3г.

Грубая оценка температур ликвидуса исследуемых гранитов была проведена с использованием уравнений цирконового геотермометра (Watson, Harrison, 1983; Watson, 1987). Установлено, что среди гранитоидов главной фазы наиболее высокотемпературными являются граниты Кодарского и Ханинского массивов – 845–900 и 870–900°C соответственно. Для гранитоидов Каларского и Кеменского массивов эти цифры несколько ниже – 855 и 835–860°C. Для лейкогранитов второй фазы температуры начальных стадий кристаллизации еще ниже – 725–820°C.

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (ID-TIMS) ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Акцессорный циркон в кварцевом сиените Кодарского массива (проба 4184-1) представлен субидиоморфными и идиоморфными прозрачными и полупрозрачными кристаллами вишневого цвета. Габитус кристаллов изменяется от короткопризматического до игольчатого, размер составляет 50–300 мкм, огранка представлена призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {111} (рис. 6, I–IV). В режиме катодолюминесценции наблюдается тонкая магматическая зональность (рис. 6, V–VIII), а в проходящем свете в отдельных зернах обнаруживаются реликты унаследованных ядер.

Рис. 6.

Микрофотографии кристаллов циркона из гранитов кодарского комплекса, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT-55. Кодарский массив (проба 4184-1): I–IV – в режиме вторичных электронов, V–VIII – в режиме катодолюминесценции. Каларский массив (проба А-1010): IX–XII – в режиме вторичных электронов, XIII–XVI – в режиме катодолюминесценции. Cателлит Каларского массива (проба 15115): XVII–XX – в режиме вторичных электронов, XXI–XXIV – в режиме катодолюминесценции.

U-Pb изотопные исследования были проведены для трех микронавесок (20–40 кристаллов) наиболее прозрачного идиоморфного циркона длиннопризматического облика из размерных фракций 100–150 и >150 мкм (рис. 7, табл. 2). Как видно на рис. 7а, точки изотопного состава изученного циркона аппроксимируются дискордией, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 1867 ± 5 млн лет (СКВО=0.02), возраст нижнего пересечения практически отвечает нулю (57 ± 500 млн лет).

Рис. 7.

Диаграммы с конкордией для цирконов из гранитоидов кодарского комплекса: (а) – Кодарский массив, проба 4184-1; (б) – Каларский массив, проба А-1010; (в) – сателлит Каларского массива, проба 15115. Номера точек на диаграммах соответствуют порядковым номерам в табл. 2.

Из крупнозернистого порфировидного биотитового гранита Каларского массива (проба А-1010) выделены зерна циркона, среди которых преобладают прозрачные и полупрозрачные идиоморфные и субидиоморфные кристаллы розового цвета. Облик кристаллов изменяется от короткопризматического до игольчатого. Основными элементами огранки этих кристаллов являются сочетание граней призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 6, IX–XII), их размер изменяется от 50 до 500 мкм, а коэффициент удлинения составляет 1.0–5.0. Внутреннее строение этого циркона характеризуется наличием тонкой четко проявленной магматической зональности (рис. 6, XIII–XVI). При микроскопическом изучении в некоторых кристаллах обнаруживаются реликты унаследованных ядер.

U-Pb геохронологические исследования проведены как для необработанных, но наиболее идиоморфных и прозрачных кристаллов циркона из размерных фракций 85–100 и 100–150 мкм (№ 4, 5, табл. 2), так и для циркона из фракции 100–150 мкм, подвергнутого предварительной кислотной обработке (Mattinson, 1994), (№ 6, табл. 2). Циркон характеризуется незначительной (3–4%) прямой возрастной дискордантностью, однако при этом обладает близкими значениями U/Pb отношения, вследствие чего величины возрастов, определяемых пересечением дискордии с конкордией, рассчитываются с большими погрешностями (1916 ± 150 и 1098 ± 1100 млн лет соответственно). Значение возраста, рассчитанное по изотопному соотношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, составляет 1859 ± ± 2 млн лет (СКВО = 2.6) (рис. 7б) и может быть использовано в качестве оценки возраста кристаллизации циркона из расплава.

В среднезернистых биотитовых гранитах сателлита Каларского массива (проба 15115) изучен акцессорный циркон, который представлен идиоморфными и субидиоморфными длиннопризматическими и призматическими прозрачными редко полупрозрачными кристаллами желтого и коричневого цвета. Циркон огранен призмами {100} и {110} и дипирамидой {101} (рис. 6, XVIII–XX), а его размер изменяется от 80 до 300 мкм, коэффициент удлинения – от 2.0 до 4.0. Для изученного циркона характерно тонкозональное внутреннее строение (рис. 6, XXI–XXIV), обилие минеральных, расплавных и газово-жидких включений.

Для U-Pb изотопных геохронологических исследований нами были использованы три микронавески наиболее крупных идиоморфных прозрачных необработанных кристаллов из размерной фракции 100–150 мкм. На диаграмме с конкордией (рис. 7в) точки изотопного состава изученного циркона (№ 7–9) образуют линию регрессии, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 1864 ± 8 млн лет (нижнее пересечение – 527 ± ± 440 млн лет, СКВО = 0.18).

Совокупность морфологических особенностей циркона из изученных гранитов кодарского комплекса свидетельствует о его кристаллизации из расплава и отсутствии более поздних существенных посткристаллизационных потерь радиогенного свинца. Таким образом, полученные для этих цирконов оценки возрастов 1867 ± 5, 1859 ± 2 и 1864 ± 8 млн лет отвечают возрасту кристаллизации расплавов, родоначальных для этих гранитов.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Sm-Nd изотопная систематика. Результаты Sm-Nd изотопных исследований рассматриваемых гранитоидов приведены в табл. 3 и на рис. 8. Значение ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношения в них варьирует в пределах 0.0853–0.1158, что в целом близко к среднекоровому значению (0.11 ± 0.02 млн лет; Millisenda et al., 1998). Гранитоиды имеют малорадиогенный изотопный состав Nd и характеризуются вариациями величин ε_Nd(Т) от –11.5 до ‒6.1 и Nd-модельными возрастами T_Nd(DM) от 3.2 до 2.6 млрд лет. В то же время коровые Nd-модельные T_Nd(C) возрасты этих гранитоидов составляют 3.3–2.9 млрд лет. На диаграмме ε_Nd(Т)–Возраст (рис. 8) точки изотопных составов гранитоидов этого комплекса располагаются в верхней части поля эволюции изотопного состава Nd пород архейского основания Чара-Олекминского геоблока (Neymark et al., 1993; Сальникова и др., 1996; Котов, 2003) и выше, между полями архейского основания и вмещающих палеопротерозойских метаосадочных пород Кодаро-Удоканского прогиба (Подковыров и др., 2006; Ковач и др., 2017). Еще выше располагаются точки изотопных составов когенетичных мафических пород Чинейского массива. Первичные значения параметра ε_Nd в этих породах варьируют от –5.2 до –2.5 (Гонгальский и др., 2008, неопубликованные данные А.Н. Тимашкова, ВСЕГЕИ).

Рис. 8.

Диаграмма ε_Nd(T)–Возраст для гранитоидов кодарского комплекса. Условные обозначения см. рис. 3г, ромб – габброиды Чинейского массива чинейского комплекса. 1, 2 – поля эволюции изотопного состава Nd: 1 – метаосадочных пород удоканской серии палеопротерозойского Кодаро-Удоканского прогиба (Подковыров и др., 2006; Ковач и др., 2017), 2 – архейской континентальной коры Олекминской гранит-зеленокаменной области (Чара-Олекминский геоблок) (Сальникова и др., 1996; Котов, 2003; Neymark et al., 1993).

Pb-Pb изотопная систематика. Исследовались полевые шпаты, как минералы гранитоидов с наиболее низким U/Pb соотношением и относительно высоким содержанием свинца, т.е. в первую очередь калиевые полевые шпаты, а также галениты из кварцевых прожилков в гранитах Кодарского массива. Pb изотопные данные для галенитов и остатков от кислотного выщелачивания микроклинов и плагиоклазов представлены в табл. 4 и на рис. 9. В координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb фигуративные точки изотопных составов Pb остатков выщелачивания и выщелоков полевых шпатов и галенитов лежат вдоль линии, угол наклона которой отвечает возрасту 1.9 млрд лет, сходному с возрастом гранитов кодарского комплекса. Такое соответствие указывает на то, что Pb-Pb изотопная система в полевых шпатах из гранитов различных массивов кодарского комплекса оставалась закрытой с момента их кристаллизации. Относительно небольшие вариации изотопных отношений Pb как в полевых шпатах, так и в галенитах, близость значений модельных возрастов и возрастов кристаллизации гранитов кодарского комплекса, а также близкие и относительно низкие значения параметра µ₂ предполагают несущественную добавку радиогенного Pb c момента кристаллизации полевых шпатов и галенита. Таким образом, приведенные изотопные составы свинца в этих минералах с большой долей уверенности можно рассматривать как отвечающие составу обыкновенного Pb в источнике этих гранитов.

Рис. 9.

Диаграмма ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (а) и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (б) для полевых шпатов и галенитов из гранитоидов кодарского комплекса. 1–4 – массивы гранитоидов кодарского комплекса: 1 – Каларский, 2 – Кеменский, 3 – Кодарский, 4 – Ханинский (крупные знаки – калиевый полевой шпат, остатки после выщелачивания; мелкие знаки – калиевый полевой шпат, выщелоки); 5 – галенит из кварцевых жил Кодарского массива; 6, 7 – Олекминская гранит-зеленокаменная область (Neymark et al., 1993): 6 – порода в целом, 7 – плагиоклаз, остаток после выщелачивания. Модельные тренды эволюции изотопного состава Pb (цифры против узлов отвечают возрасту в млрд лет.): КК – в источнике гранитов кодарского комплекса; КТ – в верхней мантии, согласно модели (Kramers, Tolstikhin, 1997); ВК – в верхнекоровом источнике; ВКМ – в верхнекоровом источнике, претерпевшем этап метаморфического преобразования во время М. Линия 3.0 млрд лет – регрессия, аппроксимирующая данные для пород Олекминской гранит-зеленокаменной области.

Из рис. 9 видно, что первичные изотопные отношения в различных массивах комплекса достаточно близки и исключение составляют граниты Ханинского массива. Первичные изотопные отношения Pb в полевых шпатах гранитов этого массива на диаграммах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb смещены в область более высоких значений отношений U/Pb и Th/U. Модельные параметры µ₂ = (²³⁸U/²⁰⁴Pb) и κ₂ = (²³²Th/²³⁸U), вычисленные по модели Стейси–Крамерса (Sta-cey, Kramers, 1975), для всех массивов кроме Ханинского характеризуются величинами 9.37–9.69 и 3.86–4.16 соответственно (табл. 4), что в целом близко к средним значениям этих параметров для континентальной коры (9.73 и 3.78). Гранитоиды Ханинского массива отличаются несколько более высокими значениями этих параметров – 9.79–10.60 и 4.48–5.19. Для них характерны также и более древние значения модельного возраста – 2.12–2.29 млрд лет (табл. 4).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Представленные в статье новые геохронологические данные свидетельствуют о том, что все гранитоиды кодарского комплекса имеют достаточно близкие значения возраста и были сформированы в пределах сравнительно узкого промежутка времени от 1859 ± 2 до 1876 ± 4 млн лет. Возраст гранитов кодарского комплекса полностью соответствует второму по величине пику U-Pb возраста цирконов в гранитоидах и детритовых цирконов в разновозрастных песчаниках (Condie, Aster, 2010), что указывает на его формирование в одно из главнейших орогенических событий планеты. В Сибирском кратоне становление гранитоидов кодарского комплекса полностью укладывается в возрастной интервал формирования Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса (1.84–1.88 млрд лет) (Ларин и др., 2003). Как уже было сказано выше, возраст гранитоидов кодарского комплекса полностью соответствует возрасту расслоенных плутонов чинейского комплекса, что позволяет рассматривать их как единую когенетичную магматическую ассоциацию. Геохимические особенности рассматриваемых гранитоидов свидетельствуют об их принадлежности к гранитам А-типа.

Источники вещества

Одной из важнейших задач, встающих перед исследователями магматических пород, является проблема источников вещества. Рассматриваемая магматическая ассоциация имеет явно выраженный бимодальный характер. При этом большинство исследователей рассматривает генезис гранитов А-типа исключительно в связи с базитовым магматизмом. В этом случае связи кислых и базитовых магм ограничиваются тремя вариантами: (1) базитовые магмы – источник тепла для плавления коровых пород (Collins et al., 1982; Skjerlie, Johnston, 1992; Rämö, Haapala, 1996); (2) кислые магмы нормального и умеренно-щелочного типа образуются в ходе фракционирования толеитовых магм (Великославинский и др., 1978; Weaver et al., 1992; Kleeman, Twist, 1989); (3) комбинированные модели, когда привлекаются мантийный и коровый источники (Barker al., 1975; DePaolo, 1981; Poitrasson et al., 1995; Bonin, 2004, 2007). Рассмотрим возможные изотопные и геохимические ограничения для формирования исходных магм гранитоидов кодарского комплекса.

Родоначальные магмы как умеренно-щелочных, так и щелочных гранитоидов А-типа отличаются высокими температурами и “сухостью” (Anderson, 1983; Frost, Frost, 1997; Litvinovsky et al., 2002 и др.), что накладывает ограничения на выбор петрогенетических моделей. При высоких температурах (>900°С) и средних или низких давлениях (<5 кбар) любой потенциальный магмообразующий субстрат, содержащий водосодержащую фазу (слюды, амфиболы), будет полностью плавиться (Clemens, Vielzeuf, 1987). Таким образом, породы верхней континентальной коры как возможный магмообразующий субстрат для гранитоидов А-типа исключаются. Это соответствует представлениям большинства исследователей о том, что в качестве возможного корового источника для гранитоидов А-типа могут быть только породы нижней континентальной коры (Anderson, 1983; Collins et al., 1982; Creaser et al., 1991; Skjerlie, Johnston, 1992; Haapala, Rämö, 1992).

При использовании Sm-Nd изотопных данных с целью идентификации источников и изучения процессов мантийно-корового взаимодействия при формировании исходных магм гранитоидов крайне важно обращать внимание на интервал времени между формированием континентальной коры данного региона и их внедрением. В рамках Sm-Nd изотопной систематики ювенильная новообразованная кора (особенно нижние ее части) по своим изотопным характеристикам мало отличается от мантии (Liѐgeois et al., 1998), что в первую очередь обусловлено очень большим периодом полураспада ¹⁴⁷Sm. В связи с этим для изучения процессов мантийно-корового взаимодействия при формировании исходных магм гранитоидов наибольший интерес представляют те из них, которые приурочены к областям развития древней континентальной коры, где возраст становления магматических комплексов и возраст проявления корообразующих процессов часто существенно отличаются. Гранитоиды кодарского комплекса полностью соответствуют данному ограничению. Они расположены в пределах Чара-Олекминского геоблока Алданского щита, образование континентальной коры которого завершилось к 3.0 млрд лет (Сальникова и др., 1996; Котов, 2003; Котов и др., 2006).

Изотопные характеристики Nd рассматриваемых гранитоидов (рис. 8, табл. 3) указывают на образование исходных магм в результате смешения вещества по крайней мере из двух источников. Один компонент – это, безусловно, породы архейской континентальной коры, образующей фундамент Чара-Олекминского геоблока. Второй компонент может быть представлен как веществом некоего ювенильного источника, так и метаосадочными породами палеопротерозойского Кодаро-Удоканского прогиба. Источниками последних послужили породы архейской континентальной и ювенильной палеопротерозойской коры (Подковыров и др., 2006; Ковач и др., 2017). Однако нижняя граница распространения отложений Кодаро-Удоканского прогиба не опускается ниже 11 км (Федоровский, 1985), что исключает возможность привлечения этих пород в качестве потенциального источника гранитоидов кодарского комплекса, так как, согласно расчетным данным, для гранитов А-типа глубина зарождения магматического очага оценивается как минимум в 20 км (Bonin, 2007). Как нам представляется, наиболее вероятным претендентом на роль второго компонента смешения является вещество мантийного происхождения (Ларин и др., 1999, 2012). В пользу этого предположения свидетельствует и ассоциация гранитоидов кодарского комплекса с идентичными по возрасту расслоенными мафитовыми интрузиями чинейского комплекса, а также достаточно широко развитые явления гибридизма кислой и базитовой магм. Значения ε_Nd(Т) в основных породах Чинейского массива варьируют в пределах от –5.2 до –2.5 (Гонгальский и др., 2008; неопубликованные данные А.Н. Тимашкова, ВСЕГЕИ). На возможную примесь мантийного компонента типа OIB в источнике гранитоидов кодарского комплекса указывают также и геохимические данные. Канонические соотношения несовместимых элементов свидетельствуют в пользу мантийно-корового взаимодействия при формировании исходных магм этих гранитоидов. Например, на диаграммах Ce/Pb–Zr/Nb и Nb/U–Zr/Nb точки их составов лежат вблизи области средних составов континентальной коры (Taylor, McLennan, 1985; Rudnic, Gao, 2004), в то время как пониженные значения Yb/Ta и Y/Nb отношений (0.8–3.2 и 0.8–2.8) указывают на примесь компонента типа OIB, а низкие величины Zr/Nb (3.5–19.3) практически исключают участие источника типа IAB. На диаграмме Y–Nb–Zr/4 (рис. 10а) точки составов рассматриваемых гранитов распределены между полями гранитов А₁ и А₂, которые представляют собой соответственно дифференциаты магм, отделенных от источников типа OIB и от континентальной или андерплейтовой коры (Eby, 1992). В координатах Y/Nb–Yb/Ta (рис. 10б) они образуют тренд от поля OIB в сторону к полю IAB, интерпретируемый как тренд смешения мантийного источника типа OIB и континентальной коры (Eby, 1992).

Рис. 10.

Дискриминационные диаграммы Y–Nb–Zr/4 (а) и Y/Nb–Yb/Ta (б) и для гранитов A-типа, по (Eby, 1992). Условные обозначения см. рис. 3г. A₁ – A-граниты, представляющие собой дифференциаты магм, отделенных от источников, близких к таковым для OIB; A₂ – A-граниты, представляющие собой магмы, отделенные от континентальной коры, или андерплейтовой коры, которая прошла через цикл континентальной коллизии или островодужного магматизма; СС – континентальная кора (среднее значение).

Для оценки роли и типа возможных коровых источников, определявших изотопные характеристики Pb в гранитах кодарского комплекса, на диаграммы в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb (рис. 9) вынесены изотопные характеристики как исследуемых гранитоидов, так и пространственно ассоциирующих с ними архейских пород Чара-Олекминского геоблока (Олекминской гранит-зеленокаменной области) (Neymark et al., 1993). Изотопные характеристики Pb архейских пород в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb образуют линейную регрессию, угол наклона которой отвечает возрасту этих пород 3.0 млрд лет (Neymark et al., 1993). Эта регрессия хорошо аппроксимируется кривой эволюции изотопного состава Pb, отвечающей значению µ = = 9.5 и времени отделения от деплетированной мантии – не моложе 3.6 млрд лет по модели Крамерса–Толстихина (Kramers, Tolstikhin, 1997).

Этой же кривой эволюции Pb отвечает положение фигуративных точек изотопного состава Pb в полевых шпатах из гранитов кодарского комплекса. При этом положение фигуративных точек этих гранитов находится вблизи точки, соответствующей возрасту 1.9 млрд лет, который совпадает с возрастом этих гранитов. Для полученного значения µ = 9.5 и возраста отделения от мантии (≥3.6 млрд лет) линия эволюции изотопного состава Pb на диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb (рис. 9б) должна отвечать параметру κ = 4.0 и проходить выше модельной линии эволюции изотопного состава Pb в деплетированной мантии, согласно модели Крамерса–Толстихина (Kramers, Tolstikhin, 1997).

Таким образом, изотопные характеристики Pb в гранитных массивах кодарского комплекса указывают на то, что эти граниты образовались, главным образом, за счет плавления вещества архейской коры, по своим изотопным параметрам близкой к коре Олекминской гранит-зеленокаменной области. Этому не противоречат и Nd изотопные данные, указывающие на древний коровый источник как доминирующий для рассматриваемых гранитов. При этом мантийный источник раннеархейской коры, представленной породами Олекминской гранит-зеленокаменной области, принимавшей участие в формировании гранитов кодарского комплекса, характеризовался U/Pb и Th/U соотношениями, отличными от таковых в деплетированной мантии, отвечающей общепринятой модели Крамерса–Толстихина (Kramers, Tolstikhin, 1997), и имел допалеоархейскую историю (≥3.6 млрд лет). Таким источником, согласно имеющейся точке зрения (Shirey et al., 2008; O’Neil, Carlson, 2017), могла быть переработанная гадейская мафическая кора c близким к мантийному соотношением Sm/Nd.

Некоторое исключение в рассматриваемой совокупности составляют граниты Ханинского массива. Изотопные характеристики Nd в этих гранитах указывают на участие в их формировании несколько более древнего источника (T_Nd(С) = = 3.0–3.3 млрд лет) относительно остальных массивов комплекса (T_Nd(С) = 2.9–3.1 млрд лет). Либо этот источник имел более низкое значение отношения Sm/Nd на момент формирования 2.9–3.1 млрд лет. В целом же для гранитов комплекса фиксируется некоторая изотопная зональность в направлении с запада на восток. Она выражается в последовательном снижении ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb отношений и уменьшении значений параметра ε_Nd(T) от –6.3…–7.5 до –7.5…–11.5 от Кодарского массива к Ханинскому (рис. 11). При этом в Ханинском массиве эти изменения выражены наиболее контрастно. Изотопные характеристики Pb в гранитах Ханинского массива указывают на то, что в формировании этих гранитов принимал участие источник с более высокими значениями отношений U/Pb и Th/U. Таким параметрам могла отвечать древняя, раннеархейская кора, в результате дифференциации которой на раннем этапе ее существования сформировался коровый компонент с повышенным U/Pb соотношением. Повышенное значение отношения Th/U в этом компоненте может быть результатом последующего метаморфического преобразования, приведшего к частичной потере U (рис. 9а, 9б).

Рис. 11.

Диаграмма ε_Nd(T)–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb для различных массивов гранитоидов кодарского комплекса. 1 – ε_Nd(T), 2 – ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. Массивы: Кд – Кодарский, Км – Кеменский, Кл – Каларский, Хн – Ханинский.

Таким образом, на основании анализа приведенных геохимических и изотопных (Nd и Pb) данных, можно полагать, что формирование исходных магм гранитоидов кодарского комплекса происходило в результате мантийно-корового взаимодействия, при смешении первичных базитовых мантийных магм или их производных и вторичных анатектических расплавов, возникших в результате парциального плавления вещества архейской нижней континентальной коры региона при термальном воздействии базитовых магм. Коровый компонент в составе источника явно преобладает и имеет гетерогенную природу, которая отражается в изотопной зональности в породах различных массивов кодарского комплекса. Мантийное вещество представлено обогащенной мантией с пониженным, относительно деплетированной мантии, соотношением Sm/Nd и повышенным U/Pb. При этом это должен быть долгоживущий мантийный источник с раннеархейским возрастом. Возможность участия мантийного компонента типа OIB определяется исключительно геохимическими данными.

Геодинамическая обстановка формирования гранитоидов кодарского комплекса

Тектоническое положение гранитоидов кодарского комплекса контролируется Становым структурным швом. Массивы этих гранитов тяготеют к южной краевой части Чара-Олекминского террейна и располагаются почти исключительно в пределах Кодаро-Удоканского прогиба. Как зеркальное их отражение с противоположной стороны Станового структурного шва, в Иликанском блоке Джугджуро-Станового супертеррейна локализованы гранитоиды А-типа балыктахского комплекса. Они имеют такой же возраст (1866 ± ± 3 млн лет), как и кодарские граниты, и геохимически также очень близки к ним (Ларин и др., 2012). Становление массивов гранитоидов кодарского и балыктахского комплексов, скорее всего, отвечает заключительным этапам проявления коллизионных процессов, обусловленных столкновением Алданской и Джугджуро-Становой континентальных плит с раннедокембрийскими континентальными блоками Байкальской складчатой области. Массивы этих гранитоидов относятся к восточному окончанию Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса, протягивающегося по юго-западному обрамлению Сибирской платформы от Алданского щита до Ангаро-Канского блока Енисейского кряжа более чем на 2500 км. Формирование этого пояса происходило в течение короткого возрастного интервала (1.88–1.84 млрд лет) на завершающей стадии эволюции палеопротерозойского орогена, в процессе коллапса сформированных орогенических сооружений. Необходимо отметить, что магматизм этого этапа и этого пояса был для раннего протерозоя Сибирского кратона наиболее масштабным (Донская, 2019). При этом проявления инициального субдукционного магматизма имели место в интервале 2.06–2.02 млрд лет (Неймарк и др., 1998; Котов, 2003; Великославинский и др., 2006; Донская и др., 2013), а завершение коллизионных процессов происходило в южной части кратона в интервале 1.95–1.90 млрд лет (Котов и др., 1999; Котов, 2003; Ларин и др., 2006; Глебовицкий и др., 2008).

Геохимические характеристики гранитоидов кодарского комплекса наиболее близки к гранитам посколлизионного типа. На тектономагматической диаграмме Rb–(Y + Nb) Дж. Пирса (Pearce et al., 1984) они тяготеют к полю постколлизионных гранитов (рис. 12). На дискриминационной диаграмме для гранитоидов А-типа (рис. 13) они отвечают постколлизионным гранитам и отличаются от внутриплитных гранитов. Кристаллизация магмы для этих гранитов происходила в условиях несколько более высокой степени ее окисленности (рис. 3г) по сравнению с типичными внутриплитными “восстановленными” гранитами ильменитовой серии, такими, например, как граниты анортозит-рапакивигранитных ассоциаций (Frost, Frost, 1997). Окислительные условия кристаллизации выше FMQ буфера более характерны именно для постколлизионных гранитов А-типа (Ларин, 2011; Dall’Agnol, Oliveira, 2007).

Рис. 12.

Дискриминационная диаграмма Rb–(Y + + Nb) для гранитоидов кодарского комплекса, по (Pearce et al., 1984). Условные обозначения см. рис. 3г, ромб – сателлит Каларского массива.

Рис. 13.

Дискриминантная диаграмма SiO₂–F (а) и распределение значений F для гранитоидов кодарского комплекса (б). 1, 2 – гранитоиды A-типа: 1 – внутриплитные, 2 – постколлизионные; 3 – гранитоиды кодарского комплекса. WP – внутриплитные гранитоиды, PColl – постколлизионные гранитоиды. F = 0.0055Y + 0.52FeO* + 0.009Nb + 0.019Na₂O + 0.31SiO₂ + 1.3TiO₂ + 0.36K₂O + 0.28Al₂O₃ + 0.29CaO – 0.0014Rb + + 0.046Yb – 0.24MgO – 0.0013Ce + 0.095Eu – 0.0002Zr + 0.029Sm – 0.0084Nd + 0.0033La – 30.9, FeO* = 0.9Fe₂O₃ + FeO, петрогенные элементы в мас. %, редкие элементы – мкг/г. Заштрихованная область неопределенности ограничена 95% распределения фигуративных точек внутриплитных и постколлизионных гранитоидов. Источники данных – многочисленные публикации, в меньшей степени база данных GEOROC.

Постколлизионный магматизм Кодаро-Удоканского района происходил в дискретном режиме. В частности, здесь в краевой части Чара-Олекминского блока Алданского щита в зоне сочленения с Нечерским поднятием Байкальской складчатой области развиты граниты березовского комплекса (1894 ± 4 млн лет; неопубликованные данные авторов), фиксирующие магматический импульс, предшествующий гранитам кодарского комплекса всего на 20–30 млн лет. Эти граниты по своим текстурно-структурным, петрографическим и геохимическим характеристикам близки гранитам кодарского комплекса, отличаясь лишь несколько более низкими содержаниями большинства некогерентных элементов. Кроме того, следует отметить, что и в кодарском комплексе намечается слабовыраженная диахронность: Кеменский и Ханинский массивы формировались в интервале 1873–1876 млн лет, а Кодарский и Каларский (и его сателлит) массивы – 1859–1867 млн лет.

Многочисленные геохронологические данные (Донская и др., 2003, 2005, 2008, 2019; Ларин и др., 2000, 2003, 2006; Левицкий и др., 2002; Ножкин и др., 2003; Неймарк и др., 1991; Туркина и др., 2006; Poller et al., 2005 и др.), полученные для магматических комплексов Южно-Сибирского пояса, свидетельствуют о том, что причленение континентальных блоков и террейнов к Сибирскому кратону осуществлялось последовательно – с востока (1.88–1.87 млрд лет) на запад (1.84 млрд лет), что дает возможность в первом приближении оценить продолжительность закрытия палеопротерозойского океана и вхождения Сибирского кратона в суперконтинент Нуна. При этом следует отметить, что такая тенденция однонаправленного изменения возраста постколлизионных магматических и метаморфических образований типична для транспрессионных орогенов. Палеомагнитные данные также подтверждают представления о формировании гранитов кодарского комплекса в постколлизионную (посторогенною) стадию тектонического развития региона в условиях литосферного растяжения. Они говорят о становлении жесткой структуры этой части кратона по крайней мере с 1.87 млрд лет (Водовозов, Зверев, 2015).

Южно-Сибирский постколлизионный магматический пояс в глобальном плане представляет собой крупнейшую сшивающую тектоническую структуру, фиксирующую становление единого Сибирского кратона (Ларин и др., 2003; Ларин, 2011; Gladkochub et al., 2006), а также вхождения его в палеопротерозойский суперконтинент Нуна (Колумбия) (Ларин, 2011; Донская, 2019).

Присутствие мантийного компонента типа OIB в источниках гранитоидов кодарского комплекса, в целом не типичного для постколлизионного магматизма, по-видимому, можно объяснить их положением в пределах Кодаро-Удоканского эпикратонного прогиба, представляющего собой южное окончание палеопротерозойского авлакогена, который протягивается в субмеридиональном направлении от Станового структурного шва, палеопротерозойской сутурной зоны (Гусев, Хаин, 1995), вглубь Сибирского кратона. По сути дела, этот прогиб отвечает точке тройного сочленения авлакогена и двух лучей закрывшегося к 1.9 млрд лет океанического бассейна. Эта точка контролирует проявление весьма специфического палеопротерозойского внутриплитного магматизма: пикритов, резко обогащенных HFS-элементами (~2.2 млрд лет; Пухтель, Журавлев, 1992), щелочных гранитов катугинского комплекса (2.07 млрд лет), расслоенных интрузий чинейского комплекса (1.87 млрд лет; Попов и др., 2009), гранитоидов кодарского комплекса (1.88–1.86 млрд лет) и даек лампроитов (~1.87 млрд лет; Богатиков и др., 1991). Специфика этой зоны тройного сочленения подчеркивается формированием в том же возрастном интервале (2.2–1.9 млрд лет) широкого круга рудных месторождений (Cu, Fe, Ti, V, PGE, Ta, Nb, Sn-W, REE, Au, U), среди которых известны такие гиганты, как платиноносные Fe-Ti-V месторождения Этырко и Магнитное и сульфидное Сu-Ni-Pd Чинейское месторождение в основных породах чинейского комплекса, редкометальное месторождение Катугин в щелочных гранитах, месторождения медистых песчаников Удоканского рудного района Кодаро-Удоканского прогиба. Скорее всего, это связано с активностью мантийного суперплюма в интервале 2.2–2.1 млрд лет, которая привела к внутриконтинентальному рифтингу и открытию океанского бассейна. Поэтому можно предполагать, что геохимические “следы” источника OIB-типа в гранитоидах кодарского комплекса являются унаследованными от деятельности предшествующего мантийного суперплюма.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Граниты кодарского комплекса имеют минералого-петрографические и геохимические характеристики существенно калиевых постколлизионных гранитов A-типа и могут быть классифицированы как граниты рапакиви. Они образуют с мафит-ультрамафитовыми породами чинейского комплекса единую чиней-кодарскую магматическую ассоциацию, сформированную в возрастном интервале 1876 ± 4–1859 ± 2 млн лет.

2. Массивы гранитов кодарского комплекса входят в состав гигантского Южно-Сибирского магматического пояса протяженностью более 2500 км, формирование которого происходило на завершающей стадии эволюции палеопротерозойского орогена (1.88–1.84 млрд лет) в процессе коллапса сформированных орогенических сооружений. В глобальном плане этот пояс представляет собой крупнейшую сшивающую тектоническую структуру, фиксирующую становление Сибирского кратона и вхождение его в палеопротерозойский суперконтинент Нуна.

3. Формирование исходных магм гранитоидов кодарского комплекса происходило в результате мантийно-корового взаимодействия при смешении первичных базитовых мантийных магм или их производных и вторичных анатектических расплавов, возникших в результате парциального плавления вещества архейской нижней континентальной коры региона при термальном воздействии базитовых магм. Коровый компонент в составе источника явно преобладает и имеет гетерогенную природу. В составе мантийного компонента смешения доминирует вещество древней обогащенной мантии, не исключается также присутствие вещества типа OIB.

Благодарности. Авторы выражают глубокую признательность рецензентам В.В. Ярмолюку и А.А. Цыганкову за ценные советы и конструктивные замечания, способствовавшие улучшению текста статьи, а также искреннюю благодарность Л.Б. Макарьеву и А.Н. Тимашкову (ВСЕГЕИ) за бескорыстную помощь в обеспечении геологическими материалами и плодотворные обсуждения проблем гранитоидного магматизма Алданского щита.

Источники финансирования. Исследования выполнены при поддержке РФФИ (проекты: №№ 17-05-00659, 18-05-00403, 19-05-00647, 20-05-00401), РНФ (проект № 19-17-00205), темы НИР ИГГД РАН 0153-2019-0002 и 0153-2019-0001 и при поддержке гранта Правительства Российской Федерации № 075-15-2019-1883.