Петрология, 2023, T. 31, № 1, стр. 49-80

ВВЕДЕНИЕ

Реконструкция геологической истории Енисейского кряжа, представляющего собой коллизионно-аккреционный ороген на западной окраине Сибирского кратона, важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов континентальных окраин, но и для верификации данных палеомагнитного моделирования о конфигурации Родинии. Этот суперконтинент возник на рубеже мезо-неопротерозоя в результате гренвильского орогенеза (например, Ярмолюк и др., 2005а, 2005б). Гренвильский пояс в Лаврентии, являющейся ядром Родинии, служит опорным для любых палеореконструкций периода формирования этого суперконтинента. Гренвильская складчатость фиксировала закрытие позднемезопротерозойского океана: ее заключительные деформации, связанные с процессами континентальной коллизии мезопротерозойских блоков, имели возраст 1.2–0.9 млрд лет (Богданова и др., 2009; Ernst et al., 2008). Образованный в ходе этих событий гренвильский пояс протягивался по периферии большинства палеоконтинентов от Западной Австралии до Сибири на расстояние более 10000 км (Dalziel, 1997; Torsvik, 2003; Лиханов и др., 2014). Ключевым для палеоконтинентальных реконструкций неопротерозойского этапа эволюции Родинии также является вальгальский ороген (Cawood et al., 2004, 2010), расположенный вдоль ее арктической окраины и включающий северные территории Лаврентии, Балтики, Гренландии и Свальбарда. По времени эти деформационно-метаморфические события (интенсивная складчатость, тектоническое утолщение коры, связанный с надвигами коллизионный метаморфизм, магматизм) охватывают диапазон гренвильского и постгренвильского циклов, включающих эпохи Ренланд (980–910 млн лет) и Нордатьян (880–720 млн лет) соответственно. Его формирование происходило в результате тектонических событий, связанных с утолщением земной коры в результате наложенных эффектов коллизионно-аккреционных процессов по периферии Родинии на структуры пограничных кратонов.

Однако существуют представления, что интервал геологической эволюции Земли между 1.8 и 0.75 млрд лет назад, известный в литературе как скучный миллиард (boring billion) (Buick et al., 1995), характеризуется низкой эндогенной активностью наряду со снижением изотопных отношений Rb-Sr в карбонатных осадках и калиевости гранитов и песчаников, что, вероятно, было связано с перестройкой конвективных течений и плюмов в мантии и что контрастирует с драматическими изменениями в предыдущие и последующие эпохи (Santosh et al., 2009). Так, синтез полученных геохронологических данных позволил установить наличие в докембрийской истории развития южной части Сибирского кратона глобального по своей продолжительности перерыва (1.8–0.75 млрд лет) в проявлении эндогенной активности и процессов осадконакопления (Gladkochub et al., 2010). Выявленный феномен в совокупности с выполненными межкратонными корреляциями позволил авторам обосновать возможность существования на Земле долгоживущего (транспротерозойского) суперконтинента, объединявшего в своей структуре целый ряд древних кратонов: Сибирь, Лаврентию, Балтику и др. Причина этого явления до настоящего времени остается предметом дискуссий.

Некоторые геодинамические модели развития Енисейского кряжа базируются на предположениях о минимуме магматической активности в регионе в возрастном диапазоне более 1 млpд лет – со времени внедрения таракских гранитоидов (1900–1750 млн лет), прорывающих палеопротерозойские гранулиты и амфиболиты Ангаро-Канского террейна, до среднего неопpотеpозоя (~750 млн лет) (например, Верниковский и др., 2009). На основании этого в ряде работ был сделан вывод об отсутствии на Енисейском кряже мезопротерозойских, в том числе гренвильских коллизионных событий, что приводит к противоречивой трактовке целого ряда ключевых вопросов геологии региона.

Мы считаем, что проблемы оценки геохронологических рубежей в истории суперконтинента Родиния во многом еще далеки от окончательного решения. Это связано с дефицитом геохимических данных и возрастных датировок, включающих периоды его становления и распада, что существенно ограничивает возможности временных корреляций глобальных геологических процессов в истории Земли. Наименее изученной в этом отношении является северо-западная часть Енисейского кряжа, сложенная древнейшими в Заангарье породами гаревского метаморфического комплекса (ГМК). Эти интенсивно метаморфизованные толщи составляют инфраструктуру (наиболее глубинные уровни) коллизионной системы, и расшифровка их эволюции является ключевой проблемой для понимания процессов коллизионного тектогенеза в целом. Из-за отсутствия согласованных петрологических, геохимических и геохронологических данных между магматическими и метаморфическими событиями вопрос о возрасте и тектонической позиции этого кристаллического комплекса является предметом дискуссий. Попытка восполнения этого пробела предпринята в настоящей статье, в которой обсуждаются особенности происхождения пород ГМК и геохронологические свидетельства ранненеопротерозойских событий в эволюции докембрийских комплексов Енисейского кряжа. Такие исследования важны не только для понимания процессов, сформировавших тектонический облик региона, но и для выяснения тектонической эволюции подвижных поясов в обрамлении древних кратонов и решения широко дискутируемого вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав древнего суперконтинента Родиния (например, Li et al., 2008).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА

Енисейский кряж представляет собой древний ороген коллизионно-аккреционного типа, расположенный на западной окраине Сибирского кратона. Он вытянут в субмеридианальном направлении вдоль р. Енисей почти на 700 км при ширине от 50 до 200 км (рис. 1б). Геофизические данные свидетельствуют о вертикальном утолщении коры и транспрессионной обстановке; ширина складчатой области Енисейского кряжа на глубине более 10 км вдвое уменьшается, что придает ему грибовидную форму (Старосельцев и др., 2003; Лиханов и др., 2006а). Глубина залегания поверхности Мохоровича под Енисейским кряжем по сравнению с соседними регионами увеличена от 40 до 50 км (Сальников, 2009). Таким образом, этот ороген обладает структурой с утолщенной корой, сохранившейся в течение длительного геологического времени (Хераскова и др., 2009). Коллизионная модель формирования структуры земной коры в регионе подтверждается данными сейсмического профилирования и обосновывается “скучиванием” пород неопротерозойских формаций (Козлов и др., 2020).

Рис. 1.

Местоположение района исследований на схематической тектонической карте Енисейского кряжа. Тектонические блоки: I – Восточный (приплатформенный) и II – Центральный Заангарского сегмента; III – Южно-Енисейский (Ангаро-Канский) сегмент, IV – Исаковский и V – Предивинский островодужные террейны. (a) – положение Енисейского кряжа в структуре Сибирского кратона; (б) – конфигурация ядра Родинии и расположение подвижных поясов гренвильской складчатости показаны голубым цветом по (Rino et al., 2008) c модификацией (Ernst et al., 2008) в период ее стабилизации. Положение Сибирского кратона по (Метелкин и др., 2012). Символы для малых кратонов: С – Свальбард, Кал – Калахари, СФ-Кон – Сан-Франциско-Конго, Рио – Рио де ла Плато, З. Афр – Западная Африка, Р – Рокол.

В строении Енисейского кряжа выделяются два крупных сегмента – Северо-Енисейский и Южно-Енисейский, разделенные субширотным Нижнеангарским региональным разломом (Ножкин и др., 2016а, 2016б). К югу от этого разлома выделяются два структурных элемента – палеопротерозойский кратонный Ангаро-Канский блок и неопротерозойский островодужный Предивинский террейн (Попов и др., 2020; Лиханов и др., 2016) (рис. 1). К северу от Нижнеангарского разлома Енисейский кряж сложен палеопротерозойскими и мезо-неопротерозойскими породами, составляющими Восточный и Центральный кратонные блоки и Исаковский (западный) островодужный террейн. Все тектонические блоки и пластины разделены крупными региональными разломами – системами дизъюнктивов преимущественно северо-западного простирания с субвертикальным падением (Лиханов и др., 2013a). Отличительной особенностью приразломных структур является развитие специфического комплекса тектонитов – бластомилонитов и катаклазитов, прослеживающихся через весь кряж в виде ряда мощных зон субмеридианального простирания (Лиханов и др., 2013б). Региональные разломы (Приенисейский, Татарско-Ишимбинский и др.) часто сопровождаются оперяющими структурами более высокого порядка, вблизи которых происходит коллизия мелких блоков с образованием надвигов (Егоров, 2004). Последнее вызывает неоднородный по давлению региональный метаморфизм, выраженный сочетанием двух фациальных серий низких и умеренных давлений (Лиханов и др., 2006а, 2008б; Likhanov et al., 2004, 2015).

Условия и время заложения региональных глубинных разломов в регионе остаются неясными. Однако интерпретация геохронологических данных разновозрастных популяций монацитов в тектонитах, испытавших перекристаллизацию в ходе последовательных деформационных процессов, указывает на неоднократную активизацию Приенисейской региональной сдвиговой зоны в регионе в диапазоне времени 1.54–0.6 млрд лет (Лиханов и др., 2015). Это также обосновано тектоническим совмещением разновозрастных блоков высоко- и слабометаморфизованных кристаллических пород, характером взаимоотношений разломов с разновозрастными магматическими комплексами и наблюдениями синтектонической зональности дислокационных процессов.

Детальный обзор геохронологии, тектонической позиции и геодинамической природы комплексов, участвующих в строении региона, приведены в работах (Лиханов и др., 2014, 2018, 2021). Там же представлена хронологическая последовательность крупных этапов и событий в геологической истории Енисейского кряжа, сформировавших его тектонический облик.

ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЯ

В качестве объектов исследования выбраны участки гаревского метаморфического комплекса (ГМК) Северо-Енисейского кряжа (рис. 2). Они приурочены к линейным зонам смятия вдоль Приенисейской системы разломов. Эти зоны представляет собой систему сближенных субпараллельных разломов сдвиговой, взбросовой и надвиговой кинематики, концентрирующих деформации сдвига, а также их комбинаций с проявлениями приразломного катаклаза, меланжирования и динамометаморфизма породных массивов (Likhanov, 2019). Их протяженность определяется сотнями километров при ширине зоны стресс-метаморфизма от сотен метров до первых десятков километров. Как правило, эти линеаментные зоны играют роль швов, разделяющих тектонические блоки региона и являющихся областями их активного взаимодействия.

Рис. 2.

Схема геологического строения правобережья р. Енисей в пределах гаревского метаморфического комплекса Енисейского кряжа, составленная с использованием (Качевский и др., 1998) c дополнениями авторов. Показано расположение отбора продатированных образцов.

В разрезе складчатых структур Центрального блока наиболее древним является гаревский метаморфический комплекс, в составе которого выделены немтихинская и малогаревская метаморфические толщи (Качевский, Зуев, 2005). Гаревский комплекс в западной части Центрального блока надстраивается тейским комплексом, в результате чего малогаревская толща перекрывается палеопротерозойскими отложениями свиты хребта Карпинского тейской серии. В тектоническом отношении район развития тейского комплекса располагается главным образом в пределах осевой части Центрального блока, складчатая структура которого осложнена серией дизъюнктивов северо-западного простирания, которые относятся к Татарскому глубинному разлому, а также рядом второстепенных надвигов преимущественно субмеридианального направления. Гаревский комплекс располагается в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны, разделяющей Центральный кратонный блок и Исаковский островодужный террейн (Likhanov et al., 2018).

Согласно легенды Енисейской серии и Геологической карты М 1 : 1 000 000 (Качевский, Зуев, 2005), биотитовые плагиогнейсы (серые гнейсы?), характерные для немтихинской толщи, широко распространены в Центральном блоке Енисейского кряжа. Плагиогнейсы, обнаруженные в бассейнах рек Чиримбы, Еруды и Панимбы, широко варьируют по составу и соответствуют кварцевым диоритам, гранодиоритам, тоналитам, трондьемитам и низкощелочным гранитам. Они характеризуются низкой щелочностью натриевого, калиево-натриевого типа и высокой глиноземистостью (более 16 мас. %) (Стороженко и др., 1999). В строении этого комплекса также принимают участие биотитовые плагиогнейсы анорогенной природы с возрастом – 1360–1380 млн лет, обнаженные в бассейне р. Чапа и ее правого притока р. Колоромо. Эти оценки связывают с завершающим этапом мезопротерозойского рифтогенеза вдоль западной окраины Сибирского кратона (Попов и др., 2010; Likhanov, Santosh, 2019). Выше по разрезу эти породы сменяются порфиробластическими плагиогнейсами и гранат-двуслюдяными кристаллическими сланцами с широким развитием лейкогранитов, пегматитов, рапакивиподобных гранитов, продуктов ультраметаморфизма (мигматитов) и подчиненным количеством амфиболитов и метатерригенно-карбонатных пород (гранат-кианитовых гнейсов, кварцитов, кальцифиров, мраморов) малогаревской толщи. В приразломных зонах деформаций по биотитовым плагиогнейсам немтихинской толщи, порфиробластическим плагиогнейсам и кристаллическим сланцам малогаревской толщи развиты комплексы бластомилонитов.

В развитии ГМК ранее были выделены три основных этапа (Likhanov, 2019). Полицикличность проявлений метаморфизма разных типов, различающихся термодинамическими режимами и величинами метаморфических градиентов, подтверждается in situ U-Pb (SHRIMP-II) и ⁴⁰Ar-³⁹Ar датировками. На первом этапе сформировались высокоградиентные зональные комплексы низких давлений And-Sil¹¹ типа с гренвильским возрастом ~1050–950 млн лет при обычном для орогенеза метаморфическом градиенте dT/dH = 25–35°С/км (Лиханов и др., 2009; Лиханов, Ревердатто, 2014a). На втором этапе эти породы подверглись неопротерозойскому (798–802 млн лет) (Лиханов, 2020а) коллизионному метаморфизму умеренных давлений Ky-Sil типа с локальным повышением давления вблизи надвигов, в результате чего происходило прогрессивное замещение And → Ky ± Sil и образование новых минеральных ассоциаций и деформационных структур. Формирование метаморфических комплексов Ky-Sil типа происходило в результате движений мелких блоков восточного направления в зоне оперяющих разломов более высокого порядка (гаревский, енисейский и тисский участки) в результате коллизионно-аккреционных событий вальгальской складчатости. Заключительный этап сопровождался синэксгумационным динамометаморфизмом (785–776 млн лет) с dT/dH ≤ 15°С/км (Лиханов и др., 2021). Декомпрессионное остывание пород гаревского комплекса с низким метаморфическим градиентом с движением “против часовой стрелки” связывается с быстрой тектонической эксгумацией при растяжении и утонении коры, обеспечивающей резкий сброс давления не успевающей остыть среды (Лиханов, 2020б). Это доказывается тем, что заключительные стадии развития коллизионного орогена в регионе маркируются дайковыми роями бимодального пояса, представленного ассоциирующими анорогенными гранитоидами и внутриплитными базитами рифтогенной природы с возрастами внедрения 797–792 млн лет, и связанными с неопротерозойскими процессами растяжения коры вдоль западной окраины Сибирского кратона и началом распада суперконтинента Родиния (Лиханов, Ревердатто, 2015; Лиханов и др., 2013б).

В пределах западной части ГМК были изучены участки в верхнем течении р. Гаревки, нижнем течении р. Тис и в береговых обнажениях р. Енисей ниже устья р. Гаревки и р. Вятки, а также острова “Островок” (рис. 2). В районе исследования наибольшим распространением пользуются порфиробластические плагиогнейсы малогаревской толщи – интенсивно бластомилонитизированные породы с отчетливо выраженной крупнозернистой порфиробластовой структурой и линзовидно-пятнистой текстурой за счет ориентированных в плоскости рассланцевания кристаллов ортоклаза (рис. 3a, 3б). В них четко фиксируются следы пластических деформаций; матрикс представлен раздробленным и перекристаллизованным Pl-Qz-Bt-Ms агрегатом с незначительными содержаниями Grt, Ilm и акцессорных минералов: апатита, турмалина, циркона и ортита. В толще этих плагиогнейсов встречаются участки с сохранившимися реликтовыми текстурами мигматитов, имевших постепенные переходы с вмещающими породами и нечеткие (расплывчатые) контакты с образованием зон гибридных пород (рис. 3в). Мигматиты характеризуются обилием жильного лейкократового материала, а также рассеянными глобулями (типа небулитов) среди более меланократового субстрата. Гранат-двуслюдяные кристаллические сланцы малогаревской толщи с зональными зернами граната, деформированными в плоскости кристаллизационной сланцеватости, проявлены локально. Для них характерна субвертикальная и вертикальная сланцеватость и метаморфическая полосчатость, обусловленные Bt-Ms скоплениями. Биотит-амфиболовые гранитогнейсы гаревского комплекса образуют складчатые тела неправильной формы среди порфиробластических плагиогнейсов малогаревской толщи. В районе исследования они представлены крупнозернистыми гнейсовидными гранитоидами преимущественно Qz-Pl-Bt-Ms состава с порфиробластами незонального граната.

Рис. 3.

Типичные породы малогаревской толщи гаревского комплекса: (a) порфиробластические гранито-гнейсы малогаревской толщи; (б) деформированные бластомилонитовые гранито-гнейсы; (в) мигматиты анатектической дифференциации; (г) метаморфизованные рапакивиподобные граниты c (д–e) порфировыми овоидными сегрегациями ортоклаза, окруженными тонкой каймой из зерен плагиоклаза (маргинационная структура).

В составе немтихинской толщи преобладают биотитовые плагиогнейсы (около 80 об. %); гораздо менее развиты двуслюдяные гранатовые гнейсы и кристаллические сланцы с гранатом в подчиненном количестве. Детально исследованы биотитовые плагиогнейсы ниже устья р. Гаревки (обр. 12) и в 300–400 м ниже устья р. Вятки (обр. 14) в правобережье р. Енисей. Первые представлены массивными биотитовыми плагиогнейсами (рис. 4a), вторые более рассланцеванными разностями (рис. 4б), отобранными из зоны фронтальных бластомилонитов Приенисейской региональной сдвиговой зоны (ПРСЗ).

Рис. 4.

Обнажения пластов массивных биотитовых плагиогнейсов немтихинской толщи: линзообразная форма с межпластовым развитием поздних микроклиновых пегматитов и крупно-очковых микроклиновых гнейсов (а) и среднезернистых микроклиновых гнейсов со следами пластических деформаций (б). Правый берег р. Енисей в 1.2–1.5 км ниже устья р. Гаревки. Фото П.С. Козлова.

Биотитовые плагиогнейсы в западной части ГМК, метаморфизованные в условиях And-Sil типа, слагают пластовые тела (мощностью от 20 см до 3–5 м) с субгоризонтальным и слабонаклонным залеганием с ярко проявленной поздней синколлизионной микроклинизацией, сопровождаемой зонами мелко- и крупноочковых гнейсов по плагиогнейсам, и кварц-микроклиновыми пегматитами (рис. 4а, 4б). В пределах пластов они представляют собой однородные по минеральному составу серые и темно-серые мелко-среднезернистые массивные породы лепидогранобластовой структуры, существенно Bt-Pl-Qz состава с примесью минералов группы эпидота. Они приурочены к линейным зонам смятия вдоль ПРСЗ, располагаясь в тектоническом шве на сочленении палеоокеанического и палеоконтинентального блоков Енисейского кряжа.

Ортоклазовые мигматизированные порфиробластические лейкогранитогнейсы образуют неоднородные по составу и структурно-текстурным особенностям тела субмеридианального простирания видимой мощностью не менее 150–200 м в мелкозернистых амфиболитах и кварцитах малогаревской толщи (рис. 5). Характерно неравномерное распределение порфиробластов голубовато-серого ортоклаза (размер от 1 до 2 см) – от единичных индивидов (рис. 5б) до 1% в полосчатых разностях (рис. 5в, 5г). Эти породы интенсивно бластомилонитизированы с образованием зон ортобластомилонитов северо-западного простирания мощностью от 20–30 см до 3–4 м. Участками в гранито-гнейсах хорошо проявлено рассланцевание, связанное с процессами поздней бластомилонитизации, сопровождаемой микрогрануляцией кварца, ориентированным биотитом в парагенезисе с плагиоклазом, мирмекитом на контактах его с ортоклазом и решетчатым микроклином.

Рис. 5.

Мигматизированные порфиробластические гранито-гнейсы нижнего течения р. Тис: мигматиты (а), одиночные порфиробласты ортоклаза в массивных участках гранитов (б), субгоризонтально залегающие мигматизированные гранито-гнейсы с синдеформационной полосчатостью ортоклаза и линзами микроклинизированных пегматитов (в) и порфиробласты ортоклаза, развивающиеся по полосчатости (г). Фото П.С. Козлова.

Среди мигматизированных гнейсов с порфиробластами микроклинизированного ортоклаза обнаружены мелкие будинированные массивы и маломощные тела метаморфизованных биотитовых гранитов рапакиви (Лиханов и др., 2012б). В них сохраняются первичный минеральный состав, мегакристаллы карлсбадских двойников ортоклаза, маргинационная структура, крупноовоидная и слабо проявленная плоскопараллельная текстуры исходных магматических пород (рис. 3г). Наличие в гранитоидах кайм олигоклаза шириной 2–3 мм, обрамляющих овоидные мегакристы ортоклаза (от 5 до 10 см) (рис. 3д–3ж), и ассоциация с микроклин-цоизитовыми ортоамфиболитами, метаморфизованными аналогами мафических пород (габбро и монцодиоритов), типичны для гранитов рапакиви (Лиханов, Ревердатто, 2014б; Dempster et al., 1994; Ramo, Haapala, 1995). Простирание будин этих пород согласуется с северо-западным направлением субвертикальных разломов, проникающего кливажа-сланцеватости и тонкой крутопадающей полосчатости бластомилонитов, согласных с общим простиранием ПРСЗ. Характерными признаками бластомилонитов, формирование которых связывается с тектоническими сбросо/взбросовыми и сдвиго/раздвиговыми деформациями в локальных сдвиговых зонах (Лиханов и др., 2021), являются линейная деформационная гнейсовидность, наличие упорядоченных структур катакластического и пластического течения, ассиметрия слюдяных порфирокласт и внутрислойных складок, растяжение складок течения с кулисообразной морфологией, полоски излома в слюдах, “тени давления” перекристаллизованного кварца, S-образные и сильно деформированные зерна граната со структурами “снежного кома”, разрывы минеральных зерен со смещением и формированием “лоскутных” полосок, параллельное распределение мелкозернистых линзообразных минеральных агрегатов, а также рассланцевание, катаклаз и будинаж мигматитов (Козлов и др., 2020).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕДУРЫ

Содержания главных элементов в породах получены рентгенофлюоресцентным методом в ИГМ СО РАН на рентгеноспектральном анализаторе VRA-20R фирмы “Carl Zeiss Jena”). П.п.п. определены обычным методом при температуре 1000°С. Аналитические ошибки для компонентов не превышают 5 отн. %.

Концентрации редких и редкоземельных элементов установлены методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finigan Mat) с ультразвуковым распылителем U‑5000AT+. Работы выполнены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (Новосибирск, аналитик Л.Д. Холодова). Измельченные пробы пород весом около 100 мг разлагали сплавлением с метаборатом лития при температуре 1000°С с последующим растворением в 5% азотной кислоте с коэффициентом разбавления исходной пробы, равным 6250. В качестве внутреннего стандарта использовался индий (¹¹⁵In), который добавлялся в разбавленный раствор. Внешний стандарт и “холостой” раствор измерялись последовательно через каждые пять аналитических процедур с целью учета флуктуационных изменений характеристик прибора и контроля очистки системы ввода раствора в прибор. В качестве внешнего стандарта использовались стандарты BCR-1 и JB-3 (Геологическая служба США и Японии). Пределы обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов составляют от 0.005 до 0.1 мкг/г. Точность анализа в среднем – 2–7 отн. %. Результаты представлены в табл. 1.

Химический состав минеральных фаз пород изучен с использованием рентгеноспектрального микроанализатора Jeol JXA–8100 в ИГМ СО РАН и приведен в работе (Козлов и др., 2012). Присутствие графита в метапелитах и практически чистого ильменита в каждой породе означает, что окислительный потенциал был достаточно низок и содержание Fe³⁺ в железосодержащих силикатах было незначительно (Likhanov, 1988). В соответствии с этим уточнением вычислялась минеральная стехиометрия. Подробная информация по химическим составам минералов основных разновидностей пород ГМК, для которых были построены Р-Т тренды эволюции метаморфизма, представлена в работе (Лиханов, Ревердатто, 2014а).

Температуры начальных стадий кристаллизации гранитоидых расплавов в ГМК были определены на основе равновесия (Watson, Harrison, 1983), учитывающего зависимость степени насыщения расплава цирконием от температуры и состава этого расплава.

Выделение цирконов для U-Pb изотопных исследований проведено по стандартной методике, основанной на сочетании магнитной сепарации, разделения в тяжелых жидкостях и ручном отборе зерен под бинокулярным микроскопом. Изучение морфологии и внутреннего строения кристаллов цирконов осуществлялось в проходящем и отраженном свете, а также по катодолюминесцентным изображениям.

U-Pb изотопное датирование цирконов осуществлено на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург, аналитик А.Н. Ларионов) по стандартной методике с использованием эталонных цирконов “91500” и “Temora” (Williams, 1998; Larionov et al., 2004). Для выбора участков (точек) датирования использовались оптические и катодолюминесцентные изображения (КЛ), отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов. Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, диаметр пятна (кратера) – 25 мкм. Обработка полученных данных выполнена с использованием программы SQUID (Ludwig, 2000). Изотопные U-Pb отношения нормализовались на значение 0.0668, соответствующее стандарту циркона TEMORA с возрастом 416.75 млн лет. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1σ, погрешности вычисленных значений конкордантных возрастов и пересечений с конкордией приводятся на уровне 2σ. Построение графиков с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT (Ludwig, 1999).

Изучение Lu-Hf изотопного состава цирконов выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре Neptune Plus с приставкой для лазерной абляции NWR 213 в ЦКП “Геоаналитик” ИГГ УрО РАН (Екатеринбург, аналитик В.С. Червяковский). Выполнена оптимизация процедуры обработки с использованием стандартов циркона Mud Tank, GJ-1 (Jackson et al., 2004). Неопределенность единичного измерения отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf в виде 2SD – в интервале 0.005–0.008%, единичного определения значения ε_Hf в виде 2SD варьировала для перечисленных стандартов в интервале 5–9%. Параметры процесса лазерной абляции: плотность энергии лазерного излучения – 14 Дж/см², частота повторения импульсов – 20 Гц, диаметр кратера – 25 мкм. Результаты U-Pb и Lu-Hf изотопных данных цирконов для основных разновидностей гранитоидов ГМК показаны в табл. 2 и 3.

Геохронологические ⁴⁰Ar/³⁹Ar исследования проводились методом ступенчатого прогрева проб. Выделенные минеральные фракции крупностью не менее 0.15 мм совместно с навесками стандартных образцов биотита МСА-11 и LP-6 в качестве мониторов были упакованы в алюминиевую фольгу и после предварительной откачки воздуха запаивались в кварцевых ампулах. Облучение производилось в кадмированном канале исследовательского реактора ВВР-К типа Научно-исследовательского института ядерной физики при Томском политехническом университете. При облучении в охлаждаемом водой канале реактора температура ампул с образцами не поднималась выше 100°C. Градиент нейтронного потока не превышал 0.5% в размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего нагрева. Холостой опыт по ⁴⁰Ar (10 мин при 1200°С) не превышал 5 × 10^–10 нсм³. Двукратная очистка выделенного аргона производилась с помощью Ti- и ZrAl SAES-геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Argus фирмы “GV-Instruments” в Центре коллективного пользования изотопных исследований СО РАН (Новосибирск, аналитик А.В. Травин) по стандартным методикам (Likhanov et al., 1994; Лиханов и др., 2006б). Аналитические ошибки измерений соответствуют интервалу ±1σ.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИНТЕРПРЕТАЦИИ

Петрогеохимическая характеристика и геохимическая типизация

Полученные петрохимические данные для наиболее распространенных пород кислого состава (порфиробластических гранито-гнейсов и плагиогранито-гнейсов) ГМК показывают следующие вариации составов (мас. %): SiO₂ 62.2–74.2, Fe₂O₃ 1.2–8.2, MgO 0.2–3.3, CaO 0.47–2.99 при умеренном содержании суммы щелочей (K₂O + + Na₂O = 5.8–8.8) и относительно высокой железистости (FeO*/(FeO* + MgO) = 0.7–0.9), где FeO* = 0.9Fe₂O₃ + FeO (Лиханов, Ревердатто, 2014б). Вариации содержаний других главных компонентов менее существенны. Ортоамфиболиты существенно обеднены SiO₂ (48.0–57.0 мас. %), концентрация суммы щелочей пониженная (2.7–5.2 мас. %), железистость низкая (0.4–0.6) и отличаются повышенными содержаниями MgO (6.9–8.3 мас. %) и CaO (10.1–10.6 мас. %). По содержанию редких и редкоземельных (РЗЭ) элементов породы немтихинской и малогаревской толщ ГМК близки к таковым в тейском гранитогнейсовом куполе (Ножкин и др., 1999). По сравнению с ортоамфиболитами их редкоэлементный состав характеризуется повышенными концентрациями литофильных (Rb, Cs, Ba), высокозарядных (Th, U, Ta, Nb) и большинства РЗЭ и пониженными содержаниями транзитных (Ni, Co, V, Sc) элементов. Основные разновидности гранитоидов ГМК по своему петрохимическому составу соответствуют преимущественно гранитам. Лишь мезопротерозойские (1380–1360 млн лет) биотитовые плагиогнейсы немтихинской толщи Na-серии (Na₂O/K₂O ≈ 2), химические составы которых приведены в (Лиханов и др., 2012а), полностью располагаются в поле гранодиоритов (рис. 6а).

Рис. 6.

Классификационные диаграммы (Na₂O + K₂O)–SiO₂ (Middlemost, 1985) (а), FeO/(FeO + MgO)–SiO₂ (Frost et al., 2001) (б) и (Na₂O + K₂O – CaO)–SiO₂ (в) для гранитоидов ГМК. Поля на (а) диаграмме: 1 – щелочные сиениты, 2 – щелочные кварцевые сиениты, 3 – щелочные граниты, 4 – сиениты, 5 – кварцевые сиениты, 6 – граниты, 7 – монцониты, 8 – кварцевые монцониты, 9 – монцодиориты, 10 – кварцевые монцодиориты, 11 – гранодиориты, 12 – габбро, 13 – кварцевые диориты, 14 – тоналиты.

Граниты рапакиви A-типа, согласно классификации (Frost et al., 2001), относятся к железистым образованиям (FeO/(FeO + MgO) = 0.91–0.95), что подтверждается высокой железистостью Fe-Mg силикатов. На диаграмме в координатах железистость–калиевость (Великославинский, 1995) все точки составов пород локализованы в поле эталонных гранитов рапакиви. В целом по совокупности минеральных признаков, структурных и петрогеохимических данных изученные граниты рапакиви схожи с типичными гранитами рапакиви Фенноскандинавского щита – выборгитами (Ларин, 2009).

Среди других разновидностей анорогенных гранитоидов ранее были изучены гранитоиды бимодального пояса Чернореченского массива и Островка, по составу соответствующие гранитам с умеренно-повышенными содержаниями SiO₂ (68–76 мас. %) (Middlemost, 1985) и существенно варьирующими концентрациями Al₂O₃ (12–18 мас. %). Эти породы также более обогащены железом (до 0.95 мас. %) по сравнению с порфиробластическими гранито-гнейсами и плагиогранито-гнейсами, формирующимися в синколлизионных условиях (Лиханов и др., 2014б). В целом эти железистые лейкограниты представляют собой перглиноземистые (ASI = 1.1–1.4) субщелочные и высококалиевые породы (K₂O + Na₂O до 10.9 мас. % при K₂O/Na₂O = 2–3) щелочно-известковой, реже щелочной, серии, происхождение которых обычно связывается с неистощенным магматическим источником или фракционной кристаллизацией коровых расплавов. Практически все остальные гранитоиды являются более магнезиальными (0.66–0.87) (рис. 6б). В целом гранитоиды ГМК представляют собой перглиноземистые (ASI = = 0.98–1.52) высококалиевые породы преимущественно щелочно-известковой и, в меньшей мере, известково-щелочной серии, в отличие от гранитоидов Na-серии, принадлежащих существенно известковым образованиям (рис. 6в).

По сравнению с другими гранитоидами ГМК анорогенные гранитоиды отличаются более выраженными европиевыми аномалиями (Eu/Eu* = = 0.29–0.35), повышенными содержаниями К₂О, FeО, Y, Th, U, Zr, Hf, Nb, Ta, REE и пониженными концентрации транзитных элементов (V, Ni), наряду с высокими значениями La/Sc, La/Th и низким Co/Th и слабофракционированным спектром распределения REE с (La/Yb)_n = 6.8–10; (Gd/Yb)_n = 1.1–1.8 (рис. 7). Более высокий уровень содержания большинства несовместимых элементов в гранитах Чернореченского массива, по-видимому, связан с более глубокой дифференциацией этих магм по сравнению с другими кислыми породами ГМК. Метабазиты ГМК обогащены элементами, имеющими геохимическое сродство с плагиоклазом (Sr и Eu), а также Ni, V, Co и Sc, и обеднены всеми другими совместимыми и несовместимыми элементами. Для их REE-спектров свойственна очень слабая отрицательная и положительная Eu-аномалия (Лиханов, Ревердатто, 2014б).

Рис. 7.

(а) Спектры распределения редкоземельных элементов, нормировано к хондриту (Boynton, 1984). (б) Спайдердиаграмма содержаний микроэлементов, нормированных к составу примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989) для адакитоподобных гранитов, в сравнении с другими разновидностями гранитоидов ГМК.

Биотитовые плагиогнейсы немтихинской толщи имеют специфические геохимические характеристики, отличные от других пород ГМК, в том числе плагиогнейсов центральной части этого комплекса (табл. 1). К числу таких признаков относятся очень низкие концентрации Y, Nb, Ta, всех HREE и повышенное содержание Sr. Эти породы имеют фракционированное распределение РЗЭ ((La/Yb)_n = 24–48) и повышенные значения Sr/Y = 33–37, LREE/HREE = 14–24, что отвечает характеристикам обогащенных калием адакитов С-типа, согласно (Xiao, Clemens, 2007). Такие породы были описаны в Китае, и, как подтверждают их экспериментальные данные, они могли формироваться при высокотемпературном плавлении пород подобно тоналит-трондьемит-гранодиоритовой ассоциации. На дискриминационных диаграммах Y–Sr/Y (Defand, Drummond, 1990) и (Yb)_n–(La/Yb)_n (Martin, 1986) точки составов биотитовых плагиогнейсов располагаются в полях адакитов (рис. 8). На Енисейском кряже адакитоподобные породы ранее были установлены в составе тейского коллизионного гранитоидного комплекса с возрастом 880–860 млн лет (Верниковский и др., 2016) и в Зимовейнинском массиве Ангаро-Канского блока с возрастом 576–546 млн лет (Верниковская и др., 2017).

Рис. 8.

Дискриминационные диаграммы Y–Sr/Y (Defand, Drummond, 1990) (а) и (Yb)_n–(La/Yb)_n (Martin, 1999) (б) для адакитов и БАДР (породы базальт-андезит-дацит-риолитовых ассоциаций вулканических дуг).

Среди других общих особенностей пород ГМК можно выделить совмещение высококалиевых коллизионных гранитоидов и гранитоидов А-типа на классификационной диаграмме Дж. Вейлина (Whalen et al., 1987). Причем, мигматиты располагаются только в поле гранитов S-типа в отличие от гранитов рапакиви, фигуративные точки которых располагаются в поле гранитов А-типа (рис. 9а). Основные разновидности пород по ряду геохимических признаков занимают промежуточное положение между внутриплитными и коллизионными гранитами, преимущественно концентрируясь в поле посторогенных гранитов (рис. 9б). На всех дискриминационных диаграммах Rb–Hf–Ta (Harris et al., 1986), Rb–(Y + Nb) и Nb–Y (Pearce, 1996) фигуративные точки составов гранитов рапакиви и других гранитоидов A‑типа попадают в поле внутриплитных гранитов, тогда как адакитоподобные породы расположены в области островодужных гранитов (рис. 9б, 9г, 9д). Все это может указывать на различные по составу источники для пород ГМК и, возможно, на разные условия дифференциации. Об этом также свидетельствуют и различные значения индикаторного отношения Y/Nb, величина которого отражает состав источника. Общим свойством для всех разновидностей высококалиевых гранитов ГМК является их происхождение из магм, отделенных от континентальной или андерплейтовой коры, за исключением адакитоподобных пород, что проиллюстрировано на диаграмме Nb–Y–Zr (Eby, 1992) (рис. 9в).

Рис. 9.

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

U-Pb и ⁴⁰Ar/³⁹Ar геохронология и Lu-Hf систематика

В рамках исследований были проведены изотопно-геохронологические исследования разных пород ГМК: порфиробластических гранито-гнейсов (обр. 2), микроклин-цоизитовых ортоамфиболитов (обр. 10), бластомилонитизированных порфиробластических плагиогранито-гнейсов (обр. 4), рапакивиподобных гранитов (обр. 43), мигматитов (обр. 57), адакитоподобных гранитов (обр. 12 и 14) и порфиробластических ортоклазовых лейкогранито-гнейсов (обр. 63-2) (табл. 2).

В катодолюминисцентном (CL) изображении зерна циркона из порфиробластических гранитогнейсов (обр. 2) характеризуются наличием светлых длиннопризматических ядер с тонкой секториальной зональностью и темных незональных внешних оболочек (рис. 10). Большинство центральных частей зерен имеют нормальные Th/U отношения в диапазоне 0.14–0.29, что с учетом тонкой зональности и наличием расплавных включений свидетельствуeт о магматической природе циркона. Внешние оболочки отличаются более низкими величинами Th/U отношений (0.03–0.07), что свойственно цирконам метаморфического происхождения (Ножкин и др., 2019). Фигуративные точки одиннадцати центральных и краевых частей зерен цирконов располагаются вдоль конкордии в диапазоне, соответствующем интервалу 860–900 млн лет, со средним значением 881 ± 7.9 млн лет (рис. 11а).

Рис. 10.

Катодолюминисцентное изображение цирконов из гранитоидов с расположением точек определения возраста. Номера точек соответствуют таковым в табл. 2.

Рис. 11.

U–Pb диаграммы с конкордией и дискордией для цирконов из гранитоидов (а–ж) и результаты ³⁹Ar/⁴⁰Ar определения для роговой обманки из микроклин-цоизитовых ортоамфиболитов ГМК (з), где приведен интегральный возраст; стрелками показан возраст, рассчитанный по методу плато.

Для спектра роговой обманки, выделенной из микроклин-цоизитовых ортоамфиболитов (обр. 10), получено четкое плато с возрастом 902 ± 12.8 млн лет, соответствующим этапу охлаждения пород до температуры 500°С (Hodges, 2004) закрытия K-Ar изотопной системы в роговой обманке (рис. 11з).

Циркон из порфиробластических плагиогранито-гнейсов (обр. 4) представлен субидиоморфными полупрозрачными и трещиноватыми длиннопризматическими кристаллами светло-коричневого цвета с К_уд = 1.5–4 (рис. 10). В CL-изображении цирконы представлены кристаллами с двухфазным строением: более темные оболочки (2.1, 3.1, 5.1, 6.1, 7.1, 8.1, 9.1) и более светлые ядра (2.2, 5.2, 7.2). Зональность представлена сочетанием тонкой и грубой магматической зональности. По результатам U-Pb датирования для 10 цирконов (8.2, 6.1, 7.1, 9.1, 5.1, 5.2, 2.2, 1.1, 3.1, 4.1) получен конкордантный возраст 856 ± 5.1 млн лет; Th/U = = 0.05–0.72.

Цирконы в CL из рапакивиподобных гранитов (обр. 43) и мигматитов (обр. 57) характеризуются наличием длиннопризматических ядер с тонкой секториальной зональностью и темными незональными внешними оболочками (рис. 10). Большинство центральных частей зерен имеют нормальные Th/U отношения в диапазоне 0.20–0.82, что с учетом особенностей морфологии и внутреннего строения свидетельствуют о магматической природе циркона. Внешние оболочки отличаются более низкими величинами Th/U (0.01–0.15), что свойственно цирконам метаморфического происхождения. Дискордия, построенная по 11 точкам из ядер и краевых частей цирконов рапакивиподобных гранитов, имеет верхнее пересечение с конкордией 871 ± 9.7 млн лет (рис. 11в). Близкое, перекрывающееся в пределах ошибки значение получено для восьми зональных конкордантных ядер и оболочки – 873 ± 7.1 млн лет (рис. 11в, вставка). Близкий возраст детритовых ядер и внешних кайм циркона, возможно, свидетельствует о перекристаллизации ядер с потерей радиогенного свинца в результате последующего метаморфизма. Это позволяет рассматривать полученные возрастные оценки в качестве обоснования времени позднерифейского динамометаморфизма с формированием бластомилонитов в сдвиговых зонах. Результаты U-Pb датирования гранитов рапакиви согласуются с U-Pb данными по зернам цирконов для бластомилонитизированных порфиробластических плагиогнейсов ГМК.

Фигуративные точки восьми центральных и краевых частей зерен цирконов из мигматитов (обр. 57) располагаются вдоль конкордии в диапазоне, соответствующем интервалу 796–878 млн лет, со средним значением 845 ± 15 млн лет (рис. 11г). Более поздний возраст метаморфизма мигматитов практически синхронен с коллизионным метаморфизмом умеренных давлений кианит-силлиманитового типа, обусловленным тектоническим утолщением земной коры в результате серии надвигов блоков пород со стороны Сибирского кратона на Енисейский кряж, что подтверждается геофизическими данными и результатами исследований природы и возраста протолитов (Лиханов, Ревердатто, 2011, 2014б).

Цирконы из адакитоподобных гранитов (обр. 14 и 12) представлены субидиоморфными полупрозрачными и трещиноватыми удлиненными кристаллами призматического облика коричневого и рыже-коричневого цветов длиной от 100 до 500 мкм с К_уд = 1–5 (рис. 10). Цирконы в CL имеют очень слабое свечение со следами магматической зональности. По результатам U-Pb датирования для девяти цирконов (обр. 14) получен конкордантный возраст 913 ± 11 млн лет; Th/U = 0.02–0.20 (рис. 10д). Для 15 цирконов (обр. 12) построена дискордия с верхним пересечением 915 ± 36 млн лет; Th/U = 0.01–0.21 (рис. 11ж).

Цирконы из лейкогранито-гнейсов (обр. 63-2) представлены субидиоморфными до овальных полупрозрачными кристаллами коричневого цвета длиной до 150 мкм с К_уд = 1–2 (рис. 10). Цирконы в CL часто представлены изометрическими зернами светло-серого цвета. Зерна непрозрачные, неправильных очертаний. Часть цирконов зональна с четко выраженными ядрами и каймами. Для 15 цирконов (обр. 63-2) построена дискордия с верхним пересечением 932 ± 26 млн лет; Th/U = = 0.01–0.36 (рис. 11ж).

Существенная дополнительная информация об эволюции корообразующих событий в пределах этого региона и источниках расплава для порфиробластических гранито-гнейсов (обр. 2), бластомилонитизированных порфиробластических плагиогранито-гнейсов (обр. 4) и адакитоподобных гранитов (обр. 12 и 14) получена при Lu-Hf изотопных исследованиях (табл. 3). Изотопный состав Hf был определен в цирконах из этих образцов и анализировался в тех же точках, где измерялся U-Pb изотопный возраст (рис. 10). В отличие от U-Pb изотопной системы, которая во всех зернах циркона имеет весьма близкий возраст, Lu-Hf изотопная система в тех же зернах демонстрирует более широкие вариации изотопного состава гафния при расчете на возраст ε_Hf(Т) от +0.1 до –10. Модельные возрасты T_Hf(DM)^с, рассчитанные по двухстадийной модели, варьируют от 1719 до 2421 млн лет. Среди них преобладают модельные возрасты, предполагающие довольно длительную коровую предысторию их протолитов. Наиболее радиогенным составом Hf отличаются цирконы адакитоподобных гранитов – ε_Hf(Т) от +0.9 до –0.5, что может указывать на происхождение пород из мантийного источника, обедненного несовместимыми редкими элементами. Им соответствуют палеопротерозойские модельные возрасты T_Hf(DM)^с = 1838–1916 млн лет. Часть ядер цирконов отличается менее радиогенным составом Hf от –2.2 до –10, что может указывать на их формирование из коровых пород. В них установлены более древние модельные возрасты T_Hf(DM)^с = 1965–2357 млн лет. Подобная специфика характерна для гранито-гнейсов и порфиробластических плагиогранито-гнейсов, в которых преобладают палеопротерозойские модельные возрасты T_Hf(DM)^с = 1965–2421 млн лет, что также может свидетельствовать об их преимущественном образовании из более древних коровых пород.

Модели формирования гранитоидов ГМК и возможные источники

В литературе рассматриваются следующие механизмы образования больших объемов кислого расплава в земной коре: 1) при анатексисе нижних частей континентальной коры вследствие ее утолщения (Vanderhaeghe, 2009); 2) за счет локального увеличения теплового потока из мантии над поднятиями астеносферы, нередко с формированием в отдельных зонах мантийно-коровых магм (Dobretsov, Vernikovsky, 2001); 3) в результате андерплейтинга глубинных интрузий базитов под основание или в среднюю часть коры (Warren, Ellis, 1996); 4) из-за внутрикорового разогрева, обусловленного аномальным распределением радиоактивных элементов (Huerta et al., 1999); 5) вследствие температурных аномалий в зонах разломов, вызванных притоком флюидной фазы и декомпрессионным эффектом (England et al., 1992). По результатам численного моделирования теплового режима коллизионного процесса в Енисейском кряже было показано, что на формирование кислого расплава наибольшее влияние оказали следующие факторы: 1) утолщение “нормальной” континентальной коры мощностью от 35 до 50 км, что привело к погружению слоя средней коры, прогреву до температур выше водонасыщенного солидуса пелитов (650–700°С) и выплавлению гранитных магм; на участках обширного процесса плавления происходило смешение кислых расплавов с мантийными и 2) повышенный тепловой поток мог сфокусироваться в локальных магмопроницаемых зонах коры, где в ее корневых частях при повышенной активности флюидов зарождались расплавы из континентального корового магматического источника (Верниковский и др., 2011). Вместе с тем в последнее время накапливается все больше данных в пользу тектонических сдвигово-раздвиговых деформаций в областях массового подплавления коры, как фактор ее роста и преобразования (Хаин, 2010). По этой модели ведущим механизмом формирования и становления гранитоидов могло являться декомпрессионное плавление в пределах сдвиговых зон, приуроченных к локальным областям литосферного растяжения.

Ранее было показано, что основная масса гранитоидов ГМК варьирует по составу от гранитов А-типа до коллизионных гранитов. Характер источников гранитов такой ассоциации может меняться от существенно корового для коллизионных гранитов до смешанного (мантийно-корового) для гранитов А-типа. Чисто коровый источник для таких пород, как это предполагалось в ряде ранних работ (например, Rämö, Haapala, 1995), маловероятен, так как этому противоречит низкая фугитивность кислорода, отражающая восстановительные условия плавления протолита (Carmichael, 1991). Согласно данным (Bonin, 2007), парциальное плавление коровых пород может продуцировать только коллизионные граниты. Идея же чисто мантийного источника (Великославинский и др., 1978) ограничивает возможные источники магм толеитовой серией пород. Известно, что интенсивная фракционная кристаллизация или частичное плавление толеитовых базальтов или их дифференциатов может производить расплавы, отвечающие по своим геохимическим и петрологическим характеристикам гранитам рапакиви (Frost, Frost, 1997; Frost et al., 2002). В пользу мантийного источника тепла свидетельствуют высокие температуры кристаллизации и “сухость” исходных магм наряду с низкой фугитивностью кислорода. Однако объемы гранитных расплавов, продуцируемые в ходе такого процесса, слишком малы по сравнению с объемом кумулятивного материала, который должен быть удален из системы. С учетом этого для минеральных ассоциаций ГМК, варьирующих по составу от гранитов А-типа до коллизионных гранитов, наиболее реалистичной представляется модель смешения вещества мантийного и корового источников (Neymark et al., 1994; Emslie et al., 1994). С учетом микроструктурных наблюдений по тектонитам внедрение и становление базитовых и гранитоидных расплавов в регионе контролировалось широким развитием в условиях верхней коры областей “рассеянной” трещинной тектоники, сформированных в пределах сдвиговых зон в результате тектонических деформаций (Владимиров и др., 2011).

Специфические особенности гранитов рапакиви ГМК, в частности высокие значения железистости FeO/(FeO + MgO) в породах и минералах, повышенные содержания K₂O, HFSE и REE, а также кристаллизация в “сухих” восстановительных условиях ниже буфера FMQ, позволяют нам отнести их к типу наименее окисленных гранитов. Для пород подобного состава, кроме чисто мантийного, в качестве альтернативного источника П.Л. Кингом с соавторами (King et al., 1997, 2001) были предложены кварц-двуполевошпатовые породы коры. Связь с этими источниками подтверждается геохимическими и петрологическими данными и реконструируется на основе петрогенетической диаграммы Nb–Y–Zr/4 (Eby, 1992) (рис. 9в), где фигуративные точки пород локализуются в поле A₂ с коровыми источниками. Мы полагаем, что формирование основного объема родоначальных расплавов для гранитоидов ГМК осуществлялось за счет плавления позднеархейско-палеопротерозойских пород континентальной коры кварц-полевошпатового состава. Субстратом для них могли служить комплексы глиноземистых гнейсов канской и енисейской серий Енисейского кряжа (2.8–2.5 млрд лет), испытавшие гранулитовый метаморфизм около 1.9 млрд лет назад (Бибикова и др., 1993). Возможно, эти породы первоначально представляли собой “сухие” остатки от предшествующих эпизодов частичного плавления; значительная часть воды была удалена с ранними порциями гранитного расплава. Близкая модель образования гранитов рапакиви, тесно ассоциирующих с различными высококалиевыми коллизионными и А-гранитоидами, была предложена, в частности, для палеопротерозойских гранитоидов приморского комплекса Южно-Сибирского магматического пояса (Донская и др., 2005). Это хорошо согласуется с другими работами по становлению анорогенных гранитов, образующихся за счет комбинации механизмов частичного плавления корового источника и последующей фракционной кристаллизации первичного расплава (Clemens et al., 1986; Creaser et al., 1991; Anderson, 1983).

Специфика рапакивигранитного магматизма накладывает также и определенные ограничения и на мантийный компонент, в качестве которого может выступать кратонизированнная (утолщенная) литосфера (Black, Liegeois 1993). Андерплейтинг основных магм затрагивает и нижнюю кору, что приводит к увеличению ее мощности, изменению состава и высокоградному метаморфизму, усиливающему степень ее дегидратации и восстановленности вследствие повторяющихся импульсов генерации водосодержащих мафических магм (Bonin, 2004). Магматизм этого типа преимущественно локализуется в системе внешних палео-мезопротерозойских орогенов, обрамляющих древние ядра континентов, а его пик связывают с гренвильской орогенией. По современным представлениям такой магматизм контролировался как деятельностью мантийных плюмов, так и тектоническими процессами растяжения в коллизионных зонах орогенов (Ларин, 2009).

Генетические представления об образовании адакитоподобных пород достаточно выдержаны (Ефремов, 2010). Существует три наиболее вероятных механизма образования адакитовых расплавов (Гусев, 2014): (1) плавление базальтов субдуцировавшей океанической литосферы (например, Martin, 1999; Martin et al., 2005); (2) плавление метабазальтов в подошве мощной континентальной коры (Wang et al., 2006); (3) плавление пород мантийного клина, метасоматизированных адакитовым расплавом (Samaniego et al., 2005). Объединяет эти модели то, что первичные адакитовые магмы (1 и 2 модели) либо метасоматизирующий агент (3 модель) образуются за счет плавления пород основного состава в условиях стабильности эклогитовых парагенезисов. Кроме того, пространственное и временное сочетание адакитов и пород с повышенным содержанием Nb – внутриплитного типа – ставит проблему возможного участия плюм-астеносферного источника в образовании адакитов (Zhang et al., 2005; Колосков и др., 2018). Вопрос о магматических источниках этих пород часто является дискуссионным. Магматическими источниками обогащенных калием адакитов может быть, как вновь образованный в основании нижней коры материал базитового слоя, так и породы, близкие по составу с ТТГ-ассоциацией. Тем не менее адакитоподобные магмы в дуговых обстановках часто также интерпретируются как расплавы, производные из коровых источников (океанических или континентальных), которые взаимодействовали с мантийным клином или с примитивными дуговыми мафитовыми магмами. Так, образование установленных на Енисейском кряже гранитоидов с адакитовыми характеристиками тейского комплекса, отнесенных к обогащенному калием типу, связывается с плавлением материала в основании континентальной коры, вследствие ее экстремального утолщения на заключительной стадии коллизионного процесса (Верниковский и др., 2016). На Южно-Енисейском кряже поздненеопротерозойские адакиты Зимовейнинского массива могли образоваться в обстановке трансформного скольжения литосферных плит после прекращения субдукции как из корового, так и мантийно-корового источников (Верниковская и др., 2017). Геохимические особенности адакитоподобных биотитовых плагиогнейсов немтихинской толщи западной части ГМК указывают на возможную островодужную природу их протолита (рис. 9). Однако не вполне аргументировано, насколько субдукционные адакиты идентичны их коллизионным/постколлизионным аналогам, поскольку четкие геохимические критерии, позволяющие разделить их, практически отсутствуют. Так, использование дискриминатной функции DF₃ (Великославинский и др., 2018) в отношении изученных плагиогнейсов показывает, что фигуративные точки их составов попадают как в область адакитов островных дуг, так и в область перекрытия полей состава коллизионным/постколлизионными адакитами (рис. 12), что требует разработки новых диагностических критериев. При этом очевидно, что адакитоподобные породы из зоны конвергенции Исаковского террейна с окраиной Сибирского кратона и другие разновидности пород ГМК в палеоконтинентальном секторе Енисейского кряжа имеют различную геохимическую специфику.

Рис. 12.

Дискриминантная диаграмма (Великославинский и др., 2018), разделяющая адакиты островных дуг с коллизионными и постколлизионными адакитами и адакитовыми гранитоидами.

Эволюция гранитоидного магматизма в регионе согласуется с выводами (Глебовицкий и др., 1978; Brown, 2008) о том, что в пределах цикла в формировании гранитоидов ГМК устанавливается определенная последовательность, выраженная в смене натриевых разновидностей с возрастом 1380–1360 млн лет калиевыми с появлением высококалиевых пегматитов и порфиробластических пород к концу цикла с возрастом 930–720 млн лет. Это позволяет рассматривать породные ассоциации ГМК в качестве элементов единой мезо-неопротерозойской гранитоидной серии. При этом весьма существенным отличием состава пород ГМК в сравнении с породами более поздних серий западной окраины Сибирского кратона является увеличение вклада гранитоидного материала в продуктах областей эрозии (Лиханов и др., 2008а, 2011; Likhanov, Reverdatto, 2007, 2008; Likha-nov, Santosh, 2019, 2020). Отмеченная тенденция к снижению содержаний Th, легких лантаноидов и обогащению переходными металлами во времени отражает характер эволюции верхней континентальной коры в докембрии, свидетельствующей о вовлечении в область эрозии ювенильной мафической коры в среднем рифее и венде. Это подтверждается результатами изучения Sm-Nd изотопной систематики изученных пород из наиболее представительных разрезов докембрия Енисейского кряжа (Ножкин и др., 2008).

ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ

Реконструкция геологической истории Енисейского кряжа, представляющего собой коллизионно-аккреционный ороген на западной окраине Сибирского кратона, важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов континентальных окраин, но и для верификации данных палеомагнитного моделирования о конфигурации Родинии. Этот суперконтинент возник на рубеже мезо-неопротерозоя в результате гренвильского орогенеза.

Результаты U-Pb датирования адакитоподобных гранитов (913 ± 11 и 915 ± 36 млн лет), порфиробластических ортоклазовых лейкогранито-гнейсов (932 ± 26 млн лет) и микроклин-цоизитовых ортоамфиболитов (902 ± 12.8 млн лет) могут быть рассмотрены в качестве возрастных аналогов процессов гренвильской складчатости и, возможно, синхронных процессов субдукции, связанных с ранней стадией эволюции Палеоaзиатского океана на рубеже около 1 млрд лет (Добрецов, 2003; Ярмолюк и др., 2006). В пределах палеоконтинентального сектора Северо-Енисейского кряжа в качестве возрастных аналогов гренвиллид рассматриваются гранито-гнейсовые купола (Ножкин и др., 1999) и метапелиты низких/умеренных давлений Приенисейской и Татарско-Ишимбинской систем разломов, проявленные в структурах Северного и Южного Енисейского кряжа (Лиханов и др., 2021). Эти возрастные оценки также совпадают со временем начального регионального метаморфизма основных магматических пород Рыбинско-Панимбинского вулканического пояса в правобережье р. Ангара. Это позволяет коррелировать деформации ранненеопротерозойской тектонической активизации в регионе на западной окраине Сибирского кратона с коллизией террейнов и формированием Родинии. Выявленный этап хорошо коррелируется с фазами орогенеза в гренвильском поясе (Лаврентия) (Rivers, 2008) и в свеконорвежском (Балтика) складчатых поясах (Bogdanova et al., 2008).

Последующие события в неопротерозое характеризуются постепенным завершением гренвильской тектоники и началом вальгальской орогении, вызванной утолщением земной коры в результате наложенных эффектов коллизионно-аккреционных процессов по периферии Родинии (Cawood et al., 2010). Результаты U-Pb датирования порфиробластических гранито-гнейсов (881 ± 8 млн лет), бластомилонитизированных порфиробластических плагиогранито-гнейсов (855.6 ± 5 млн лет), рапакивиподобных гранитов (871 ± 10 млн лет), мигматитов (845 ± 15 млн лет) охватывают диапазон постгренвильского цикла, включающего позднюю эпоху Нордатьян вальгальской складчатости. В качестве близких возрастных аналогов таких событий в пределах Енисейского кряжа могут быть рассмотрены породы тейского комплекса (чапский, маяконский и тейский участки), подвергшиеся позднерифейскому (864–849 млн лет) коллизионному метаморфизму умеренных давлений кианит-силлиманитового типа в пределах Татарско-Ишимбинской системы разломов (Лиханов и др., 2011). С этим же этапом связано становление гранитоидных плутонов каламинского типа (Верниковский, Верниковская, 2006), вблизи которых локально проявлен термальный метаморфизм позднерифейского (862 млн лет) возраста (Лиханов, 2003; Likhanov et al., 2001).

Выявленные деформационно-метаморфические эпизоды тектонической активности в регионе коррелируют по времени с событиями, установленными в структурах ряда кратонов Северной Атлантики, участвовавших в строении суперконтинента Родиния. В частности, подобные по возрасту и стилю метаморфизма проявления были обнаружены в гнейсах и кристаллических сланцах Свальбарда, мойнской серии Северо-Западной Шотландии и Восточной Гренландии (Лаврентия), соройского комплекса в Северной Норвегии (Балтика). Такие проявления магматизма и метаморфизма, широко представленные по периферии крупных докембрийских кратонов Родинии – Лаврентии, Балтики и Сибири, служат весомым аргументом в пользу представления об их территориальной близости в эту эпоху. Это также согласуется с выводами о синхронности и схожей последовательности и несколько более ранних однотипных тектоно-термальных событий на окраинах этих палеоконтинентов (Cawood et al., 2004, 2016; Likhanov et al., 2015). Такая трактовка взаиморасположения арктических кратонов в строении суперконтинента Родиния полностью согласуется с современными палеомагнитными данными и палеоконтинентальными реконструкциями (Torsvik, 2003; Метелкин и др., 2012; Johansson, 2014; Dalziel et al., 1997), подтверждающими, что в нео-протерозое Лаврентия, Сибирь и Балтика являлись древними ядрами суперконтинента Родиния (рис. 1б). Об этом же свидетельствуют современные данные по одновозрастным палеополюсам в пределах этих кратонов, подтверждающие, что они могли быть частями единого суперконтинента со стабильной конфигурацией на протяжении 800 млн лет (Pisarevsky, 2008). В глобальном аспекте особенностей докембрийской геодинамики по современным представлениям этот возрастной рубеж характеризуется повышенной активностью эндогенных процессов в связи с перестройкой конвективных течений в мантии (Добрецов, 2010).

ВЫВОДЫ

1. Получены новые геологические и геохимические и изотопно-геохронологические данные по петрогенезису, геотектоническим обстановкам формирования, термодинамическим условиям, возрастам метаморфизма и протолита для контрастных по составу пород гаревского метаморфического комплекса. Обсуждены возможные модели и геодинамические обстановки их формирования в рамках имеющихся в литературе современных представлений.

2. Установлены два новых импульса неопротерозойской эндогенной и тектонической активности на западной окраине Сибирского кратона (930–900 и 880–845 млн лет), коррелирующие с гренвильскими и постгренвильскими ранними коллизионно-аккреционными процессами вальгальской складчатости, с которыми связано становление суперконтинента Родиния.

3. Синхронность магматической и деформационно-метаморфической активности, а также схожая последовательность однотипных тектоно-термальных событий на арктической окраине Родинии, подтверждают территориальную близость Сибири и кратонов Северной Атлантики (Лаврентии и Балтики) в диапазоне времени (0.93–0.85 млрд лет), что согласуется с современными палеомагнитными реконструкциями положения суперконтинентов.

4. Новые доказательства гренвильских коллизионных событий в комплексе с другими возрастными эквивалентами в пределах западной окраины Сибирского кратона и палеоконтинентальными реконструкциями позволяют разрешить ряд противоречий в трактовке ключевых вопросов геологии региона, например ранние предположения об отсутствии на Енисейском кряже эндогенной активности и гренвильских коллизионных событий. Таким образом, северным продолжением Гренвильского пояса, протягивающегося на расстояние более 10000 км от Западной Австралии до Свеконорвежского орогена Балтики, могли быть гренвиллиды западной окраины Сибирского кратона.

Благодарности. Автор глубоко признателен рецензентам – Ш.К. Балтыбаеву и К.А. Савко – за конструктивные замечания, плодотворную дискуссию и ценные рекомендации, способствующие значительному улучшению манускрипта.

Источники финансирования. Работа выполнена за счет средств гранта Российского научного фонда (проект № 21-77-20018), с дополнительной поддержкой полевых работ в рамках госзадания ИГМ СО РАН.