Содержание
Перейти к:
РАННЕНЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ РЯЗАНОВСКОГО МАССИВА ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА – ИНДИКАТОРЫ ПРОЯВЛЕНИЯ ГРЕНВИЛЬСКОГО ОРОГЕНЕЗА НА ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА
https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-2-0745
EDN: ORDEGX
Аннотация
Реконструкция геологической истории Енисейского кряжа важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов на границах древних кратонов, но и для решения вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав древнего суперконтинента Родиния. По результатам минералого-петрологических, геохимических и изотопно-геохронологических исследований получены новые данные по петрогеохимическому составу, особенностям петрогенезиса, U-Pb возрасту циркона, Sr и Nd изотопным параметрам пород Рязановского гранитоидного массива, расположенного вблизи Приенисейской зоны разломов Енисейского кряжа. Эти породы представлены высокожелезистыми разностями и сопоставимы с А-гранитами или высокодифференцированными I-гранитами. Их состав эволюционирует от нормальных до субщелочных гранитов и лейкогранитов, отличающихся повышенными концентрациями высокозарядных и радиоактивных элементов. Изотопные (Sr, Nd) характеристики пород свидетельствуют в пользу генерации из древнего корового субстрата, усредненный возраст которого соответствует палеопротерозою. Формирование этих гранитов на рубеже мезо- и неопротерозоя (1013±9.9 млн лет) отвечает времени раннего этапа орогенеза гренвильского возраста и формирования структуры суперконтинента Родиния. Геодинамическая история региона сопоставляется с синхронной последовательностью и схожим стилем тектонотермальных событий по периферии крупных докембрийских кратонов Лаврентии и Балтики, что подтверждает палеоконтинентальные реконструкции вхождения Сибирского кратона в состав Родинии.
Ключевые слова
гранитоиды,
петрогеохимия,
U-Pb датирование,
Sr и Nd изотопный состав,
гренвильский орогенез,
Енисейский кряж
Финансирование: Работа выполнена за счет средств гранта Российского научного фонда (проект № 21-77-20018) с дополнительной поддержкой полевых работ в рамках госзаданий ИГМ СО РАН (122041400176-0; 122041400057-2).
Для цитирования:
Ножкин А.Д., Туркина О.М., Лиханов И.И., Ронкин Ю.Л. РАННЕНЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ РЯЗАНОВСКОГО МАССИВА ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА – ИНДИКАТОРЫ ПРОЯВЛЕНИЯ ГРЕНВИЛЬСКОГО ОРОГЕНЕЗА НА ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА. Геодинамика и тектонофизика. 2024;15(2):0745. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-2-0745. EDN: ORDEGX
For citation:
Nozhkin A.D., Turkina O.M., Likhanov I.I., Ronkin Yu.L. EARLY NEOPROTEROZOIC GRANITOIDS IN THE RYAZANOVSKY MASSIF OF THE YENISEI RIDGE AS INDICATORS OF THE GRENVILLE OROGENY AT THE WESTERN MARGIN OF THE SIBERIAN CRATON. Geodynamics & Tectonophysics. 2024;15(2):0745. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-2-0745. EDN: ORDEGX
1. ВВЕДЕНИЕ
Реликт докембрийского коллизионно-аккреционного орогена, расположенный на западной окраине Сибирского кратона в пределах Енисейского кряжа, является одним из наиболее интересных в геодинамическом аспекте регионов Сибири. Реконструкция его геологической истории важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов в обрамлении древних кратонов, но и для решения вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав суперконтинента Родиния [Pisarevsky et al., 2008]. Этот суперконтинент возник на рубеже мезо- и неопротерозоя в результате гренвильской орогении [Yarmolyuk et al., 2005; Bogdanova et al., 2009] – первой крупной эпохи складчатости в неогее [Glebovitsky et al., 2008]. Гренвильский пояс в Лаврентии, являющийся ядром Родинии, служит опорным для любых палеореконструкций периода формирования этого суперконтинента. Гренвильская складчатость фиксировала закрытие позднемезопротерозойского океана и глобальное исчезновение континентальных шельфов, на которых отлагались карбонатные осадки, что привело к длительному (100–150 млн лет) перерыву в осадочной летописи неопротерозоя 1.00–0.85 млрд лет назад [Semikhatov et al., 2002; Kuznetsov et al., 2019]. Так, в северо-западных районах заангарской части Енисейского кряжа – Заангарья – из разреза выпадают позднемезопротерозойские образования верхних горизонтов сухопитской и ранненеопротерозойские карбонатные толщи тунгусикской серии, широко развитые в восточной приплатформенной области этого региона. Заключительные деформационно-метаморфические события (интенсивная складчатость, тектоническое утолщение коры, связанный с надвигами коллизионный метаморфизм, внутриплитный магматизм) произошли в интервале 1.20–0.85 млрд лет назад [Bogdanova et al., 2009; Ernst et al., 2008]. Этот интервал именуют гренвильской эпохой орогенеза, которая приобрела глобальное значение [Khain, Goncharov, 2006; Rivers, 2008]. Образованный в ходе этих событий гренвильский пояс протягивался по периферии большинства палеоконтинентов на расстояние более 100 тыс. км [Dalziel, 1997; Torsvik, 2003]. 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 проблемы расположения подвижных поясов гренвильской эпохи, оценки геохронологических рубежей в истории эволюции гренвиллид и суперконтинента Родиния во многом остаются дискуссионными и далеки от окончательного решения, что 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. Это относится к выделяемым гренвиллидам в пределах юго-западной окраины Сибирского кратона, представленной коллизионно-аккреционным орогеном Енисейского кряжа [Nozhkin et al., 1999, 2008; Likhanov et al., 2014]. Так, некоторые геодинамические модели развития Енисейского кряжа основаны 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 [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2006]). На основании этого в ряде работ был сделан вывод об отсутствии мезопротерозойских, в том числе орогенных, событий гренвильского возраста на Енисейском кряже, что приводит к противоречивой трактовке целого ряда ключевых вопросов геологии региона.
Попытка восполнения этого пробела предпринята в настоящей статье, в которой обсуждаются особенности происхождения пород Рязановского гранитоидного массива 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 геологической 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]).
2. КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
В пределах Енисейского кряжа в Ангаро-Канском блоке обнажен раннедокембрийский фундамент, а мезо- и неопротерозойские окраинно-континентальные складчатые комплексы развиты преимущественно в заангарской части этого региона. Кристаллическое основание образовано гранулитогнейсовыми и амфиболито-гнейсовыми комплексами [Nozhkin, Turkina, 1993; Nozhkin et al., 2019], инъецированными коллизионными и внутриплитными гранитоидами с возрастом 1.84 и 1.75 млрд лет соответственно (Таракский и Телькунский массивы). В Заангарье эти комплексы в основном перекрыты нижнепротерозойскими субплатформенными метаосадочными толщами тейской серии, сформированными в предрифейскую эпоху после перерыва и образования кор выветривания. Позднедокембрийские террейны Енисейского кряжа (Исаковский и Предивинский), образованные преимущественно фрагментами неопротерозойских офиолитов и островодужных комплексов, аккретированы к окраине Сибирского кратона в венде [Likhanov et al., 2018]. Это вендское аккреционно-коллизионное событие привело к формированию Енисей-Саяно-Байкальского складчатого пояса и латеральному наращиванию континентальной коры.
В раннем рифее (мезопротерозое) на западе Сибирского кратона имело место заложение Предъенисейского перикратонного прогиба и последующее формирование осадочных толщ общей мощностью от 10 до 13–14 км. На Енисейском кряже в раннемезопротерозойское время произошло накопление мощных толщ терригенных осадков сухопитской серии и развитие рифтогенных базитовых комплексов, а также пикробазальт-базальтовых ассоциаций Рыбинско-Панимбинского вулканического пояса, которые отражают интенсивное растяжение коры, обусловившее масштабную деструкцию шельфовых зон кратона [Nozhkin et al., 2011; Likhanov, 2022b]. Одновременно с процессами вулканизма происходило становление гранитоидных интрузий [Popov et al., 2010; Likhanov, Santosh, 2019]. Терригенные толщи тейской и сухопитской серии были подвержены деформации, метаморфизму и внедрению гранитов в начале неопротерозоя. В эту эпоху произошло формирование синколлизионных гранитогнейсовых куполов тейского типа и сопряженных ареалов регионально метаморфизованных пород низких давлений от зеленосланцевой до амфиболитовой фации [Nozhkin et al., 1999; Likhanov et al., 2009], возраст которых подтвержден результатами U-Pb и 40Ar/39Ar датирования [Nozhkin et al., 2011; Likhanov et al., 2014]. Гранитогнейсовые купола сложены серыми порфиробластическими микроклиновыми гнейсами и гранитогнейсами и подчиненными гнейсогранитами и пегматитами. Выявлено два пояса развития гранитогнейсовых куполов, приуроченных к линейным зонам смятия вдоль Татарско-Ишимбинской и Приенисейской зоны разломов. Они протягиваются на расстояние более 500 км через Заангарье и Южно-Енисейский кряж. Результаты геохронологического изучения наиболее крупного Тейского гранитогнейсового купола приведены в работе [Nozhkin et al., 1999], в которой предполагается его длительное трехэтапное развитие, отвечающее рубежам 1100–950, 866 и 700–670 млн лет.
В позднеколлизионный этап были сформированы гранитоидные плутоны каламинского типа с четкими интрузивными контактами, сложенные плагиогранитами, низкощелочными калий-натриевыми гранитами, а также кварцевыми диоритами, принадлежащими к известково-щелочной и известковистой серии. К ним относятся Каламинский, Ерудинский, Среднетырадинский массивы в Татарско-Ишимбинской зоне разломов с U-Pb возрастом циркона 875, 878 и 857 млн лет [Vernikovsky et al., 2007; Vernikovskaya et al., 2002; Vernikovsky, Vernikovskaya, 2006], а также Гусянковский интрузив с U-Pb возрастом циркона 865 млн лет [Nozhkin et al., 2023] в Приенисейской зоне разлома (рис. 1). В этой же зоне происходит реоморфизм и дальнейший рост гранитогнейсовых куполов, представленных ассоциацией розово-красных порфиробластических гнейсов, гранитогнейсов и существенно калиевых гнейсогранитов и лейкогранитов. U-Pb возраст циркона из гранитоидных плутонов каламинского типа и гнейсогранитных куполов (Уволжский, Тейский) второго этапа один и тот же и составляет 860–880 млн лет [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2006; Nozhkin et al., 1999, 2023].
В развитии метаморфических комплексов было выделенo несколько этапов, различающихся термодинамическими режимами, величинами метаморфических градиентов и возрастом [Likhanov, 2020]. На первом этапе были сформированы высокоградиентные зональные комплексы низких давлений андалузит-силлиманитового типа с возрастом ~1050–950 млн лет при обычном для орогенеза метаморфическом градиенте dT/dH=25–35 °С/км [Likhanov et al., 2004]. На втором этапе эти породы подверглись неопротерозойскому (с двумя доминантными пиками – 854–862 и 798–802 млн лет) [Likhanov, 2019; Likhanov et al., 2009] коллизионному метаморфизму умеренных давлений кианит-силлиманитового типа с локальным повышением давления вблизи надвигов. Заключительный этап сопровождался синэксгумационным динамометаморфизмом (785–776 млн лет) с dT/dH <15 °С/км, отражающим тектонические обстановки быстрого подъема блоков пород в сдвиговых зонах и зонах растяжения коры. По времени эти события – деформации, гранитообразование и ранние этапы метаморфизма – могут соответствовать завершающей эпохе гренвильской орогении. Следовательно, ороген, развитый вдоль юго-западной окраины Сибирского кратона, эволюционировал в интервале около 1100–850 млн лет, поэтому он может быть сопоставлен с известными гренвильскими орогенами. Мощные тектонотермальные события на рубежах 1100–1000 и 850 млн лет были зафиксированы 40Ar/39Ar методом и в минералах (биотите, плагиоклазе) раннепротерозойских таракских гранитов на юге Енисейского кряжа.
Приведенные данные показывают, что в эволюции гренвиллид, выделяемых в пределах южной части западной окраины Сибирского кратона, отчетливо определяются два этапа: раннеколлизионный и позднеколлизионный с возрастом около 1100–950 и 870–850 млн лет соответственно. Индикаторами для них являются разновозрастные комплексы гранитогнейсовых куполов. Во второй, позднеколлизионный, этап наряду с гранитогнейсовыми куполами формируются гранитоидные плутоны, имеющие одинаковый с ними возраст. В настоящей работе приведены новые данные по петрогеохимическому составу, U-Pb возрасту циркона, Sr и Nd изотопии и условиям формирования Рязановского интрузива, образование которого отвечает раннему этапу гренвильской орогении на юго-западе Сибирского кратона, что укрепляет уверенность в выделении этого этапа.
3. АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Содержание главных и редких элементов в породах определено в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск) рентгенофлюоресцентным методом на спектрометре ARL-9900XL и методом JCP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000 AT + по методике [Nikolaeva et al., 2008]. Пределы обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов составляют от 0.005 до 0.100 г/т. Точность анализа составляла в среднем 2–7 отн %.
Выделение циркона для U-Pb изотопных исследований проведено по стандартной методике, основанной на применении магнитной сепарации, разделении в тяжелых жидкостях и ручном отборе зерен под бинокулярным микроскопом. Изучение морфологии и внутреннего строения кристаллов цирконов проведено в проходящем и отраженном свете, а также по катодолюминесцентным изображениям.
U-Pb датирование циркона выполнено на масс-спектрометре высокого разрешения с индуктивно связанной плазмой Element XR (Thermo Finnigan) с использованием лазерной абляции UP-213 (New Wave Research) на основе ультрафиолетового Nd: YAG лазера с длиной волны 213 нм (LA-ICP-MS) (ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН, г. Новосибирск). Параметры измерения масс-спектрометра оптимизированы для получения максимальной интенсивности сигнала 208Pb при минимальном значении 208ThO+/232Th+ (менее 2 %) с использованием стандарта NIST SRM612. Все измерения выполнены по изотопам 206Pb, 207Pb, 208Pb, 232Th, 235U, 238U. Съемка проведена в режиме E-scan. Детектирование сигналов проведено в режиме счета для всех изотопов, кроме 238U (аналоговый режим). Диаметр лазерного луча составлял 25 мкм, частота повторения импульсов 6 Гц и плотность энергии лазерного излучения примерно 3.5 Дж/см². Результаты масс-спектрометрических измерений обработаны с помощью программы «Glitter» [Griffin et al., 2008]. U-Pb изотопные отношения нормализованы на соответствующие значения изотопных отношений стандартного циркона TEMORA-2 и Plesovice [Sláma et al., 2008]. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приведены на уровне 1σ, погрешности вычисленных возрастов и пересечений с конкордией – на уровне ±2σ. Графики с конкордией построены с использованием программы ISOPLOT/EX ver. 3 [Ludwig, 1999].
Определение параметров Sr и 147Sm-143Nd изотопных систем выполнено в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН (г. Москва). Химическая пробоподготовка исходных образцов выполнена по методике, описанной в части Rb-Sr метода в работе [Shatagin, Volkov, 1998], а для 147Sm-143Nd метода – в работе [Larionova et al., 2007]. Концентрации элементов, а также величина отношений 87Sr/86Sr и 147Sm/144Nd определены методом изотопного разбавления (ID-TIMS) с использованием трассеров 85Rb-84Sr и 149Sm-150Nd. Измерения изотопных отношений проведены с помощью масс-спектрометра Sector 54 (Micromass, Англия) в мультиколлекторном динамическом режиме с использованием одноленточного (в случае Sr) и трехленточного (Sm и Nd) источника ионов [Thirlwall, 1991]. Измеренные значения 87Sr/86Sr приведены к величине 0.710248 в стандарте изотопного состава стронция NIST SRM-987, а 143Nd/144Nd – к 0.511858 в стандарте изотопного состава неодима LaJolla. Контроль за правильностью и точностью определения изотопного состава Sr, Sm и Nd выполнен путем многократных измерений соответствующих отношений 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd в стандартах: SRM-987 (n=43), 0.710238±0.000020; BHVO-2 (n=16), 0.703469±0.000019; BIR-1 (n=7), 0.703107±0.000021; Nd-IGEM (n=42), 0.512390±0.000014; LaJolla (n=42), 0.511840±0.000016; BHVO-2 (n=12), 0.512960±0.000018; BIR-1 (n=3), 0.512070±0.000018; BCR-1 (n=7) 147Sm/144Nd=0.13817, MSWD=1.13.
Количественный анализ минералов в полированных шлифах и идентификация минералов в концентратах протолочек породы проведены в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск) на сканирующем электронном микроскопе MIRA 3 LMU (Tescan Orsay Holding), оборудованном системой микроанализа AZtec Energy XMax-50 (Oxford Instruments Nanoanalysis Ltd) (исполнитель Н.С. Карманов).
4. ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЯ
Рязановский массив расположен в нижнем течении р. Кия (правый приток р. Енисея) и представляет собой сравнительно небольшой интрузив общей площадью около 190 км². Вмещающими для массива являются метаморфические породы тейской серии и немтихинской толщи, представленные гранат-биотитовыми гнейсами, высокоглиноземистыми гранат-силлиманитовыми сланцами, включающими горизонты кварцитов, мраморов и амфиболитов, а также гранитогнейсы и гранитоиды тейского комплекса и биотит-хлорит-серицитовые филлиты сухопитской серии.
Возраст пород немтихинской толщи и тейской серии принято считать раннедокембрийским (палеопротерозойским), а вышележащей – сухопитской – мезопротерозойским (раннесреднерифейским) [Shenfil, 1991; Kachevsky et al., 1998; Khomentovsky, 2007; State Geological Map…, 2009; Khabarov, Varaksina, 2011]. В последнее время получены Pb-Pb датировки для карбонатных пород дадыктинской свиты тунгусской серии – 1020±20 и горевской свиты широкинской серии – 1020±70 млн лет – осадочных последовательностей, залегающих стратиграфически выше сухопитских отложений (рис. 1). Возраст границы среднего и верхнего рифея по данным [Kuznetsov et al., 2019] определяют как 1030 млн лет, что дает основание считать сухопитскую серию доверхнерифейской. Эти образования прорваны гранитами Рязановского массива. Что касается гранитогнейсов и гранитоидов тейского комплекса, то их взаимоотношения с гранитами Рязановского массива не выяснены, так как их контакт нигде не вскрыт. Предполагается, что формирование наиболее крупного Тейского массива, расположенного в пределах Татарской зоны разломов, происходило в два этапа – 1100–950 и 866 млн лет, последний из которых геохронологически обоснован [Nozhkin et al., 1999].
Рис. 1. Схематическая геологическая карта района Рязановского гранитного массива
(составлена с использованием данных [Kachevsky et al., 1998; Kachevsky, Zuev, 2005].
(а) – кратонные блоки (I, II) Заангарья Енисейского кряжа: I – Восточный (приплатформенный), II – Центральный, III – Исаковский островодужный террейн. Разломы: 1 – Анкиновский, 2 – Ишимбинский, 3 – Татарский, 4 – Приенисейский, 5 – Нижнеангарский. Цифры в квадратах 1–5 – интрузивные массивы: 1 – Рязановский гранитный массив раннего коллизионного этапа, 2–5 – гранитоидные массивы позднего коллизионного этапа: 2 – Каламинский, 3 – Ерудинский, 4 – Гусянковский, 5 – Среднетырадинский; 6 – Тейский гранитогнейсовый купол. ГК и ТК – Гаревский и Тейский комплексы. (б) – конфигурация ядра Родинии и расположение подвижных поясов гренвильской складчатости, показанные голубым цветом по [Rino et al., 2008] c модификацией [Ernst et al., 2008] в период ее стабилизации. Положение Сибирского кратона по [Metelkin et al., 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.
1 – венд-кембрийскиие толщи, нерасчлененные; 2 – метатерригенно-карбонатные и метавулканогенные образования (тунгусикская, широкинская серии) (NP); 3 – филлиты сухопитской серии (MP); 4 – гнейсы, высокоглиноземистые гранат-силлиманитовые сланцы, пласты кварцитов, мраморов, амфиболитов (тейская серия, немтихинский метакомплекс) (PP); 5 – гранитоиды глушихинского комплекса (NP2); 6 – граниты Рязановского массива (MP3); 7 – гранитогнейсы и гранитоиды тейского комплекса (MP3-NP1); 8 – геологические границы; 9 – разломы (a) и надвиги (б), A – 314-83 – местоположение и номер пробы на определение возраста. Гранитные массивы (цифры в кружках): 1 – Рязановский, 2 – Верхнекиликейский, 3 – Гремихинский, 4 – Савинский.
Fig. 1. Schematic geological map of the Ryazanovsky granite massif area
(compiled using the data from [Kachevsky et al., 1998; Kachevsky, Zuev, 2005]).
(a) – cratonic blocks in the Transangarrian part of the Yenisei Ridge: I – Eastern (near-platform), II – Central, III – Isakov island-arc terrane. Faults: 1 – Ankinovsky, 2 – Ishimba, 3 – Tatarka, 4 – Yenisei, 5 – Lower Angara. Figures in squares − intrusive massifs: 1 – Ryazanovsky of the early collision stage; 2–5 – granitoid massifs of the late collision stage: 2 – Kalama, 3 – Eruda, 4 – Gusyanka, 5 – Srednetyrada; 6 – Teya granite-gneiss dome. ГК and TК – Garevka and Teya complexes. (б) – configuration of the core of Rodinia and Grenville orogenic foldbelts during its stabilization (blue, modified after [Rino et al., 2008] by [Ernst et al., 2008]). Setting of the Siberian craton after [Metelkin et al., 2012]. Symbols for smaller cratons: С – Svalbard, Кал – Kalahari, СФ-Кон – San Francisco-Kongo, Рио – Ria de la Plata, З. Афр – West Africa, Р – Rockall.
1 – Vendian-Cambrian units, undissected; 2 – metaterrigenous-carbonate and metavolcanogenic complexes (Tungusik, Shirokino groups) (NP); 3 – phyllites of the Sukhoi Pit group (MP); 4 – gneisses, high-alumina garnet-sillimanite schists, layers of quartzites, marbles, amphibolites (Teya group, Nemtikha metacomplex) (PP); 5 – granitoids of the Glushikha complex (NP2); 6 – granites of the Ryazanovsky massif (MP3); 7 – granite-gneisses and granitoids of the Teya complex (MP3-NP1); 8 – geological boundaries; 9 – faults (a) and thrusts (б), A-314-83 – sampling site and number of sample for isotope dating and age determination. Granite massifs (numbers in circles): 1 – Ryazanovsky, 2 – Verkhnekilikeysky, 3 – Gremikhinsky, 4 – Savinsky.
Рязановский массив сложен гранитами и лейкогранитами. Среди гранитов выделяются биотитовые граниты нормальной щелочности и граниты субщелочной серии. Лейкограниты также характеризуются повышенной щелочностью. Биотитовые, субщелочные граниты и лейкограниты связаны между собой постепенными переходами. Наиболее распространенные биотитовые граниты розовато-серые, неравномерно среднезернистые, имеют массивную текстуру и порфировидную структуру. Основная масса (в об. %) представлена серицитизированным плагиоклазом (20–25 %), пелитизированным калиевым полевым шпатом (25–30 %), кварцем (до 30 %), биотитом (8–10 %), плеохроирующим от светло-желтого до темно-коричневого. В биотите сосредоточены включения циркона, окруженные плеохроичными «двориками». Крупные (до 1×2 см) порфировидные выделения калиевого полевого шпата представлены таблитчатыми кристаллами, обычно с простыми двойниками, с ясно выраженными структурами распада: линзовидными и струйчатыми выделениями кислого плагиоклаза, представленного альбитом. Калиевый полевой шпат содержит включения зерен плагиоклаза, биотита, кварца, свидетельствующие о его позднемагматическом формировании. Плагиоклаз, в отличие от калишпата, не содержит включений других минералов. В качестве акцессорных минералов в биотитовых гранитах присутствуют циркон, апатит, титанит, ильменит.
Субщелочные граниты и лейкограниты светло-розовые или желтовато-серые, равномерно-средне- или мелкозернистые, с незначительным (1–3, реже до 5 об. %) содержанием биотита и резким преобладанием калиевого полевого шпата (35–45 %) над плагиоклазом (15–20 %); в лейкогранитах повышено (до 30–35 %) количество кварца, отличающегося волнистым погасанием. Для таблитчатых выделений калишпат-пертита весьма характерны простые двойники, иногда в них видна микроклиновая решетка. Серицитизированный плагиоклаз нередко полисинтетически сдвойникован. По пертитовым включениям в калишпате местами развит шахматный альбит. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, титанитом, ильменитом, флюоритом, единичными зернами и зональными кристаллами ортита, образующего включения в биотите или вблизи его пластинчатых агрегатов.
5. ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГРАНИТОИДОВ
Гранитоиды Рязановского массива по содержанию главных элементов соответствуют гранитам, субщелочным гранитам и лейкогранитам. В выборке из девяти проанализированных проб две пробы наиболее распространенных биотитовых гранитов отвечают составу гранитов нормальной щелочности, три пробы – составу субщелочных лейкогранитов и четыре – субщелочным гранитам. Из четырех проб субщелочных гранитов две отличаются повышенным содержанием редких элементов (Zr, Hf, Nb, Ta, РЗЭ и Y), U и Th (Прил. 1, табл. 1.1). Содержание SiO2 варьируется от 68 до 74 мас. %, K2O от 3.9 до 5.7 мас. % (рис. 2). Величина K2O/Na2O изменяется в диапазоне 1.3–2.2. Согласно систематике [Frost et al., 2001; Sylvester, 1998], гранитоиды являются железистыми (FeO/FeO*+MgO=0.83–0.88) (рис. 2) и слабопералюминиевыми (ASI=1.0–1.2).
Рис. 2. Диаграмма SiO2 – FeO*/(FeO*+MgO) для гранитов Рязановского массива.
Поля железистых и магнезиальных гранитоидов по [Frost et al., 2001].
FeO* – общее железо.
Fig. 2. Diagram SiO2 – FeO*/(FeO*+MgO) for granites of the of Ryazanovsky massif.
Fields of ferroan and magnesian granitoides after [Frost et al., 2001].
FeO* – total iron.
Спектры РЗЭ для гранитов, умеренно фракционированные с обогащением легкими лантаноидами (La/Yb)n=12.0–22.5) и отчетливым обеднением Eu (Eu/Eu*=0.15–0.45), с уменьшением Eu/Eu*от гранитов к их субщелочным разностям и лейкогранитам, коррелируют с уменьшением содержания плагиоклаза (рис. 3, a; Прил. 1, табл. 1.1). Мультиэлементные спектры большинства гранитоидов характеризуются обогащением наиболее несовместимыми элементами, резкими минимумами по Nb и Ti и слабым обеднением по Ba и Sr (рис. 3, б). Высокая кремнекислотность затрудняет геохимическую систематику гранитов Рязановского массива [Taylor, McLennan, 1985]. Исходя из высокой железистости и повышенных содержаний Th, высокозарядных элементов (Zr, Nb, Y), легких РЗЭ эти породы сопоставимы с А-гранитами или высокодифференцированными I-гранитами [Whalen et al., 1987; Sklyarov, 2001].
Рис. 3. Редкоземельные (а) и мультиэлементные (б) спектры
для гранитов Рязановского массива.
Номера проб соответствуют Прил. 1, табл. 1.1.
Нормировано по хондриту [Boynton, 1984]
и составу примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989].
Fig. 3. Rare-earth (а) and multielement (б) spectra
for granites of the Ryazanovsky massif.
Sample numbers correspond to those in App. 1, Table 1.1.
Normalized to chondrite [Boynton, 1984]
and primitive-mantle composition [Sun, McDonough, 1989].
Наряду с описанными гранитоидами в правом борту р. Кия, в 800 м выше устья р. Подпорожица, развиты субщелочные редкометалльные граниты с высокой радиоактивностью. В двух отобранных пробах (А-319-73 и А-319-73а) содержание Th составляет 133 и 98 г/т соответственно, содержание U – 22 г/т и K2O 5.3 и 4.8 мас. % (Прил. 1, табл. 1.1). В этих же пробах существенно (в 4.0–5.5 раза) повышены концентрации РЗЭ, Y, Zr и Hf и в 15–20 раз – содержание Ta и Nb. Петрохимический состав этих гранитов сходен с субщелочными гранитами массива за исключением слегка повышенного содержания Na2O и P2O5 в редкометалльных разностях (Прил. 1, табл. 1.1), что проявляется в их альбитизации и в повышенной примеси акцессорного апатита. Вместе с тем эти редкометалльные граниты контрастно отличаются отсутствием Nb минимума на мультиэлементных спектрах (рис. 3, б).
Петрографическое изучение редкометалльных гранитов, количественный анализ минералов в полированных шлифах и идентификация их в концентратах протолочек породы показали повышенное содержание циркона, апатита, флюорита, титанита, наличие торита, ильменита, минерала группы эпидота, типа ортита, единичных зерен касситерита. В цирконе повышена примесь U, РЗЭ, Y, Hf. В апатите установлено присутствие редких земель и F. Титанит содержит заметную величину (0.4–0.6 мас. %) Nb, кроме того, в нем установлена изоморфная примесь Ta и Y. Повышенное содержание U, редких земель и Y установлено в торите. Редкие земли цериевой группы, наряду с Th и U, отмечены в зональных кристаллах ортита. Кроме того, в полированных шлифах и концентратах протолочек установлен бастнезит, который, очевидно, является вторичным минералом, развитым по ортиту.
6. РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Для геохронологических исследований отобрана проба (А-314-73) светло-серого равномерно среднезернистого субщелочного лейкогранита с незначительным (1–3 об. %) содержанием биотита. Проба отобрана в правом борту долины р. Кия, на кийском пороге, в 3 км ниже руч. Калинкин. Выделенный из этой пробы циркон представлен желтовато-коричневыми призматически-дипирамидальными кристаллами размером от 150 до 250 мкм с коэффициентом удлинения (Ку) 1.5–2.5. В катодолюминесцентном изображении (КЛ) большинство кристаллов показывает отчетливую осцилляторную зональность, в более крупных зернах зональность четко проявлена во внешних зонах и нарушена во внутренних (рис. 4). Исследованные кристаллы циркона имеют повышенное содержание U (308–3149 г/т) с преобладанием зерен с U>1000 г/т и типичную для магматического циркона величину Th/U – 0.14–0.69 (Прил. 1, табл. 1.2). Для U-Pb датирования использованы только зональные части кристаллов. Для 9 из 27 проанализированных кристаллов получен дискордантный U-Pb возраст (Прил. 1, табл. 1.2), в связи с чем эти анализы были исключены из дальнейших расчетов.
Рис. 4. Катодолюминесцентное изображение датированных кристаллов цирконов
из гранитоидов Рязановского массива с расположением точек определения возраста.
Номера точек соответствуют таковым в Прил. 1, табл. 1.2.
Fig. 4. Cathodoluminescence images for analyzed zircons from granitoids
of the Ryazanovsky massif with the location of age determination points.
The point numbers correspond to those in App. 1, Table 1.2.
Графическая интерпретация U-Pb LA-ICP-MS конкордантых данных для 12 кристаллов циркона (1011.4±7.9, СКВО=1.3) представлена на графике с конкордией (рис. 5, а).
Результаты вычисления средневзвешенных значений конкордантных U-Pb возрастов с помощью четырех алгоритмов (по более статистически представленному количеству кристаллов n=18), в том числе робастных, приведены на рис. 5, б. Поскольку цирконы имеют отчетливую ростовую зональность U-Pb возраст 1013.0±9.9 млн лет [0.97 %] 95 % дов. инт., СКВО=0.00017 может быть принят в качестве наилучшей оценки времени формирования гранитов Рязановского массива.
Рис. 5. Графическая интерпретация U-Pb LA ICP MS данных для циркона
из гранитов Рязановского массива (обр. А-314-83).
(а) – U-Pb график с конкордией без учета неопределенностей константы распада (n=12); (б) – U-Pb конкордантный возраст 1013.0±9.9 [0.97 %] 95 % дов. инт., СКВО=0.00017. 1 – средневзвешенное значение с учетом только внутренних неопределенностей (n=18), 2 – cредневзвешенное значение с учетом неопределенностей константы распада (n=18), 3 – робастная оценка, алгоритм Tukey’s Biweight (n=18) [Hoaglin et al., 1983], 4 – медианное значение (n=18).
Fig. 5. Graphic interpretation of the U-Pb LA ICP MS data for zircon from granites of the Ryazanovsky massif (sample A-314-83).
(a) – U-Pb plot with concordia, without decay constant uncertainties (n=12); (б) – U-Pb concordant age of 1013.0±9.9 [0.97 %] 95 % conf. lim., MSWD=0.00017. 1 – weighted average with only internal uncertainties (n=18), 2 – weighted average with decay constant uncertainties (n=18), 3 – robust Tukey’s biweight estimate (n=18) [Hoaglin et al., 1983], 4 – median value (n=18).
Rb-Sr и 147Sm-143Nd ID-TIMS систематика двух образцов гранитов (А-309-73, А-314-73) в целом представлена в Прил. 1, табл. 1.3 и рис. 6 и 7.
Рассмотрение Rb-Sr изотопной сигнатуры образцов А-309-73 и А-314-73 на графике Николайсена в координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr1 – ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr выявляет эволюционную зависимость
c наклоном = exp((λ87·t)–1)=0.01562, где λ87=1.42·10–11 лет–1 постоянная распада 87Rb, соответствующим возрасту 1091±55 млн лет. На этом же графике представлена линия согласования с U-Pb LA-ICP-MS возрастом t=1013 млн лет и наклоном = exp((λ87·t)–1)=0.01449. Учитывая неопределенности построения двухточечной регрессионной зависимости и погрешности для величины 87Rb/86Sr, а также вариации конкордантных значений U-Pb возраста исследованных кристаллов циркона (см. Прил. 1, табл. 1.2), можно говорить, с известным приближением, о совпадении U-Pb и Rb-Sr возрастов. Относительно высокое значение первичного изотопного отношения (87Sr/86Sr)0=0.7124±0.0036 свидетельствует о существенной роли корового компонента в формировании расплава, что находит свое подтверждение и в величинах εNd(t), равных – 5.0, – 4.8 для гранитов А-309-73 и А-314-73 соответственно.
Рис. 6. Rb-Sr эволюционная диаграмма (синий цвет)
и линия согласования (зеленый цвет)
для гранитов А-309-73 и А-314-73 Рязановского массива.
Красные пунктирные линии отображают погрешности для линии регрессии.
Результаты геохронологических и изотопно-геохимических исследований.
Fig. 6. Rb-Sr evolution diagram (blue) and matched line (green)
for granites A-309-73 and A-314-73 of the Ryazanovsky massif.
The red dotted lines represent the errors of the regression line.
Results of geochronological and isotope-geochemical studies.
Рис. 7. Эволюция 147Sm-143Nd изотопной системы
гранитов А-309-73 и А-314-73 Рязановского массива.
DM и CHUR – модельные резервуары, параметры которых указаны в примечании к Прил. 1, табл. 1.3. 1-stage, 2-stage, 1902, 1940, 2057, 2069 – линии эволюции по одностадийной и двухстадийной Nd модели и соответствующий возраст (млн лет).
Fig. 7. Evolution of the 147Sm-143Nd isotope system
for granites A-309-73 and A-314-73 of the Ryazanovsky massif.
DM and CHUR are model tanks, the parameters of which are indicated in the note to App. 1, Table 1.3. 1-stage, 2-stage, 1902, 1940, 2057, 2069 – evolutionary lines according to one- and two-stage Nd model and the corresponding ages (Ma).
Концентрации Sm и Nd в исследованных образцах гранитов ограничены интервалом 5.3–6.8 г/т, 31–40 г/т, при этом вариации величин 147Sm/144Nd и 147Nd/144Nd составляют лишь 1.6 и 0.003 %, что в конечном итоге определяет близость TDM 1902, 1910 млн лет соответственно. Вычисленные с учетом tU-Pb(1013 млн лет) двухстадийные оценки модельного возраста также практически совпадают (2069, 2057 млн лет). Поскольку U-Pb возраст гранитов Рязановского массива значимо меньше Nd модельных датировок, последние следует интерпретировать «усредненным» смешанным источником, имеющим как минимум раннепротерозойский возраст.
7. ОБСУЖДЕНИЕ И ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ
Рязановский массив имеет все признаки натрий-калиевых геохимически дифференцированных гранитных массивов, состав которых эволюционирует от гранитов до субщелочных гранитов и лейкогранитов. Обогащение гранитов высокозарядными элементами и Th сближает их с гранитами А-типа, что могло произойти в результате плавления корового кварц-полевошпатового источника при высокой температуре с полным растворением акцессорных элементов в магмообразующем субстрате [Frost C.D., Frost B.R., 2011]. При последующей дифференциации расплава, вероятно, также происходило накопление некогерентных редких элементов.
Наряду с Рязановским гранитным массивом, в этой же зоне, пространственно тяготеющей к системе Приенисейских разломов, расположен ряд массивов лейкократовых гранитов глушихинского комплекса. Некоторые из них (Верхнекиликейский, Гремихинекский, Савинский) показаны на рис. 1. В отличие от Рязановского массива с ранненеопротерозойским U-Pb возрастом циркона 1013.0±9.9 млн лет, граниты глушихинского комплекса были сформированы в позднем неопротерозое (750–720 млн лет назад). Все они имеют пониженное содержание Th (16–18 г/т) и низкие величины (2.0–4.5) Th/U за счет обогащения пород U (Прил. 1, табл. 1.4) [Nozhkin, Turkina, 1989]. Наряду с U, эти граниты в сравнении с гранитами Рязановского массива содержат повышенные концентрации Li, Rb, тяжелых РЗЭ, Y, Sn, и F, обусловленные геохимической дифференциацией исходного расплава в промежуточных очагах [Nozhkin, Turkina, 1989]. Формирование исходного расплава для гранитов глушихинского комплекса происходило за счет корового субстрата, обедненного (в сравнении с субстратом для рязановских гранитов) Th, Zr и другими высокоразрядными элементами, содержание которых приведено в работах [Nozhkin, Turkina, 1989; Vernikovskaya et al., 2003]. Таким образом, сравнение гранитов Рязановского массива и лейкогранитов глушихинского комплекса показало отличие их редкоэлементного состава, вероятно связанное с различием в коровых источниках, условиях плавления и дифференциации на двух этапах неопротерозойского гранитообразования.
Формирование гранитоидов Рязановского массива на рубеже мезо- и неопротерозоя (1013±9.9 млн лет) отвечает раннему этапу гренвильской орогении на юго-западе Сибирского кратона. В пределах палеоконтинентального сектора Северо-Енисейского кряжа в качестве возрастных аналогов гренвиллид рассматриваются гранитогнейсовые купола (1100–950 млн лет) [Nozhkin et al., 1999], метапелиты низких/умеренных давлений Приенисейской и Татарско-Ишимбинской систем разломов (1056±28 млн лет) [Likhanov et al., 2015]. Их возрастные оценки также совпадают со временем начального регионального метаморфизма основных магматических пород Рыбинско-Панимбинского вулканического пояса в правобережье р. Ангары (1087.1±11.3; 1183±9.8 млн лет [Likhanov, 2022b], (1051±22 млн лет) [Chernykh, 2000]). Это позволяет коррелировать деформации ранненеопротерозойской тектонической активизации в регионе на юго-западной окраине Сибирского кратона с формированием Родинии. Выявленный этап согласуется с фазами орогенеза в гренвильском (Лаврентия) [Rivers, 2008] и в свеконорвежском (Балтика) складчатых поясах [Bogdanova et al., 2008].
Последующие события в неопротерозое характеризуются постепенным завершением гренвильского строения и началом вальгальской орогении, вызванной утолщением земной коры в результате наложенных эффектов коллизионно-аккреционных процессов по периферии Родинии [Cawood et al., 2010; Vance et al., 1998]. На Енисейском кряже U-Pb датировки контрастных по составу пород Гаревского метаморфического комплекса – адакитоподобных гранитов (913±11 и 915±36 млн лет), порфиробластических ортоклазовых лейкогранитогнейсов (932±26 млн лет) и микроклин-цоизитовых ортоамфиболитов (902±12.8 млн лет) – рассматриваются в качестве возрастных аналогов ранней эпохи Ренланд (980–910 млн лет) вальгальской складчатости [Likhanov, 2022a]. Датировки порфиробластических гранитогнейсов (881±8 млн лет), бластомилонитизированных порфиробластических плагиогранитогнейсов (855.6±5 млн лет), рапакивиподобных гранитов (871±10 млн лет), мигматитов (845±15 млн лет) могут быть соотнесены с возрастами постгренвильского этапа, включающего позднюю эпоху Нордатьян (880–720 млн лет) вальгальской складчатости [Likhanov, Reverdatto, 2015; Likhanov, 2022b]. Близкий возраст формирования установлен для пород тейского комплекса, подвергшихся позднерифейскому (864–849 млн лет) коллизионному метаморфизму умеренных давлений кианит-силлиманитового типа в пределах Татарско-Ишимбинской системы разломов [Likhanov et al., 2007, 2008]. С этим же этапом связано становление гранитоидных плутонов каламинского типа [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2006], вблизи которых локально проявлен термальный метаморфизм позднерифейского (862 млн лет) возраста [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 [Li et al., 2008]. В частности, подобные по возрасту и стилю метаморфизма проявления были обнаружены в гнейсах и кристаллических сланцах Свальбарда [Pettersson et al., 2009], мойнской серии Северо-Западной Шотландии и Восточной Гренландии (Лаврентия) [Strachan et al., 1995], соройского комплекса в Северной Норвегии (Балтика) [Kirkland et al., 2006]. Такие проявления магматизма и метаморфизма, широко представленные по периферии крупных докембрийских кратонов Родинии – Лаврентии, Балтики и Сибири, могут служить весомым аргументом в пользу представления об их структурной сопряженности в эту эпоху [Cawood et al., 2004, 2016; Likhanov, 2022a, 2022b; Likhanov et al., 2015]. Такая трактовка взаиморасположения арктических кратонов в строении суперконтинента Родиния согласуется с палеоконтинентальными реконструкциями, основанными на палеомагнитных данных [Torsvik, 2003; Metelkin et al., 2012; Johansson, 2014; Dalziel, 1997], подтверждающими, что в неопротерозое Лаврентия, Сибирь и Балтика являлись древним ядром суперконтинента Родиния (см. рис. 1, б). Об этом же свидетельствуют более современные реконструкции [Kirscher et al., 2020; Evans, 2021; Elming et al., 2021; Salminen et al., 2021; Li et al., 2023], подтверждающие, что эти кратоны существовали рядом друг с другом на протяжении около 800 млн лет [Pisarevsky et al., 2008]. В настоящее время ключевым вопросом для современных реконструкций является то, какой из кратонных блоков мог быть присоединен к западной части Сибирского кратона на стадии формирования Родинии. На этих реконструкциях в район западной окраины Сибири помещают или Северо-Китайский кратон [Ding et al., 2021; Evans, 2021; Zhang et al., 2021], или кратон Янцзы [Kirscher et al., 2020; Lu et al., 2022], или вообще здесь отсутствуют какие-либо крупные кратоны [Li et al., 2023].
В целом же, Сибирский кратон обычно считают частью мезопротерозойского [Evans, Mitchell, 2011] и неопротерозойского суперконтинентов [Torsvik, 2003], но его докембрийское положение в реконструкциях Нуна-Колумбии и Родинии весьма противоречиво [Pisarevsky et al., 2021; Evans, 2021]. Можно полагать, что появление новых изотопно-геохронологических датировок для геологических комплексов древних кратонов, относящихся к периодам становления и распада докембрийских суперконтинентов, не только существенно повышает возможности временных корреляций глобальных геологических процессов в истории Родинии, но и представляет собой важный тест для палеоконтинентальных реконструкций.
8. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Породы Рязановского массива, локализованные в зоне влияния Приенисейского разлома, представлены высокожелезистыми разностями и сопоставимы с А-гранитами и высокодифференцированными I-гранитами. Их состав изменяется от нормальных до субщелочных гранитов и лейкогранитов. Изотопные (Sr, Nd) характеристики пород свидетельствуют в пользу их образования из древнего корового субстрата, усредненный возраст которого отвечает палеопротерозою. Обогащение высокозарядными и радиоактивными элементами предполагает их образование из корового кварц-полевошпатового источника с полным плавлением акцессорных минералов и последующую дифференциацию расплава.
Граниты Рязановского массива (1013±9.9 млн лет) одновозрастны с гранитогнейсовыми куполами, метапелитами низких/умеренных давлений Приенисейской и Татарско-Ишимбинской систем разломов и метабазитами Рыбинско-Панимбинского вулканического пояса в правобережье р. Ангары. Их формирование на рубеже мезо- и неопротерозоя происходило в результате коллизии блоков континентальной коры и последующего постколлизионного растяжения, связанных с ранним этапом орогенических событий гренвильского возраста, что совпадает со временем формирования структуры суперконтинента Родиния.
Геодинамическая история региона сопоставляется с синхронной последовательностью и схожим стилем тектонотермальных событий по периферии крупных докембрийских кратонов Лаврентии и Балтики, что подтверждает палеоконтинентальные реконструкции о вхождении Сибирского кратона в состав Родинии. Представленные свидетельства позволяют разрешить ряд противоречий в трактовке ключевых вопросов геологии региона, например ранние предположения об отсутствии на Енисейском кряже орогенных событий гренвильского возраста.
9. БЛАГОДАРНОСТИ
Авторы данной статьи глубоко признательны рецензентам – Н.Б. Кузнецову и Т.В. Донской – за конструктивные замечания, плодотворную дискуссию и ценные рекомендации, способствующие значительному улучшению рукописи.
10. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS
Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.
All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.
11. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.
The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.
1. Вычислено исходя из концентраций Rb и Sr, определенных методом ICP-MS (см. Прил. 1, табл. 1.1), Погрешности ±2σ=3 % назначены расчетом коэффициентов вариации отношений 147Sm/144Nd, вычисленных, в свою очередь, на основе величин 147Sm/144Nd, определенных методами ICP-MS и ID-TIMS.
ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1
Таблица 1.1. Содержание петрогенных (мас. %) и редких (г/т) элементов
в представительных пробах гранитоидов Рязановского массива
Table 1.1. Concentrations of petrogenic (wt. %) and rare elements (ppm)
in representative samples of granitoids from the Ryazanovsky massif
Оксиды и элементы | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 |
А-309-73 | A-313-73 | А-314-73 | A-316-73 | А-319-73 | А-319-73а | А-319-73б | A-320-73а | A-323-73 | |
SiO2 | 68.75 | 74.07 | 73.42 | 72.67 | 71.10 | 71.29 | 71.13 | 68.32 | 71.86 |
TiO2 | 0.30 | 0.17 | 0.21 | 0.20 | 0.25 | 0.24 | 0.25 | 0.46 | 0.24 |
Al2O3 | 15.29 | 12.86 | 13.35 | 13.13 | 14.40 | 14.18 | 14.14 | 14.98 | 13.42 |
Fe2O3 | 4.47 | 2.80 | 2.513 | 3.06 | 3.15 | 3.26 | 3.26 | 4.60 | 3.02 |
MnO | 0.09 | 0.04 | 0.05 | 0.06 | 0.07 | 0.08 | 0.08 | 0.07 | 0.06 |
MgO | 0.50 | 0.35 | 0.37 | 0.38 | 0.50 | 0.41 | 0.43 | 0.94 | 0.52 |
CaO | 2.39 | 0.61 | 1.07 | 1.04 | 1.10 | 0.98 | 1.00 | 1.86 | 1.49 |
Na2O | 2.93 | 3.06 | 3.03 | 2.90 | 3.20 | 3.29 | 3.26 | 2.56 | 2.55 |
K2O | 3.86 | 5.04 | 5.42 | 5.02 | 5.30 | 4.76 | 4.74 | 4.84 | 5.68 |
P2O5 | 0.08 | 0.04 | 0.06 | 0.05 | 0.23 | 0.25 | 0.25 | 0.12 | 0.08 |
п.п.п. | 1.72 | 0.68 | 1.00 | 0.80 | 0.52 | 0.46 | 0.68 | 1.15 | 0.66 |
сумма | 100.16 | 99.79 | 100.31 | 99.39 | 99.82 | 99.30 | 99.30 | 100.05 | 99.68 |
Th | 21 | 37 | 36 | 61 | 133 | 98 | 41 | 37 | 58 |
U | 4.2 | 5.3 | 4.9 | 5.4 | 22 | 22 | 5 | 4.3 | 5.9 |
Rb | 223 | 268 | 260 | 245 | 364 | 383 | 346 | 245 | 249 |
Ba | 742 | 323 | 354 | 469 | 305 | 286 | 499 | 1 040 | 588 |
Sr | 187 | 76 | 82 | 102 | 75 | 73 | 101 | 225 | 135 |
La | 55 | 65 | 47 | 50 | 190 | 185 | 51 | 81 | 64 |
Ce | 108 | 108 | 97 | 92 | 410 | 397 | 109 | 151 | 124 |
Pr | 11.9 | 13.2 | 10.1 | 10.7 | 48 | 46 | 10 | 16.1 | 13.1 |
Nd | 41 | 45 | 34 | 34 | 157 | 157 | 35 | 55 | 40 |
Sm | 7.3 | 7.6 | 6.1 | 6.0 | 29 | 28 | 5 | 9.0 | 5.8 |
Eu | 0.98 | 0.63 | 0.52 | 0.67 | 1.29 | 1.26 | 0.67 | 1.20 | 0.73 |
Gd | 5.6 | 5.9 | 4.4 | 5.1 | 23 | 23 | 4 | 7.4 | 4.4 |
Tb | 0.85 | 0.84 | 0.73 | 0.79 | 3.5 | 3.5 | 0.6 | 1.04 | 0.60 |
Dy | 4.5 | 4.8 | 4.5 | 4.6 | 19.9 | 19.4 | 2.9 | 5.6 | 3.2 |
Ho | 0.87 | 0.92 | 0.92 | 0.97 | 3.9 | 3.8 | 0.6 | 1.10 | 0.65 |
Er | 2.3 | 2.6 | 2.5 | 2.7 | 10.2 | 10.2 | 1.7 | 3.0 | 1.94 |
Tm | 0.36 | 0.38 | 0.36 | 0.40 | 1.46 | 1.54 | 0.25 | 0.44 | 0.28 |
Yb | 2.4 | 2.5 | 2.5 | 2.8 | 9.7 | 10.0 | 1.6 | 3.0 | 1.90 |
Lu | 0.34 | 0.36 | 0.36 | 0.41 | 1.30 | 1.43 | 0.25 | 0.45 | 0.28 |
Zr | 204 | 167 | 161 | 180 | 945 | 889 | 199 | 327 | 224 |
Hf | 5.3 | 5.7 | 5.1 | 5.3 | 32 | 31 | 6 | 8.9 | 5.9 |
Ta | 1.16 | 1.80 | 2.0 | 2.1 | 38 | 36 | 7 | 1.60 | 1.67 |
Nb | 15.0 | 17.8 | 19.6 | 18.1 | 502 | 468 | 32 | 20.0 | 19.6 |
Y | 27 | 29 | 27 | 30 | 116 | 108 | 17 | 31 | 19.6 |
(La/Yb)n | 15.7 | 17.6 | 12.7 | 12.0 | 13.2 | 12.5 | 21.5 | 18.2 | 22.5 |
Eu/Eu* | 0.45 | 0.28 | 0.29 | 0.37 | 0.15 | 0.15 | 0.43 | 0.44 | 0.43 |
(La/Sm)n | 4.7 | 5.4 | 4.8 | 5.3 | 4.1 | 4.2 | 6.2 | 5.7 | 6.9 |
(Gd/Yb)n | 1.9 | 1.9 | 1.4 | 1.5 | 1.9 | 1.9 | 2.1 | 2.0 | 1.9 |
Примечание. Образцы: 1, 8 – биотитовые граниты,
2–4 – субщелочные лейкограниты, 5–7, 9 – субщелочные граниты.
Note. Samples: 1, 8 − biotite granites,
2–4 – subalkaline leucogranites, 5–7, 9 – subalkaline granites.
Таблица 1.2. U-Pb изотопные данные
для гранитов Рязановского массива (обр. A-314-83)
Table 1.2. Data on zircon U-Pb isotope age
for granites from the Ryazanovsky massif (sample A-314-83)
№ | U, г/т | 232Th/238U | 206Pb, г/т | 206Pb*/238U | 207Pb*/206Pb* | D, % | Возраст, млн лет | СКВО | |||
206Pb/238U | 207Pb/206Pb | tconcord. | ±1σ | ||||||||
1 | 1838 | 0.42 | 272 | 0.1709 | 0.0756 | 6.6 | 1017±13 | 1084±39 | d/c | – | – |
2 | 1903 | 0.3 | 281 | 0.1708 | 0.0756 | 6.7 | 1017±13 | 1084±39 | d/c | – | – |
3 | 2408 | 0.3 | 356 | 0.171 | 0.0718 | –3.7 | 1018±13 | 980±40 | 992 | 7.7 | 6.2 |
4 | 3149 | 0.36 | 480 | 0.1761 | 0.0776 | 8.7 | 1046±13 | 1136±39 | d/c | – | – |
5 | 1487 | 0.26 | 220 | 0.1708 | 0.071 | –5.8 | 1017±13 | 957±40 | d/c | – | – |
6 | 455 | 0.39 | 66 | 0.1673 | 0.0718 | –1.8 | 997±13 | 979±41 | 998 | 9.4 | 1.16 |
7 | 1837 | 0.4 | 271 | 0.1703 | 0.0732 | 0.5 | 1014±13 | 1018±40 | 1014 | 8.8 | 0.006 |
9 | 813 | 0.63 | 117 | 0.1664 | 0.0723 | 0.1 | 992±12 | 994±40 | 992 | 8.9 | 0.008 |
11 | 1390 | 0.29 | 207 | 0.1721 | 0.0726 | –2.0 | 1024±13 | 1003±40 | 1011 | 8.6 | 1.9 |
12 | 308 | 0.22 | 44 | 0.1666 | 0.0708 | –4.1 | 993±13 | 952±43 | 978 | 10 | 3.9 |
14 | 714 | 0.21 | 106 | 0.1717 | 0.0745 | 3.2 | 1021±13 | 1054±41 | 1036 | 9.2 | 2.6 |
15 | 1736 | 0.22 | 282 | 0.1878 | 0.077 | 1.1 | 1109±14 | 1122±39 | 1115 | 8.8 | 0.3 |
16 | 2018 | 0.69 | 301 | 0.1722 | 0.0721 | –3.6 | 1024±13 | 988±40 | 1003 | 8.5 | 5.1 |
17 | 835 | 0.27 | 126 | 0.1742 | 0.0713 | –6.7 | 1035±13 | 966±42 | d/c | – | – |
19 | 2171 | 0.21 | 323 | 0.1719 | 0.0762 | 7.6 | 1023±13 | 1100±40 | d/c | – | – |
20 | 1057 | 0.32 | 154 | 0.1679 | 0.0726 | 0.3 | 1001±12 | 1004±41 | 1001 | 9.1 | 0.003 |
21 | 478 | 0.4 | 69 | 0.1676 | 0.0746 | 5.8 | 999±13 | 1057±42 | 1020 | 10 | 7.3 |
22 | 1205 | 0.14 | 179 | 0.1721 | 0.0752 | 5.0 | 1024±13 | 1075±41 | 1046 | 9.5 | 6.9 |
23 | 1043 | 0.34 | 156 | 0.1722 | 0.0739 | 1.3 | 1024±13 | 1038±41 | 1029 | 9.4 | 0.38 |
24 | 429 | 0.35 | 64 | 0.1721 | 0.0744 | 2.7 | 1024±13 | 1052±42 | 1032 | 10 | 1.4 |
29 | 783 | 0.34 | 116 | 0.1707 | 0.0735 | 1.2 | 1016±13 | 1028±42 | 1019 | 9.9 | 0.16 |
31 | 1313 | 0.39 | 189 | 0.1661 | 0.073 | 2.3 | 990±12 | 1014±41 | 998 | 9.8 | 0.95 |
34 | 1409 | 0.51 | 209 | 0.1712 | 0.075 | 4.8 | 1019±13 | 1067±42 | 1036 | 10 | 5.2 |
35 | 953 | 0.43 | 141 | 0.1712 | 0.0742 | 2.9 | 1019±13 | 1048±42 | 1028 | 10 | 1.5 |
37 | 2509 | 0.29 | 364 | 0.1674 | 0.075 | 7.2 | 998±12 | 1069±42 | d/c | – | – |
38 | 2002 | 0.37 | 288 | 0.1664 | 0.0736 | 3.9 | 993±12 | 1031±42 | 1004 | 10 | 3.1 |
30 | 1371 | 0.23 | 212 | 0.1789 | 0.0752 | 1.2 | 1061±13 | 1074±41 | 1065 | 9.8 | 0.25 |
Примечание. Погрешности ±1σ. D – дискордантность (%) рассчитана
по уравнению D=100×[(206Pb/207Pb возраст/206Pb/238Uвозраст) – 1].
tconcord. – конкордантный возраст; d/c – дискордантность.
Note. ±1σ errors. D is the discordance (%),
calculated as D=100×[(206Pb/207Pbage/206Pb/238Uage) – 1].
tconcord. – concordant age; d/c – discordance.
Таблица 1.3. Rb-Sr- и 147Sm-143Nd-систематика для гранитов Рязановского массива
Table 1.3. Rb-Sr- and 147Sm-143Nd-systematics for granites from the Ryazanovsky massif
Параметр | А-309-73 гранит | А-314-73 гранит | |
ICP-MS | Rb, г/т | 223 | 260 |
Sr, г/т | 187 | 82 | |
87Rb/86Sr* | 3.45 | 9.17 | |
±2σ** | 0.10 | 0.28 | |
ID-TIMS | εSr(0) | 877 | 2146 |
εSr(t)*** | 184 | 277 | |
87Sr/86Sr | 0.766259 | 0.855652 | |
±2σ | 0.000007 | 0.000006 | |
87Sr/86Sri | 0.766260 | 0.855650 | |
Sm, г/т | 6.8 | 5.3 | |
Nd, г/т | 40 | 31 | |
147Sm/144Nd | 0.1024 | 0.1047 | |
±2σ | 0.0005 | 0.0005 | |
143Nd/144Nd | 0.511758 | 0.511781 | |
±2σ | 0.000005 | 0.000012 | |
εNd(0) | –17.2 | –16.7 | |
εNd(t)*** | –5.0 | –4.8 | |
TDM, млн лет | 1902 | 1910 | |
TDM 2 st.,млн лет | 2069 | 2057 |
Примечание. * – вычислено исходя из концентраций Rb и Sr, определенных методом ICP-MS (см. табл. 1, выделено). ** – погрешности ±2σ=3 %, назначены расчетом коэффициентов вариации отношений 147Sm/144Nd, вычисленных, в свою очередь, на основании величин 147Sm/144Nd, определенных методами ICP-MS (см. Прил. 1, табл. 1.1, выделено) и ID-TIMS. *** – t=1013 млн лет. Параметры модельных резервуаров: UR: 87Rb/86Sr=0.0827, 87Sr/86Sr=0.7045. CHUR: 147Sm/144Nd=0.1967, 143Nd/144Nd=0.512638. DM: 147Sm/144Nd= 0.2136, 143Nd/144Nd= 0.51315.
Note. * – calculated based on the Rb and Sr concentrations determined by ICP-MS (see Table 1, highlighted). ** – ±2σ=3 % errors assigned by calculating the coefficients of the 147Sm/144Nd ratio variation, calculated in turn on the basis of the 147Sm/144Nd values determined by the ICP-MS (see App. 1, Table 1.1, highlighted) and ID-TIMS methods. *** – t=1013 Ma. Parameters of model reservoirs: UR: 87Rb/86Sr=0.0827, 87Sr/86Sr=0.7045. CHUR: 147Sm/144Nd=0.1967, 143Nd/144Nd=0.512638. DM: 147Sm/144Nd=0.2136, 143Nd/144Nd=0.51315.
Таблица 1.4. Содержание радиоактивных элементов в гранитах
Table 1.4. Content of radioactive elements in granites
Массив / порода | n | U, г/т | Th, г/т | K, % | Th/U |
x±∆x | x±∆x | x±∆x | |||
Рязановский, | 7 | 5±0.5 | 42±11.2 | 4.1±0.5 | 9.1 |
Верхнекиликейский, | 13 | 9.2±1.3 | 16.8±1.3 | 4.5±0.2 | 2.0 |
Гремихинский, | 40 | 7.1±0.8 | 16.0±1.0 | 4.1±0.1 | 2.6 |
Савинский, | 38 | 4.4±0.7 | 18.4±1.3 | 4.2±0.2 | 4.5 |
Список литературы
1. Bogdanova S.V., Bingen B., Gorbatschev R., Kheraskova T.N., Kozlov V.I., Puchkov V.N., Volozh Y.A., 2008. The East European Craton (Baltica) before and during the Assembly of Rodinia. Precambrian Research 160 (1–2), 23–45. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.024.
2. Bogdanova S.V., Pisarevsky S.A., Li Z.H., 2009. Assembly and Breakup of Rodinia (Some Results of IGCP Project 440). Stratigraphy and Geological Correlation 17, 259–274. https://doi.org/10.1134/S0869593809030022.
3. Boynton W.V., 1984. Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies. Rare Earth Element Geochemistry. Developments in Geochemistry 2, 63–114. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3.
4. Cawood P.A., Nemchin A.A., Strachan R.A., Kinny P.D., Loewy S., 2004. Laurentian Provenance and an Intracratonic Tectonic Setting for the Upper Moine Supergroup, Scotland, Constrained by Detrital Zircons from the Loch Eil and Glen Urquhart Successions. Journal of Geological Society of London 161, 861–874. https://doi.org/10.1144/16-764903-117.
5. Cawood P.A., Strachan R., Cutts K., Kinny P.D., Hand M., Pisarevsky S., 2010. Neoproterozoic Orogeny along the Margin of Rodinia: Valhalla Orogen, North Atlantic. Geology 38 (2), 99–102. https://doi.org/10.1130/G30450.1.
6. Cawood P.A., Strachan R.A., Pisarevsky S.A., Gladkochub D.P., Murphy J.B., 2016. Linking Collisional and Accretionary Orogens during Rodinia Assembly and Breakup: Implications for Models of Supercontinent Cycles. Earth and Planetary Science Letters 449, 118–126. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2016.05.049.
7. Chernykh A.I., 2000. Geological Structure and Petrological-Geochemical Features of the Precambrian Ophiolite and Paleo-Island-Arc Complexes of the Yenisei Ridge. Brief PhD Thesis (Candidate of Geology and Mineralogy). Novosibirsk, 20 p. (in Russian) [Черных А.И. Геологическое строение и петролого-геохимические особенности докембрийских офиолитовых и палеоостроводужных комплексов Енисейского кряжа: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2000. 20 с.].
8. Dalziel I.W.D., 1997. Neoproterozoic-Paleozoic Geography and Tectonics: Review, Hypothesis and Environmental Speculation. GSA Bulletin 109 (1), 16–42. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1997)109<0016:ONPGAT>2.3.CO;2.
9. Ding J., Zhang S., Evans D.A.D., Yang T., Li H., Wu H., Chen J., 2021. North China Craton: The Conjugate Margin for Northwestern Laurentia in Rodinia. Geology 49 (7), 773–778. https://doi.org/10.1130/G48483.1.
10. Elming S.-Å., Salminen J., Pesonen L.J., 2021. Paleo-Mesoproterozoic Nuna Supercycle. In: L.J. Pesonen, J. Salminen, S.-Å. Elming, D.A.D. Evans, T. Veikkolainen (Eds), Ancient Supercontinents and the Paleogeography of the Earth. Vol. 16. Elsevier, p. 499‒548. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-818533-9.00001-1.
11. Ernst R.E., Wingate M.T.D., Buchan K.L., Li Z.X., 2008. Global Record of 1600–700 Ma Large Igneous Provinces (LIPs): Implications for the Reconstruction of the Proposed Nuna (Columbia) and Rodinia Supercontinents. Precambrian Research 160 (1–2), 159–178. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.019.
12. Evans D.A.D., 2021. Meso-Neoproterozoic Rodinia Supercycle. In: L.J. Pesonen, J. Salminen, S.-Å. Elming, D.A.D. Evans, T. Veikkolainen (Eds), Ancient Supercontinents and the Paleogeography of the Earth. Vol. 17. Elsevier, p. 549–576. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-818533-9.00006-0.
13. Evans D.A.D., Mitchell R.N., 2011. Assembly and Breakup of the Core of Paleoproterozoic–Mesoproterozoic Supercontinent Nuna. Geology 39 (5), 443–446. https://doi.org/10.1130/G31654.1.
14. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D., 2001. A Geochemical Classification for Granitic Rocks. Journal of Petrology 42 (11), 2033–2048. https://doi.org/10.1093/petrology/42.11.2033.
15. Frost C.D., Frost B.R., 2011. On Ferroan (A-Type) Granitoids: Their Compositional Variability and Modes of Origin. Journal of Petrology 52 (1), 39‒53. https://doi.org/10.1093/petrology/egq070.
16. Glebovitsky V.A., Khil’tova V.Ya., Kozakov I.K., 2008. Tectonics of the Siberian Craton: Interpretation of Geological, Geophysical, Geochronological, and Isotopic Geochemical Data. Geotectonics 42, 8–20. https://doi.org/10.1134/S0016852108010020.
17. Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O’Reilly S.Y., 2008. GLITTER: Data Reduction Software for Laser Ablation ICPMS. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues. Mineralogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, p. 308–311.
18. Hoaglin D.C., Mosteller F., Tukey J.W., 1983. Understanding Robust and Exploratory Data Analysis. John Wiley & Sons, New York, 447 p.
19. Johansson Å., 2014. From Rodinia to Gondwana with the "SAMBA" Model – A Distant View from Baltica towards Amazonia and Beyond. Precambrian Research 244, 226–235. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2013.10.012.
20. Kachevsky L.K., Kachevskaya G.I., Grabovskaya J.M., 1998. Geological Map of the Yenisei Ridge. Scale 1:500000. Krasnoyarsk Geological Survey, Krasnoyarsk (in Russian) [Качевский Л.К., Качевская Г.И., Грабовская Ж.М. Геологическая карта Енисейского кряжа. Масштаб 1:500000. Красноярск: Красноярскгеолсъемка, 1998].
21. Kachevsky L.K., Zuev V.K., 2005. State Geological Map of the Russian Federation. Scale 1:1000000. Sheet O-46 (Krasnoyarsk). Map of Prequaternary Formations. Krasnoyarsk Geological Survey, Krasnoyarsk, 1 sh. (in Russian) [Качевский Л.К., Зуев В.К. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000. Лист О-46 (Красноярск): Карта дочетвертичных образований. Красноярск: Красноярскгеолсъемка, 2005. 1 л.].
22. Khabarov E. M., Varaksina I.V., 2011. The Structure and Depositional Environments of Mesoproterozoic Petroliferous Carbonate Complexes in the Western Siberian Craton. Russian Geology and Geophysics 52 (8), 923–944. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2011.07.014.
23. Khain V.E., Goncharov M.A., 2006. Geodynamic Cycles and Geodynamic Systems of Various Ranks: Their Relationships and Evolution in the Earth’s History. Geotectonics 40, 327–344. https://doi.org/10.1134/S0016852106050013.
24. Khomentovsky V.V., 2007. The Upper Riphean of the Yenisei Range. Russian Geology and Geophysics 48 (9), 711–720. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2007.08.002.
25. Kirkland C.L., Daly J.S., Whitehouse M.J., 2006. Granitic Magmatism of Grenvillian and Late Neoproterozoic Age in Finnmark, Arctic Norway–Constraining Pre-Scandian Deformation in the Kalak Nappe Complex. Precambrian Research 145, 24–52. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2005.11.012.
26. Kirscher U., Mitchell R.N., Liu Y., Nordsvan A.R., Cox G.M., Pisarevsky S.A., Wang C., Wu L., Murphy J.B., Li Z.-X., 2020. Paleomagnetic Constraints on the Duration of the Australia-Laurentia Connection in the Core of the Nuna Supercontinent. Geology 49 (2), 174–179. https://doi.org/10.1130/G47823.1.
27. Kuznetsov A.B., Kochnev B.B., Vasilyeva I.M., Ovchinnikova G.V., 2019. The Upper Riphean of the Yenisei Range: Sr Chemostratigraphy and Pb-Pb Age of Limestones of the Tungusik and Shirokaya Groups. Stratigraphy and Geological Correlation 27, 538–554. https://doi.org/10.1134/S0869593819050058.
28. Larionova Yu.O., Samsonov A.V., Shatagin K.N., 2007. Sources of Archean Sanukitoids (High-Mg Subalkaline Granitoids) in the Karelian Craton: Sm-Nd and Rb-Sr Isotopic-Geochemical Evidence. Petrology 15, 530–550. https://doi.org/10.1134/S0869591107060021.
29. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A. et al., 2008. Assembly, Configuration, and Break-Up History of Rodinia: A Synthesis. Precambrian Research 160 (12), 179–210. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.021.
30. Li Z.-X., Liu Y., Ernst R., 2023. A Dynamic 2000‒540 Ma Earth History: From Cratonic Amalgamation to the Age of Supercontinent Cycle. Earth-Science Reviews 238, 104336. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2023.104336.
31. Likhanov I.I., 2019. Mass-Transfer and Differential Element Mobility in Metapelites during Multistage Metamorphism of Yenisei Ridge, Siberia. In: S. Ferrero, P. Lanari, P. Goncalves, E.G. Grosch (Eds), Metamorphic Geology: Microscale to Mountain Belts. Vol. 478. Geological Society of London Special Publications, p. 89–115. https://doi.org/10.1144/SP478.11.
32. Likhanov I.I., 2020. Metamorphic Indicators for Collision, Extension and Shear Zones Geodynamic Settings of the Earth’s Crust. Petrology 28, 1–16. https://doi.org/10.1134/S086959112001004X.
33. Likhanov I.I., 2022a. Grenville and Valhalla Tectonic Events at the Western Margin of the Siberian Craton: Evidence from Rocks of the Garevka Complex, Northern Yenisei Range, Russia. Petrology 30, S72–S100. https://doi.org/10.1134/S0869591123010058.
34. Likhanov I.I., 2022b. Provenance, Age and Tectonic Settings of Rock Complexes (Transangarian Yenisey Ridge, East Siberia): Geochemical and Geochronological Evidence. Geosciences 12 (11), 402. https://doi.org/10.3390/geosciences12110402.
35. Likhanov I.I., Kozlov P.S., Polyansky O.P., Popov N.V., Reverdatto V.V., Travin A.V., Verschinin A.E., 2007. Neoproterozoic Age of Collisional Metamorphism in the Transangarian Yenisey Ridge (Based on 40Ar/39Ar Data). Doklady Earth Sciences 413, 234–237. https://doi.org/10.1134/S1028334X07020225.
36. Likhanov I.I., Nozhkin A.D., Reverdatto V.V., Kozlov P.S., 2014. Grenville Tectonic Events and Evolution of the Yenisei Ridge at the Western Margin of the Siberian Craton. Geotectonics 48, 371–389. https://doi.org/10.1134/S0016852114050045.
37. Likhanov I.I., Polyansky O.P., Reverdatto V.V., Memmi I., 2004. Evidence from Fe- and Al-Rich Metapelites for Thrust Loading in the Transangarian Region of the Yenisey Ridge, Eastern Siberia. Journal of Metamorphic Geology 22 (8), 743–762. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004.00546.x.
38. Likhanov I.I., Régnier J.-L., Santosh M., 2018. Blueschist Facies Fault Tectonites from the Western Margin of the Siberian Craton: Implications for Subduction and Exhumation Associated with Early Stages of the Paleo-Asian Ocean. Lithos 304–307, 468–488. https://doi.org//10.1016/j.lithos.2018.02.021.
39. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., 2015. Evidence of Middle Neoproterozoic Extensional Tectonic Settings along the Western Margin of Siberian Craton: Implications for the Breakup of Rodinia. Geochemistry International 53, 671–689. https://doi.org/10.1134/S0016702915080030.
40. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Kozlov P.S., Khiller V.V., Sukhorukov V.P., 2015. P-T-t Constraints on Polymetamorphic Complexes of the Yenisey Ridge, East Siberia: Implications for Neoproterozoic Paleocontinental Reconstructions. Journal of Asian Earth Sciences 113 (1), 391–410. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.10.026.
41. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Kozlov P.S., Popov N.V., 2009. Kyanite-Sillimanite Metamorphism of the Precambrian Complexes, Transangarian Region of the Yenisei Ridge. Russian Geology and Geophysics 50 (12), 1034–1051. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2009.11.003.
42. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Sheplev V.S., Verschinin A.E., Kozlov P.S., 2001. Contact Metamorphism of Fe- and Al-Rich Graphitic Metapelites in the Transangarian Region of the Yenisey Ridge, Eastern Siberia, Russia. Lithos 58 (1–2), 55–80. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(01)00048-2.
43. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Verschinin A.E., 2008. Feand Al-Rich Metapelites of the Teya Sequence, Yenisei Range: Geochemistry, Protoliths and the Behavior of Their Matter during Metamorphism. Geochemistry International 46, 17–36. https://doi.org/10.1134/S0016702908010023.
44. Likhanov I.I., Santosh M., 2019. A-Type Granites in the Western Margin of the Siberian Craton: Implications for Breakup of the Precambrian Supercontinents Columbia/Nuna and Rodinia. Precambrian Research 328, 128–145. https://doi.org//10.1016/j.precamres.2019.04.018.
45. Lu K., Mitchell R.N., Yang C.H., Zhou J-L., Wu L-G., Wang X-C., Li X.-H., 2022. Widespread Magmatic Provinces at the Onset of the Sturtian Snowball Earth. Earth and Planetary Science Letters 594, 117736. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2022.117736.
46. Ludwig K.R., 1999. User’s Manual for ISOPLOT/EX, Version 2.10. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication 1, 46 p.
47. Metelkin D.V., Vernikovsky V.A., Kazansky A.Y., 2012. Tectonic Evolution of the Siberian Paleocontinent from the Neoproterozoic to the Late Mesozoic: Paleomagnetic Record and Reconstructions. Russian Geology and Geophysics 53 (7), 675–688. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2012.05.006.
48. Nikolaeva I.V., Palesskii S.V., Koz’menko O.A., Anoshin G.N., 2008. Analysis of Geologic Reference Materials for REE and HFSE by Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry (ICP-MS). Geochemistry International 46, 1016–1022. https://doi.org/10.1134/S0016702908100066.
49. Nozhkin A.D., Borisenko A.S., Nevol’ko P.A., 2011. Stages of Late Proterozoic Magmatism and Periods of Au Mineralization in the Yenisei Ridge. Russian Geology and Geophysics 52 (1), 124–143. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2010.12.010.
50. Nozhkin A.D., Turkina O.M., 1989. Geochemistry and Tin Content of the Leucogranite Formation (Yenisei Ridge). In: Yu.G. Shcherbamov, V.P. Kovalev (Eds), Geochemistry of Rare, Rare Earth and Radioactive Elements in Rocks and Ore-Forming Processes. Nauka, Novosibirsk, p. 37–67 (in Russian) [Ножкин А.Д., Туркина О.М. Геохимия и оловоносность лейкогранитовой формации (Енисейский кряж) // Геохимия редких, редкоземельных и радиоактивных элементов в породах и рудообразующих процессах / Ред. Ю.Г. Щербамов, В.П. Ковалев. Новосибирск: Наука, 1989. С. 37–67].
51. Nozhkin A.D., Turkina O.M., 1993. Geochemistry of Granulites from Kansk and Sharyzhalgay Complexes. United Institute of Geology, Geophysics and Mineralogy SB RAS, Novosibirsk, 221 p. (in Russian) [Ножкин А.Д., Туркина О.М. Геохимия гранулитов канского и шарыжалгайского комплексов. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1993. 223 с.].
52. Nozhkin A.D., Turkina O.M., Bayanova T.B., Berezhnaya N.G., Larionov A.N., Postnikov A.A., Travin A.V., Ernst R.E., 2008. Neoproterozoic Rift and Within-Plate Magmatism in the Yenisei Ridge: Implications for the Breakup of Rodinia. Russian Geology and Geophysics 49 (7), 503–519. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2008.06.007.
53. Nozhkin A.D., Turkina O.M., Bibikova E.B., Terleev A.A., Khomentovskii V.V., 1999. Riphean Granite-Gneiss Domes of the Yenisei Range: Geologic Structure and U-Pb Isotopic Age. Russian Geology and Geophysics 40 (9), 1284–1292.
54. Nozhkin A.D., Turkina O.M., Likhanov I.I., 2023. Neoproterozoic Collision Granitoids in the Southwestern Margin of the Siberian Craton: Chemical Composition, U-Pb Age, and Formation Conditions of the Gusyanka Massif. Geochemistry International 61, 484–498. https://doi.org/10.1134/S0016702923050063.
55. Nozhkin A.D., Turkina O.M., Likhanov I.I., Savko K.A., 2019. Paleoproterozoic Metavolcanosedimentary Sequences of the Yenisey Metamorphic Complex, Southwestern Siberian Craton (Angara-Kan Block): Subdivision, Composition, and U-Pb Zircon Age. Russian Geology and Geophysics 60 (10), 1101–1118. https://doi.org//10.15372/RGG2019112.
56. Pettersson C.H., Tebenkov A.M., Larionov A.N., Andresen A., Pease V., 2009. Timing of Migmatization and Granite Genesis in the Northwestern Terrane of Svalbard, Norway: Implications for Regional Correlations in the Arctic Caledonides. Journal of the Geological Society 166, 147–158. https://doi.org/10.1144/0016-76492008-023.
57. Pisarevsky S.A., Gladkochub D.P., Donskaya T.V., 2021. Precambrian Paleogeography of Siberia. In: L.J. Pesonen, J. Salminen, S.-Å. Elming, D.A.D. Evans, T. Veikkolainen (Eds), Ancient Supercontinents and the Paleogeography of the Earth 8, 263–275. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-818533-9.00012-6.
58. Pisarevsky S.A., Natapov L.M., Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Vernikovsky V.A., 2008. Proterozoic Siberia: A Promontory of Rodinia. Precambrian Research 160 (1–2), 66–76. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.04.016.
59. Popov N.V., Likhanov I.I., Nozhkin A.D., 2010. Mesoproterozoic Granitoid Magmatism in the Trans-Angara Segment of the Yenisei Range: U-Pb Evidence. Doklady Earth Sciences 431, 418–423. https://doi.org/10.1134/S1028334X10040021.
60. Rino S., Kon Y., Sato W., Maruyama S., Santosh M., Zhao D., 2008. The Grenvillian and Pan-African Orogens: World’s Largest Orogenies through Geological Time, and Their Implications on the Origin of Superplume. Gondwana Research 14 (1–2), 51–72. https://doi.org/10.1016/j.gr.2008.01.001.
61. Rivers T., 2008. Assembly and Preservation of Lower, Mid, and Upper Orogenic Crust in the Grenville Province – Implications for the Evolution of Large Hot Long-Duration Orogens. Precambrian Research 167 (3–4), 237–259. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2008.08.005.
62. Salminen J., Lehtonen E., Mertanen S., Pesonen L.J., Elming S.-Å., Luoto T., 2021. The Precambrian Drift History and Paleogeography of Baltica. In: L.J. Pesonen, J. Salminen, S.-Å. Elming, D.A.D. Evans, T. Veikkolainen (Eds), Ancient Supercontinents and the Paleogeography of the Earth. Vol. 5. Elsivier, p. 155‒206. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-818533-9.00015-1.
63. Semikhatov M.A., Kuznetsov A.B., Gorokhov I.M., Konstantinova G.V., Melnikov N.N., Podkovyrov V.N., Kutyavin E.P., 2002. Low 87Sr/86Sr Ratios in Seawater of the Grenville and Post-Grenville Time: Determining Factors. Stratigraphy and Geological Correlation 10 (1), 1–41.
64. Shatagin K.N., Volkov V.N., 1998. Rb-Sr System in Hydrothermally Altered Acid Volcanics: A Case Study. Geochemistry International 36 (2), 128–133.
65. Shenfil V.Yu., 1991. Late Precambrian of the Siberian Platform. Nauka, Novosibirsk, 183 p. (in Russian) [Шенфиль В.Ю. Поздний докембрий Сибирской платформы. Новосибирск: Наука, 1991. 183 с.].
66. Sklyarov E.V. (Ed.), 2001. Metamorphism and Tectonics. Textbook. Intermet Engineering, Moscow, 216 p. (in Russian) [Метаморфизм и тектоника: Учебное пособие / Ред. Е.В. Скляров. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 216 с.].
67. Sláma J., Košler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A. et al., 2008. Plešovice Zircon – A New Natural Reference Material for U-Pb and Hf Isotopic Microanalysis. Chemical Geology 249 (1–2), 1–35. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.11.005.
68. State Geological Map of the Russian Federation, 2009. Angara-Yenisei Series. Scale 1:1000000. Sheet O-46 (Krasnoyarsk). Explanatory Note. VSEGEI, Saint Petersburg, 500 p. (in Russian) [Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000. Серия Ангаро-Енисейская. Лист О-46 (Красноярск): Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2009. 500 с.].
69. Strachan R.A., Nutman A.P., Friderichsen J.D., 1995. SHRIMP U-Pb Geochronology and Metamorphic History of the Smallefjord Sequence, NE Greenland Caledonides. Journal of the Geological Society 152, 779–784. https://doi.org/10.1144/gsjgs.152.5.0779.
70. Sun S.-S., McDonough W.F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geological Society of London Special Publications 42 (1), 313–345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19.
71. Sylvester P.J., 1998. Post-Collisional Strongly Peraluminous Granites. Lithos 45 (1–4), 29–44. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00024-3.
72. Taylor S.R., McLennan S.M., 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell, Oxford, 312 p.
73. Thirlwall M.F., 1991. Long-Term Reproducibility of Multicollector Sr and Nd Isotope Ratio Analysis. Chemical Geology: Isotope Geoscience Section 94 (2), 85–104. https://doi.org/10.1016/0168-9622(91)90002-E.
74. Torsvik T.H., 2003. The Rodinia Jigsaw Puzzle. Science 300 (5624), 1379–1381. https://doi.org/10.1126/science.1083469.
75. Vance D., Strachan R.A., Jones K.A., 1998. Extensional versus Compressional Settings for Metamorphism: Garnet Chronometry and Pressure-Temperature-Time Histories in the Moine Supergroup, Northwest Scotland. Geology 26 (10), 927–930. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1998)026%3C0927:EVCSFM%3E2.3.CO;2.
76. Vernikovskaya A.E., Vernikovsky V.A., Sal’nikova E.B., Datsenko V.M., Kotov A.B., Kovach V.P., Travin A.V., Yakovleva S.Z., 2002. Yeruda and Cherimba Granitoids (Yenisey Ridge) as Indicators of Neoproterozoic Collisions. Russian Geology and Geophysics 43 (3), 245–259.
77. Vernikovskaya A.E., Vernikovsky V.A., Sal’nikova E.B., Kotov A.B., Kovach V.P., Travin A.V., Palessky S.V., Yakovleva S.Z., Yasenev A.M., Fedoseenko A.M., 2003. Neoproterozoic Postcollisional Granitoids of the Glushikha Complex, Yenisey Ridge. Petrology 11 (1), 54–68.
78. Vernikovsky V.A., Vernikovskaya A.E., 2006. Tectonics and Evolution of Granitoid Magmatism in the Yenisei Ridge. Russian Geology and Geophysics 47 (1), 32–50.
79. Vernikovsky V.A., Vernikovskaya A.E., Wingate M.T.D., Popov N.V., Kovach V.P., 2007. The 880–864 Ma Granite of the Yenisey Ridge, Western Siberian Margin: Geochemistry, Shrimp Geochronology, and Tectonic Implications. Precambrian Research 154 (3–4), 175–191. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2006.12.006.
80. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W., 1987. A-Type Granite: Geochemical Characteristics, Discrimination and Petrogenesis. Contribution to Mineralogy and Petrology 95, 407‒419. https://doi.org/10.1007/BF00402202.
81. Yarmolyuk V.V., Kovalenko V.I., Salnikova E.B., Nikiforov A.V., Kotov A.B., Vladykin N.V., 2005. Late Riphean Rifting and Breakup of Laurasia: Data on Geochronological Studies of Ultramafic Alkaline Complexes in the Southern Framing of the Siberian Craton. Doklady Earth Sciences 404 (7), 1031–1036.
82. Zhang S., Chang L., Zhao H., Ding J., Xian H., Li H., Wu H., Yang T., 2021. The Precambrian Drift History and Paleogeography of the Chinese Cratons. In: L.J. Pesonen, J. Salminen, S.-Å. Elming, D.A.D. Evans, T. Veikkolainen (Eds), Ancient Supercontinents and the Paleogeography of the Earth. Vol. 11. Elsivier, p. 333‒376. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-818533-9.00005-9.
Об авторах
А. Д. Ножкин
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
Россия
Россия
630090, Новосибирск, прт Академика Коптюга, 3
О. М. Туркина
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
Россия
Россия
Новосибирск, пр-т Академика Коптюга, 3
И. И. Лиханов
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН
Россия
Россия
Ю. Л. Ронкин
Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого УрО РАН
Россия
Россия
620016, Екатеринбург, ул. Академика Вонсовского, 15
Рецензия
Для цитирования:
Ножкин А.Д., Туркина О.М., Лиханов И.И., Ронкин Ю.Л. РАННЕНЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ РЯЗАНОВСКОГО МАССИВА ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА – ИНДИКАТОРЫ ПРОЯВЛЕНИЯ ГРЕНВИЛЬСКОГО ОРОГЕНЕЗА НА ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА. Геодинамика и тектонофизика. 2024;15(2):0745. https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-2-0745. EDN: ORDEGX
For citation:
Nozhkin A.D., Turkina O.M., Likhanov I.I., Ronkin Yu.L. EARLY NEOPROTEROZOIC GRANITOIDS IN THE RYAZANOVSKY MASSIF OF THE YENISEI RIDGE AS INDICATORS OF THE GRENVILLE OROGENY AT THE WESTERN MARGIN OF THE SIBERIAN CRATON. Geodynamics & Tectonophysics. 2024;15(2):0745. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-2-0745. EDN: ORDEGX
Просмотров:
589
Послать статью по эл. почте 