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]).

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.

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).

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].

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.

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).

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].

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.