Evidence for polymetamorphic evolution of the Precambrian geological complexes of the Transangarian Yenisei Ridge.pdf Метаморфические породы присутствуют в большей части литосферы и содержат важную информацию о термодинамических параметрах петрогенезиса. Поэтому метаморфизм является одним из индикаторов эндогенных процессов, а его корреляция с магматизмом и тектоникой позволяет реконструировать последовательность событий при развитии литосферы. Этим объясняется повышенный интерес к особенностям формирования и эволюции метаморфических пород в подвижных поясах на границах древних континентов, где проявлены разные типы метаморфизма. Юго-западное обрамление Сибирского кратона включает в себя гетерогенные блоки Енисейского кряжа и северных склонов Восточного Саяна в составе Центрально-Азиатского орогенного пояса, что позволяет проводить межрегиональные корреляции для реконструкции сложной тектонической структуры Центральной Азии. Такие реконструкции важны не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов на границах древних кратонов, но и для решения вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав суперконтинента Родиния и последующего его распада в неопротерозое с образованием Палеоазиатского океана. Енисейский кряж, представляющий собой покровно-складчатый ороген, является одним из наиболее интересных в геодинамическом аспекте регионов Сибири. Здесь представлен полный разрез докембрия - от палеопротерозоя до венда включительно. Тесная ассоциация разнообразных магматических и метаморфических комплексов свидетельствует о весьма сложном строении. В частности, важнейшей особенностью метаморфических комплексов Енисейского кряжа является неоднородность метаморфизма по режиму давления, выраженная в проявлении регионального метаморфизма двух фациальных серий: андалузит-силлиманитовой (низких давлений) и кианит-силлиманитовой (умеренных давлений). Метаморфизм умеренных давлений следует за метаморфизмом низких давлений и проявляется локально вблизи надвигов, в результате чего происходит прогрессивное замещение андалузита кианитом и образование новых минеральных ассоциаций и деформационных структур [Likhanov et al., 2004]. Это представляет значительный петрологический интерес, так как известно, что среди прогрессивных минеральных реакций между полиморфными модификациями Al2SiO5 наиболее обычны замещения андалузита или кианита силлиманитом, характерные для зональных метаморфических комплексов низких и умеренных давлений. Наблюдаемые в Енисейском кряже замещения андалузита кианитом на прогрессивном этапе метаморфизма являются редкостью, поскольку стационарная континентальная геотерма обычно не пересекает линию равновесия андалузит-кианит [Kerrick, 1990]. Интерес к этим комплексам обусловлен фундаментальными и прикладными аспектами. С одной стороны, минералы группы силлиманита (кианит, андалузит и силлиманит) - важнейшие индикаторы метаморфизма в горных породах. При одинаковом химическом составе они имеют разную кристаллическую структуру, стабильную при различных Р-Т параметрах [Kerrick, 1990]. На основе различных трендов изменения температуры с глубиной и соотношения этих трендов на Р-Т диаграмме с полями устойчивости полиморфов Al2SiO5 выделяются разные «барические» типы метаморфизма. Андалузит устойчив при низких давлениях и температурах; с повышением давления он сменяется кианитом, а при увеличении температуры они оба замещаются силлиманитом. Это приводит к формированию зональных метаморфических комплексов, что используется для выделения фациальных серий низких и умеренных давлений. В связи с этим «тройная точка», соответствующая равновесному сосуществованию всех полиморфов Al2SiO5, является одним из наиболее важных инвариантных узлов в метаморфической петрологии, а минеральные ассоциации с участием полиморфов «тройной точки» информативны для калибровки геотермобарометров [Ревердатто и др., 2017]. С другой стороны, минералы группы силлиманита (андалузит, силлиманит, кианит), широко развитые в Заангарской части Енисейского кряжа, представляют особый интерес для производства глинозема, силумина и алюминия. В 1970-х гг. в ходе поисковых и горных работ Ангарской ГРЭ ПГО «Красноярскгеология» здесь были открыты месторождения и рудопроявления минералов группы силлиманита, а в 1990-х гг. перспективы этих месторождений были подтверждены для ряда участков в пределах центральной части Заангарья Енисейского кряжа (маяконский, чиримбинский, панимбинский, тейский и др.) [Лепезин и др., 2010]. В настоящее время суммарные прогнозные ресурсы этих участков в пересчете на полезные минералы на глубину 50 м оцениваются около 200 млн т [Kozlov, 2017]. В последние годы исследование высокоглиноземистых метапелитов приобретает особую актуальность как в прикладном (алюминиевая промышленность России обеспечена глиноземом собственного производства только на 30%, остальные его объемы импортируются из стран ближнего и дальнего зарубежья), так и в теоретическом аспекте в связи с необходимостью создания количественной теории метаморфогенного рудообразования. В настоящей статье на основе реконструкции Р-T-t эволюции метаморфических комплексов высокоглиноземистых метапелитов Енисейского кряжа, характеризующихся присутствием трех полиморфов Al2SiO5, приведены геолого-структурные, минералого-петрологические и изотопно-геохронологические свидетельства их полиметаморфической истории. Геологическое положение и основные структурные элементы Енисейского кряжа Енисейский кряж представляет собой древний ороген коллизионно-аккреционного типа, расположенный на западной окраине Сибирского кратона. Он вытянут в субмеридианальном направлении вдоль р. Енисей почти на 700 км при ширине от 50 до 200 км (рис. 1, b). Геофизические данные свидетельствуют о вертикальном утолщении и транспрессионной обстановке; ширина складчатой области Енисейского кряжа на глубине более 10 км вдвое уменьшается, что придает ему грибовидную форму [Likhanov, Santosh, 2017]. Глубина залегания поверхности Мохоровича под Енисейским кряжем по сравнению с соседними регионами увеличена от 40 до 50 км. Таким образом, этот ороген обладает структурой с утолщенной корой, сохранившейся в течение длительного геологического времени. Коллизионная модель формирования структуры земной коры в регионе подтверждается данными сейсмического профилирования и обосновывается «скучиванием» пород неопротерозойских формаций [Козлов и др., 2020]. В строении Енисейского кряжа выделяются два крупных сегмента - Южно-Енисейский и Заан-гарский, разделенные субширотным Нижнеангарским региональным разломом [Ножкин и др., 2016]. К югу от этого разлома выделяются два структурных элемента - палеопротерозойский кратонный АнгароКанский блок и неопротерозойский островодужный Предивинский террейн [Лиханов и др., 2016] (рис. 1, а). К северу от Нижнеангарского разлома, в заангарской части, Енисейский кряж сложен па-леопротерозойскими и мезо-неопротерозой-скими породами, составляющими Восточный и Центральный кратонные блоки и Исаковский (западный) островодужный террейн. Все тектонические блоки и пластины разделены крупными региональными разломами - системами дизъюнктивов преимущественно северо-западного простирания с субвертикальным падением [Ножкин и др., 2011]. Отличительной особенностью приразломных структур является развитие специфического комплекса тектонитов - бластомилонитов и катаклазитов, прослеживающихся через весь кряж в виде ряда мощных зон субмериди-анального простирания [Козлов и др., 2012; Бабичев и др., 2019]. Региональные разломы (Приенисей-ский, Татарско-Ишимбинский и др.) часто сопровождаются оперяющими структурами более высокого порядка, вблизи которых происходит коллизия мелких блоков с образованием надвигов [Егоров, 2004]. Последнее вызывает неоднородный по давлению региональный метаморфизм, выраженный сочетанием двух фациальных серий низких и умеренных давлений [Лиханов и др., 2006; Likhanov, Reverdatto, 2011]. Условия и время заложения региональных глубинных разломов в регионе остаются неясными. Однако интерпретация геохронологических данных разновозрастных популяций монацитов в тектонитах, испытавших перекристаллизацию в ходе последовательных деформационных процессов, указывает на неоднократную активизацию Приенисейской региональной сдвиговой зоны в регионе в диапазоне времени 1,54-0,6 млрд лет [Лиханов и др., 2013а]. Это также обосновано тектоническим совмещением разновозрастных блоков высоко- и слабометаморфи-зованных кристаллических пород, характером взаимоотношений разломов с разновозрастными магматическим комплексами и наблюдениями синтекто-нической зональности дислокационных процессов. Детальный обзор геохронологии, тектонической позиции и геодинамической природы комплексов, участвующих в строении региона, приведены в работах [Лиханов и др., 2014, 2018, 2021]. Там же представлена хронологическая последовательность крупных этапов и событий в геологической истории Енисейского кряжа, сформировавших его тектонический облик. КИТАЙ МОНГОЛИЯ КИТАЙ Море к Лаптевых ,Карское/ море L 'нисейский' кряж J ЗАПАДНО. • СИБИРСКАЯ 1 ПЛАТФОРМА./ / S (' < СИБИРСКИЙ КРАТОН I 60°с.ш. чехол (Pz-Kz) молассы (NP) комплексы от зеленосланцсвой до амфиболитовой фации (MP-NP) офиолитовые и островодужные комплексы (NP) метаморфические комплексы от амфиболитов до гранулитов (РР) региональные разломы, надвиги (а) геологические границы (Ъ) карбонатные отложения (NP) вулканиты рыбинско-панимбинского пояса (МР) г г г г г г гнейсы и гранитогнейсы гранитогнейсовых куполов (MP-NP) гранитоиды таракского комплекса (NP) 100° Рис. 1. Схематическая тектоническая карта Енисейского кряжа и местоположение участков с проявлением ассоциации «тройной точки» And + Sil + Ky a - ГК и ТК - гаревский и тейский метаморфические комплексы. Тейский комплекс (ТК): 1 - маяконский, 2 - полканский, 3 -тейский, 4 - чапский; гаревский комплекс (ГК): 5 - енисейский, 6 - тисский и 7- гаревский участки. b -положение Енисейского кряжа в структуре Сибирского кратона а 9 ]°В.Д. 9 2° 9 4° V* г, \\i \\ \\v Fig. 1. Geological sketch map of the Yenisey Ridge showing location of the study areas with the “triple point” assemblage And + Sil +Ky a - GC and TC are the Garevka and Teya metamorphic complexes, respectively. Arabic numerals; Teya complex (TC): 1 - Mayakon, 2 - Polkan, 3 - Teya, 4 - Chapa; Garevka complex (GC): 5 - Yenisey R., 6 - Tis R., and 7 - Garevka R., and locations of the five tectonic blocks discussed in the text (roman numerals in squares): I - East (platform) and II - Central blocks of the Transangarian segment; III - South-Yenisey (Angara-Kan) segment, IV - Isakovka and V - Predivinsk island-arc blocks. b - the inset map shows position of the Yenisey Ridge in Siberian craton Характеристика объектов исследования В качестве объектов исследования выбраны четыре участка в пределах тейского комплекса (мая-конский, полканский, чапский и тейский) и три участка в пределах гаревского комплекса (тисский, енисейский и гаревский) Заангарской части Енисейского кряжа (см. рис. 1). Они приурочены к линейным зонам смятия вдоль Татарско-Ишимбинской и Приенисейской систем разломов соответственно. Эти зоны представляют собой систему сближенных субпараллельных разломов сдвиговой, взбросовой и надвиговой кинематики, концентрирующих деформации сдвига, а также их комбинаций с проявлениями приразломного катаклаза, меланжирования и динамометаморфизма породных массивов [Козлов и др., 2020]. Их протяженность определяется сотнями километров при ширине зоны стресс-метаморфизма от сотен метров до первых десятков километров. Как правило, эти линеаментные зоны играют роль швов, разделяющих тектонические блоки региона и являющихся областями их активного взаимодействия. В разрезе складчатых структур Центрального блока наиболее древним является гаревский комплекс, в составе которого выделены немтихинская и малогаревская метаморфические толщи [Likhanov, Santosh, 2019]. Гаревский комплекс в западной части Центрального блока надстраивается тейским комплексом, в результате чего малогаревская толща перекрывается нижнепротерозойскими отложениями свиты хребта Карпинского тейской серии. В тектоническом отношении район развития тейского комплекса располагается главным образом в пределах осевой части Центрального блока, складчатая структура которого осложнена серией дизъюнктивов северо-западного простирания, которые относятся к Татарскому глубинному разлому, а также рядом второстепенных надвигов преимущественно субме-ридианального направления. Гаревский комплекс располагается в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны, разделяющей Центральный кратонный блок и Исаковский островодужный террейн [Likhanov et al., 2018]. Важнейшей особенностью изученных метаморфических комплексов является неоднородность метаморфизма по режиму давления, выраженная в проявлении регионального метаморфизма двух фациальных серий: And-Sil (низких давлений) и Ky-Sil (умеренных давлений). Наиболее характерным примером совмещенной зональности двух фациальных серий является тейский участок (рис. 2), расположенный в среднем течении р. Теи в междуречье Ку-репы и Уволги [Лиханов и др., 2011б]. В геологическом строении этого района принимают участие протерозойские регионально-метаморфические образования тейской и сухопитской серий. В ядре Тейской антиклинали, запрокинутой на юго-запад под углом 50-65°, обнажены наиболее древние метаморфизованные метакарбонатно-терригенные породы тейской серии нижнего протерозоя, прорванные гранитоидами Каламинского массива. Крылья антиклинали сложены менее метаморфизованными породами кординской и горбилокской свит сухопитской серии нижнего-среднего рифея. В строении региона с юго-запада на северо-восток выделяются четыре зоны регионального метаморфизма со следующей последовательностью предельных минеральных ассоциаций: 1) Bt + Ms + Chl + Qz + Pl (Bt зона); 2) Grt + Bt + Ms + Chl + Qz + Pl (Grt зона); 3) St + Grt + Bt + Ms + Chl + Qz + Pl + Crd ± And (St-And зона) и 4) Sil + St + Grt + Bt + Ms + Qz + Pl ± And ± Crd (Sil зона) (рис. 2). Здесь и далее в тексте символы минералов приведены по [Whitney, Evans, 2010]. В пределах St-And зоны в малоглиноземистых не-досыщенных K2O метатерригенных породах рязановской свиты иногда устойчив жедрит и куммингтонит в ассоциации с гранатом и кордиеритом. В целом в изученном районе региональный метаморфизм характеризуется симметричной зональностью в структуре Тейской антиклинали и отличается ростом степени метаморфизма по направлению к ядру антиклинали. По характеру метаморфической зональности прогрессивный метаморфизм изученных пород относится к сравнительно малоглубинному LP/HT андалузит-силлима-нитовому типу (бьюкенский тип зональности), промежуточному между пиренейским и мичиганским типами зональности по классификации А. Хитанен [Hietanen, 1967]. Его Р-Т условия соответствуют переходу от фации зеленых сланцев до границы между эпидот-амфиболитовой и амфиболитовыми фациями. С приближением к надвигу породы St-And и Sil зон испытывают наложенный метаморфизм. Этот переход фиксируется по появлению в регионально-метамор-фических породах кианита и фибролита -волокнистой игольчатой разновидности силлиманита (изограда кианита) с развитием предельной ассоциации Ky + St + Grt + Ms + Bt + Qz + Pl + Sil + Fi с реликтами And. Временные соотношения между появлением кианита и фибролита не установлены. Область распространения пород кианит-ставролитовой субфации фации кианитовых сланцев ограничена разломом северо-западного простирания и не превышает в ширину 4-5 км, что наряду с секущим характером новых изоград свидетельствует о локальном характере наложенного метаморфизма. Появление Ky и развитие новых деформационных структур свидетельствует о том, что наложенный метаморфизм проходил в обстановке повышенного давления и может быть отнесен к Ky-Sil типу (барровианский тип зональности). Региональный метаморфизм And-Sil типа осуществлялся в широком диапазоне пиковых температур от 510 °С в биотитовой зоне до ления от 3,9 до 5,1 кбар, что свидетельствует о ме- 640 °С в силлиманитовой зоне при изменении дав- таморфическом градиенте dT/dH = 25-35 °С/км. Рис. 2. Схематическая карта тейского полиметаморфического комплекса в среднем течении р. Тея (чапский участок) и разрез по линии А-Б Fig. 2. Sketch map of the Teya polymetamorphic complex in the middle reaches of the Teya River (Chapa area) and geological cross section through A-B line Наложенный метаморфизм умеренных давлений Ky-Sil типа происходил при постепенном повышении давления от 5,65 до 7,15 кбар при незначительном повышении максимальной температуры (от 660 до 700 °С) при приближении к надвигу, что указывает на весьма низкое значение dT/dH < 10-12 °С/км [Лиханов и др., 2011 а]. Относительно местоположения тейского участка, полканский и чапский участки располагаются северо-западнее в 40 и 70 км соответственно; маякон-ский участок находится в 80 км на юго-восток, а тисский участок - в 100 км на юго-запад (см. рис. 1). Полканский участок, выделенный в междуречье Чапы-Гаревки-Тиса в районе горы Гаревский Полкан (рис. 3), принадлежит антиклинорию хребта Карпинского северо-западного простирания. В геологическом строении района принимают участие нижнепротерозойские (1650-1500 млн лет) регионально-метаморфические породы свиты хребта Карпинского с пологим (10-15°), почти горизонтальным залеганием и мощностью около 3 км, слагающие Полканскую антиклиналь. В районе исследования наиболее удаленные от надвига метапелиты низких давлений представлены минеральной ассоциацией Ms + Chl + Bt + Cld + And + St + Qz + Pl + Ilm, испытавшие с приближением к надвигу коллизионный метаморфизм умеренных давлений кианит-силлиманитового типа. Видимая мощность распространения этих пород, ограниченная на западе надвигом, на востоке - разломами северо-западного простирания, не превышает 4-5 км. В пределах этой территории по особенностям структурно-вещественного преобразования метапелитов параллельно шву надвига выделяются три метаморфические зоны. Предельная ассоциация Ky + St + Grt + Ms + Bt + Qz + Pl + Sil с реликтами андалузита и хлоритоида возникла в условиях фации кианитовых сланцев [Лиханов и др., 2011а]. Маяконский участок находится в бассейнах рек Еруда и Чиримба, где мезопротерозойские (13501250 млн лет) осадочные породы кординской свиты испытали метаморфизм низких и умеренных давлений [Лиханов и др., 2001] (рис. 4). В районе исследования метапелиты низких давлений, представленные Ms + Chl + Bt + Cld + And + Qz + Ilm ± Crd минеральной ассоциацией, образовались в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фации. Породы умеренных давлений, характеризующиеся ассоциацией Ms + Chl + Bt + Qz + Ky + St + Grt + Ilm + Pl с реликтами андалузита и присутствием силлиманита и фибролита, метаморфизованы в условиях фации кианитовых сланцев. Они слагают зону шириной от 5 до 7 км и протяженностью не менее 20 км, ограниченную с востока Панимбин-ским надвигом северо-западного простирания, за которым северо-восточнее развиты нижнепротерозойские метатерригенно-карбонатные породы тей-ской серии. Параллельно шву Панимбинского надвига выделены три метаморфические зоны наложенного метаморфизма, различающиеся соотношением реликтовых и новообразованных минералов и степенью деформации пород [Лиханов и др., 2007]. ЕЗ Филлиты и кристаллические сланцы кординской свиты Кристаллические сланцы и мраморы рязановской свиты Гнейсы, сланцы и амфиболиты малогаревской толщи Плагиогнейсы и кристаллосланцы немтихинской толщи Зоны метаморфизма And-Sil (I) и Ky-Si (11,111) типа для сланцев свиты хребта Карпинского Надвиги (а) и разломы (Ь) 60’12’ Точки отбора образцов (а) и продатированные образцы (Ь) And-Ky изограда (а) и границы между зонами метаморфизма (Ь) 91’39’ Рис. 3. Схематическая карта докембрийских метаморфических образований района горы Гаревский Полкан (полканский участок) (а) и разрез по профилю А-Б (b) Направление движения показано стрелкой на рис. 3, b Fig. 3. Schematic geological map of the Polkan area of the Teya complex, showing location of metamorphic zones in metapelites (a), and schematic cross section A-B across the overthrust (b) Direction of thrust motion is shown by arrow on Figure 3b Рис. 4. Схематическая карта метаморфизма междуречья рек Еруда и Чиримба (маяконский участок) Fig. 4. Geological sketch map of the Mayakon area in the Eruda and Chirimba Rivers interfluve in the vicinity of the Panimba overthrust showing location of metamorphic zones in metapelites Чапский участок расположен в среднем течении р. Чапа между устьями ее притоков Нижняя Ведуга и Еловая [Лиханов и др., 2008б] (рис. 5). В его геологическом строении принимают участие нижнепротерозойские (> 1650 млн лет) осадочно-метаморфические образования тейской серии, слагающие Чап-скую антиклиналь, шарнир которой погружается в северо-западном направлении под углом 15-30°. В ядре антиклинали выходят кварциты и кристаллические сланцы свиты хребта Карпинского; крылья антиклинали сложены метатерригенно-карбонат-ными породами (мраморы с подчиненным количеством кристаллических сланцев) пенченгинской свиты. В районе исследования наиболее удаленные от надвига метапелиты низких давлений пенченгин-ской свиты и свиты хребта Карпинского, представленные, соответственно, минеральными ассоциациями Ms + Chl + Bt + Qz + Pl и And + St + Sil + Grt + Ms + Bt + Qz + Chl, образовались в условиях зеленосланцевой и низов амфиболитовой фаций. Пространственный переход от регионально-метаморфических пород низких давлений к породам более высоких давлений фиксируется по одновременному появлению в породах кианита (изограда кианита). Ширина области распространения этих пород составляет 5-7 км и ограничена с востока надвигом северо-западного простирания [Лиханов и др., 2006]. Тисский участок, расположенный в нижнем течении р. Тис, является типичным для Гаревского комплекса, включающего также енисейский и гаревский участки (см. рис. 1). В районе исследования его породы представлены интенсивно деформированными и мигмати-зированными гнейсами и кристаллическими сланцами с предельной ассоциацией Grt + Bt + Ms + Pl + Qz ± St ± Ilm ± Ky ± Sil ± And ± Ep состава, пронизанными крутопадающими рассланцеванными дайками гранитов и габброидов [Лиханов и др., 2013б]. Отличительной особенностью изученных метапелитов является развитие специфических порфиробласт граната с тремя контрастными зонами (рис. 6). Ядра сложены гранатом округлой или эллипсовидной формы c хаотически ориентированными включениями минералов основной массы. Их обрамляет средняя зона деформированного граната с обилием черных микровключений ильменита и графита. Внешняя оболочка сложена идиоморфным гранатом. Наряду с обильными включениями минералов основной массы, практически во всех зонах гранатов присутствуют монацит, а ксенотим и эпидот встречаются только во внутренней зоне [Likhanov et al., 2015]. Для всех изученных участков с ассоциацией «тройной точки» наблюдается похожая закономерность в изменении набора минеральных ассоциаций в аналогичных по температуре метаморфических зонах, но с различным соотношением реликтовых и новообразованных минералов и степенью деформации пород. Некоторые минералогические отличия обусловлены отсутствием кордиерита (чапский, тисский и полканский участки) и развитием хлоритоида (пол-канский и маяконский участки) на самых низких ступенях метаморфизма. Появление редких парагенезисов (Cld + Bt и Cld + Bt + And) и изменение характера зональности в метапелитах And-Sil типа полканского и маяконского участков может быть связано с большей устойчивостью Mn-граната на средних ступенях метаморфизма [Лиханов и др., 2005]. Рис. 5. Схема геологического строения докембрийских кристаллических осадочно-метаморфических образований района верхнего течения р. Чапа (чапский участок) Fig. 5. Schematic geological map of crystalline metasedimentary rocks from the Chapa area in the upper reaches of the Chapa River showing location of metamorphic zones in metapelites of the Teya Sequence Рис. 6. Микрофотографии зерен граната из гнейсов гаревского (а) и енисейского (b) участков, и концентрационные профили по главным элементам (c, d), построенные по линиям A-B Здесь и далее в тексте: Grtc, Grtm и Grtr - составы ядра, средней зоны и каймы в зернах граната. Показаны места точек датирования включений с возрастами в различных генерациях граната из обр. 56 Fig. 6. Photomicrographs of samples 56 (a) and 27 (b) showing texture features developed within garnets from pelitic gneisses and schists in the Garevka complex. Compositional profile across a zoned garnet porphyroblasts (sample 56 - c, sample 27 - d) with three growth zones is indicated by the light line A-B Compositionally distinct zones of garnet are indicated by white (core-Grtc), and different shades of grey (middle-Grtm and rim-Grtr). The locations of dated samples (sample 56 - a) are given with the age of the dated grain corresponding to the symbol that they are represented by Микроструктурные взаимоотношения между полиморфами Al2SiO5 свидетельствуют о последовательном росте андалузита, силлиманита, фибролита и кианита при метаморфизме с преобладанием различных схем реакционных замещений между этими минералами [Likhanov, Santosh, 2020] (рис. 7). Для маяконского участка характерны следующие реакционные соотношения: - And Ky Sil ± Fi; для полканского участка - And Ky Sil; для чапского участка - And Sil + Ky; для тейского участка - And Sil Ky + Fi. Эти особеннности обусловлены сложной метаморфической историей пород, связанной со сменой тектонических обстановок [Лиханов, 2020б]. Некоторые микротекстуры интерпретируются в шлифах неоднозначно. В этих случаях реакционные взаимоотношения между полиморфами Al2SiO5 предсказывались главным образом по наблюдаемой метаморфической зональности - последовательности смены закартированных изоград первого появления кианита/силлиманита и расчетам P-T-t трендов эволюции пород. Геохимическая специфика и особенности происхождения пород По химическому составу эти And + Ky + Sil-содержащие породы классифицируются как низко-кальциевые (< 1,5 мас. %) и умеренно-насыщенные К2О (3-4 мас. %) метапелиты, одновременно обогащенные железом (Fe2O3 до 12 мас. %) и глиноземом (Al2O3 до 28 мас. %). На петрохимической диаграмме Г. Симмса и Дж. Ферри [Symmes, Ferry, 1992] эти породы относятся к железистым (XFe = FeO / [FeO + MgO + MnO) = 0,6-0,8 на мольной основе) и глиноземистым (XAl = [Al2O3 - 3K2O] / [Al2O3 - 3K2O + FeO + MgO + MnO] = 0,40,6) метапелитам по сравнению со средними составами типичных метапелитов, характеризующихся значениями XFe = 0,52 и XAl = 0,13 [Shaw, 1956; Ague, 1991]. В отличие от обычных метапелитов, на треугольной диаграмме AFM [Thompson, 1957] область таких химических составов располагается выше конноды гранат-хлорит (рис. 8). Рис. 7. Микрофотографии петрографических шлифов метапелитов, иллюстрирующие микроструктурные взаимоотношения между полиморфами Al2SiO5 участков тейского комплекса Схемы реакционных замещений для разных участков с ассоциацией «тройной точки»: (а, b - маяконский) And Ky Sil ± Fi; (c - полканский) And Ky + Sil; (d - чапский) And Sil Ky; (е, f - тейский) And Sil Ky + Fi Fig. 7. Photomicrographs showing typical microtextural relationships among the Al2SiO5 polymorphs - andalusite, sillimanite, and kyanite - in study areas of the Teya complex A prograde sequences involve a different reaction replacements: (a, b - Mayakon area) And Ky Sil ± Fi; (c - Polkan area) And Ky + Sil; (d - Chapa area) And Sil Ky; and (e, f - Teya area) And Sil Ky + Fi Рис. 8. Диаграмма AFM, иллюстрирующая химические составы пород и минералов типичных (затемненный эллипс, вытянутый в направлении F-M) и железисто-глиноземистых метапелитов (затемненный эллипс, вытянутый в направлении вершины А) [Likhanov, 1988] Звездочкой показан средний состав типичных метапелитов [Ague, 1991; Symmes, Ferry, 1992] Fig. 8. AFM diagram projected from muscovite, quartz, and water showing schematically the positions of common (typical) metapelites (dark-gray ellipsis elongated in the F-M direction, below the Grt-Chl tie line) and highly aluminous pelites and other related aluminous rock types (dark-gray ellipsis elongated towards the A top, above the Grt-Chl tie line) [Likhanov, 1988] A = Al2O3-3K2O; F = FeO, M = MgO. Asterisk denotes the average composition of typical metapelites after [Ague, 1991; Symmes, Ferry, 1992] Содержания редких элементов и их индикаторных отношений в изученных метапелитах разных комплексов похожи [Лиханов и др, 2008а; Лиханов, Ревердатто, 2011; Likhanov et al., 2015]. Совокупности распределения редкоземельных элементов, нормированные к составу хондрита, для большинства метапелитов характеризуются четко выраженной отрицательной европиевой аномалией Eu/Eu* и имеют существенный отрицательный наклон концентрационного профиля, о чем свидетельствуют повышенные величины отношений (La/Yb)n, (Gd/Yb)n и LREE/HREE. Такие геохимические особенности пород обусловлены присутствием в детритовом материале продуктов эрозии гранитои-дов [Likhanov, Reverdatto, 2007]. Унаследованность первичного состава магматического субстрата подтверждается высокой положительной линейной корреляцией между содержаниями высокозарядных некогерентных элементов - Zr, Hf, Y, Ta, Nb [Likhanov, Reverdatto, 2008]. На их происхождение из протолитов кислого состава указывают также повышенные отношения Th/Sc, Th/U и пониженные Co/Th относительно среднего состава постархейских глинистых сланцев. Ранними реконструкциями состава протолита аналогичных по составу железистоглиноземистых метапелитов гаревского и тейского комплексов было установлено, что они представляют собой переотложенные и метаморфизованные продукты докембрийских кор выветривания каоли-нитового типа [Лиханов и др., 2008б]. Образование протолита этих пород происходило за счет размыва палеопротерозойских гранитогнейсов Сибирского кратона с возрастами в диапазоне 1,9-2,1 млрд лет [Лиханов, Ревердатто, 2011]. Об этом же свидетельствует присутствие в источниках сноса во время формирования тейской и малогаревской толщ высокодифференцированного гранитного материала [Ножкин и др., 2008]. Обсуждение результатов: свидетельства полиметаморфизма Анализ полученных данных о развитии земной коры в регионе позволяет выявить особенности и установить индикаторные признаки полиметаморфизма. Наложение более поздних минеральных ассоциаций на ранние в ходе разных геодинамических событий четко диагностируется по реакционным структурам и химической зональности минералов, конфигурации Р-Т трендов и изотопным датировкам [Лиханов, 2020а]. По результатам геолого-структурных, минералого-петрологических и изотопно-геохронологических исследований метаморфических комплексов Заанга-рья Енисейского кряжа были выделены несколько этапов в их развитии, различающиеся термодинамическими режимами и величинами метаморфических градиентов (рис. 9). Во всех изученных случаях неопротерозойский Ky-Sil метаморфизм умеренных давлений накладывался на регионально-метаморфические андалузитсодержащие породы низких давлений [Лиханов и др., 2011а]. Зональные метаморфические комплексы низких давлений LP/HT (Р = 3,9-5,1 кбар, Т = 510-640 °С) андалузит-силлимани-тового типа сформировались при типичном для орогенеза метаморфическом градиенте dT/dH = 2030 °С/км. В последовательности пород Ky-Sil метаморфизма тейского комплекса наиболее высокобарические и высокотемпературные метапелиты чап-ского (Р = 5,8-8,4 кбар, Т = 630-710 °С, dT/dH = 1214 °С/км), тейского (Р = 5,65-7,15 кбар, Т = 650700 °С, dT/dH = 10-12 °С/км) и полканского (Р = 5,0-7,3 кбар, Т = 575-645 °С, dT/dH = 8-10 °С/км) участков встречаются на севере региона и приурочены к более древним нижнепротерозойским толщам тейской серии [Лиханов и др., 2009]. По сравнению с ними метапелиты маяконского участка, залегающие южнее среди более молодых среднерифейских пород кординской свиты, отличаются несколько пониженными значениями Р-Т параметров и метаморфического градиента (Р = 4,5-6,7 кбар, Т = 560-600 °С, dT/dH = 6-7 °С/км) (см. рис. 1). Метапелиты тисско-го участка гаревского комплекса занимают промежуточное положение (Р = 4,8-7,4 кбар, Т = 580640 °С, dT/dH = 8-10 °С/км). Максимальные значения Р-Т-t параметров свойственны метапелитам чап-ского участка, характеризующихся повсеместным присутствием силлиманита практически во всех метаморфических зонах. В других проявлениях метаморфизма Ky-Sil типа силлиманит встречается реже. Фибролит, как правило, появляется локально вблизи гранитов (маяконский и тейский участок), что может свидетельствовать об его контактовометаморфическом происхождении при внедрении интрузий магматических расплавов [Likhanov et al., 2001]. 9 8 7 6 5 4 3 2 1 -I-----------1----------1------региональный LP/НТ метаморфизм (IJ00-850 млн. л) с dT/dH=20-30*C/km коллизионный MP/НТ метаморфизм (850 в связи с надвигами с dT/dH

Скачать электронную версию публикации