The mesoarchaean tonalite-trondhjemite-granodiorite associations of the Eastern Sarmatia: age and geological placement

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Основной объем континентальной коры архейских кратонов слагают ортогнейсы, которые отвечают по составу тоналитам, трондьемитам и гранодиоритам (ТТГ). Образование родоначальных для протолитов этих ортогнейсов расплавов обычно рассматривается как результат плавления метабазитов в поле устойчивости граната (Moyen, Martin, 2012 и ссылки в ней). Накопленные к настоящему времени данные показывают, что ТТГ-ассоциации архейских кратонов, которые долгое время объединялись под термином “серые гнейсы” (Moyen, 2011), различаются по изотопно-геохимическим характеристикам и по возрасту. Это, возможно, отражает разные условия формирования континентальной коры на протяжении ранней истории Земли. Реконструкция этих условий является одной из наиболее актуальных фундаментальных проблем геологии докембрия, для решения которой необходимо дальнейшее накопление информации о возрасте, составе и происхождении древних ТТГ-ассоциаций.

С этой целью было предпринято геохронологическое, геохимическое и изотопно-геохимическое изучение гранитоидов салтыковского комплекса Курского блока (рис. 1), который вместе со Среднеприднепровским и Приазовским блоками Украинского щита рассматривается как единое мезоархейское ядро Восточной Сарматии (Shchipansky, Bogdanova, 1996). Однако из-за слабой изученности архейских комплексов Курского блока такая корреляция до сих пор не имеет надежных геохронологических и изотопно-геохимических и обоснований.

 

Рис. 1. Схематическая структурная карта Сарматии, составленная по (Bogdanova et al., 2006) для Украинского щита и по собственным материалам для Воронежского кристаллического массива. Схема сегментов Восточно-Европейского кратона по (Gorbatschev, Bogdanova, 1993). Аббревиатуры: ГСЗ – Голованевская сутурная зона, ИКСЗ – Ингулец-Павлоградская сутурная зона, ОПСЗ – Орехово-Павлоградская сутурная зона, ОМП – Осницко-Микашевичский пояс.

 

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ КУРСКОГО БЛОКА

Курский блок располагается в восточной части Сарматии (рис. 1). Он представляет собой типичную архейскую гранит-зеленокаменную область. Большую часть территории Курского блока занимают обширные поля ТТГ-гнейсов обоянского комплекса (Состояние..., 2008), среди которых расположены относительно небольшие зеленокаменные пояса петельчатой формы (рис. 2), сложенные метавулканическими породами основного и кислого состава, метакоматиитами, терригенными метаосадочными породами, а также породами железисто-кремнистой формации (Бочаров и др., 1993; Савко и др., 2004). Возраст циркона из мигматизированного плагиогнейса обоянского комплекса Курско-Бесединского домена составляет 3277 ± 33 млн лет (ID TIMS; Артеменко и др., 2006). При этом Nd-модельные возрасты ТТГ-гнейсов обоянского комплекса находятся в интервале 3.64–3.03 млрд лет (Щипанский и др., 2007). Это указывает на то, что в его состав включены гнейсы, протолиты которых имеют разный (мезо- и палеоархейский) возраст.

Предполагается, что исходные для протолитов ТТГ-гнейсов обоянского комплекса расплавы образовались при частичном плавлении осадочных и вулканических пород зеленокаменных поясов и пород более древних ТТГ-ассоциаций в результате ультравысокотемпературного (UHT) метаморфизма, признаки которого обнаружены в породах древнейших железисто-кремнистых формаций Курского (Fonarev et al., 2006) и Приазовского блоков (Пилюгин и др., 2010). UHT-метаморфизм с близкими Р–Т параметрами (Т = 900–1000°С, Р = 10–12 кбар) зафиксирован и в породах железисто-кремнистых формаций Курско-Бесединского домена Курского блока и Демьяновского и Юрьевского участков Мариупольского рудного поля (центральная часть Приазовского блока) (Fonarev et al., 2006; Пилюгин и др., 2010). Время проявления этого метаморфизма в пределах Курского блока остается неизвестным, поскольку изотопные системы в цирконах и монацитах были полностью “переуравновешены” при более позднем (около 2.82 млрд лет назад) гранулитовом метаморфизме (Савко и др., 2010; Savko et al., 2018). Вполне возможно, что с UHT-метаморфизмом связано образование метаморфических цирконов с возрастом 3085 ± 5 млн лет в гранат-биотитовых гнейсах волчанской толщи Приазовского блока (ID TIMS; Щербак и др., 2004).

 

Рис. 2. Схематическая геологическая карта Воронежского кристаллического массива. 1 – обоянский комплекс; 2 – михайловская серия; 3 – лосевская серия; 4 – воронежская свита; 5 – воронцовская серия; 6 – курская серия; 7 – роговская свита; 8 – тимская свита; 9 – салтыковский комплекс; 10 – атаманский комплекс; 11 – стойло-николаевский комплекс; 12 – бобровский комплекс; 13 – павловский комплекс; 14 – усманский комплекс; 15 – шебекинский комплекс; 16 – лискинский комплекс; 17 – ольховский комплекс; 18 – золотухинский комплекс; 19 – смородинский комплекс; 20 – мамонский комплекс; 21 – новогольский комплекс; 22 – еланский комплекс; 23 – скважины, вскрывшие породы ТТГ-ассоциации, и их номера.

 

В обрамлении зеленокаменных поясов, а также среди гнейсов и мигматитов обоянского комплекса закартировано несколько ТТГ-массивов, которые относят к салтыковскому комплексу. На сегодняшний день для гранитоидов этого комплекса получена только одна оценка возраста – 3013 ± 80 млн лет (ID TIMS по циркону; Артеменко, 1995), что затрудняет корреляцию проявлений ТТГ-магматизма Курского блока и Украинского щита.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определение содержаний главных элементов в породах выполнено рентгенофлюоресцентным методом в Воронежском государственном университете, а содержаний элементов-примесей – методом ICP-MS в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особочистых материалов РАН (г. Черноголовка) с относительной погрешностью 3–5%.

Выделение акцессорного циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. U–Th–Pb геохронологические исследования выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) на ионном микрозонде SHRIMP II по методике (Larionov et al., 2004) с использованием эталонных цирконов “91500” и “Temora”. При расчетах использованы константы распада урана, предложенные в (Steiger, Jäger, 1976). Поправки на нерадиогенный свинец введены по модели (Stacey, Kramers, 1975) на основе измеренных отношений ²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb. Полученные результаты обработаны с помощью программ SQUID v1.12 (Ludwig, 2005) и ISOPLOT/Ex 3.22 (Ludwig, 2003).

U–Pb геохронологические исследования (ID TIMS) проведены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург). Выбранные для геохронологических исследований зерна циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени они промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнено по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Для уменьшения степени дискордантности использовался метод предварительной кислотной обработки (Mattinson, 1994). Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI как в статическом, так и в динамическом режимах (при помощи счетчика ионов). Для изотопных исследований использовался изотопный индикатор ²³⁵U–²⁰²Pb. Точность определения U/Pb отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программ PbDAT (Ludwig, 1991) и ISOPLOT (Ludwig, 2003). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jäger, 1976). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Все ошибки приведены на уровне 2s.

Sm–Nd изотопные исследования выполнены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург). Изотопные составы Sm и Nd определены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512115 в Nd-стандарте JNdi-1. Средневзвешенное значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в Nd-стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512102 ± 6 (n = 8). Точность определения концентраций Sm и Nd составила ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd ± 0.005% (2s). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm и 0.5 нг Nd. При расчете величин e_Nd(t) и модельных возрастов t_Nd(DM)использованы современные значения Sm–Nd отношений для однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988).

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГРАНИТОИДОВ САЛТЫКОВСКОГО КОМПЛЕКСА

Гранитоиды салтыковского комплекса представляют собой среднезернистые массивные и полосчатые, иногда порфировидные породы светло-серого цвета, обладающие аллотриоморфнозернистой (гранитной) структурой. Они сложены главным образом плагиоклазом (X_Ca = 0.15–0.25; 45–55%), кварцем (20–25%), биотитом (X_Mg = 0.55–0.65; 10–20%) и микроклином (до 5–10%). Редко присутствует зеленая роговая обманка (до 5%), которую часто замещают эпидот и хлорит. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, монацитом и сульфидами, а вторичные минералы – хлоритом, эпидотом и мусковитом.

Содержания SiO₂ и Al₂O₃ в гранитоидах салтыковского комплекса изменяются в пределах 62–72 и 13.9–16.4 мас. % соответственно (табл. 1). Эти породы относятся к мета- и перглиноземистыми гранитоидам (A/CNK = 0.88–1.10) и обогащены Na₂O (3.6–5.5 мас. %; Na₂O/K₂O = 1.3–3.9). На диаграмме Ab–An–Or точки их составов попадают преимущественно в поля трондьемитов и гранодиоритов (рис. 3). Для них характерны повышенные содержания MgO (1.0–3.8 мас. %, X_Mg = 0.30–0.57), значения суммы FeO_t + MgO + MnO + TiO₂ (4.2–10.1 мас. %) и повышенные значения суммы FeO + MgO при низких концентрациях Cr и Ni. На диаграммах Харкера отчетливо выражена отрицательная корреляция Fe₂O_3tot, MgO, TiO₂ c SiO₂(рис. 4).

 

Рис. 3. Составы пород ТТГ-ассоциации Курского блока на классификационной диаграмме гранитоидов.

 

Таблица 1. Химический состав гранитоидов салтыковского комплекса Курского блока

Компоненты	Скважина/глубина
	3759/ 465	3146/ 304	3759/ 461.7	3756/ 524.8	3785/ 323.8	3785/ 340	3797/ 564.5	3005/ 322	4183/ 735.5	4193/ 312.6	3334/ 346.7	3335/ 422.5
SiO2	69.79	62.07	67.20	65.97	66.95	64.19	69.41	71.44	68.71	68.64	70.87	69.27
TiO2	0.33	0.73	0.42	0.31	0.51	0.64	0.34	0.34	0.51	0.33	0.33	0.39
Al2O3	14.65	16.14	15.33	13.88	14.54	15.12	14.88	14.44	14.64	16.26	14.65	14.73
Fe2O3tot	3.05	5.40	3.55	7.50	4.41	5.67	3.16	3.27	4.92	2.71	2.65	3.20
MgO	1.93	3.34	2.14	1.64	2.83	3.78	1.30	1.02	1.80	1.09	1.37	1.84
MnO	0.04	0.07	0.04	0.06	0.07	0.04	0.03	0.03	0.05	0.06	0.04	0.06
CaO	2.41	4.20	3.17	2.87	3.31	3.05	3.21	2.84	3.17	2.41	2.68	2.24
Na2O	4.16	5.11	4.76	4.70	3.70	3.60	4.71	4.25	3.17	5.38	5.22	5.45
K2O	2.22	1.33	2.23	2.11	2.80	2.64	2.08	1.21	2.48	2.22	1.51	1.76
P2O5	0.10	0.46	0.21	0.12	0.26	0.18	0.15	0.06	0.25	0.10	0.13	0.14
Ппп	1.05	0.88	0.72	0.24	0.39	0.79	0.46	0.67	–	1.05	0.39	0.78
Сумма	99.73	99.93	99.77	99.66	99.76	99.70	99.73	99.57	99.70	100.25	99.84	99.87
XMg	0.56	0.55	0.54	0.30	0.56	0.57	0.45	0.38	0.42	0.44	0.51	0.53
Na2O/K2O	1.87	3.84	2.13	2.23	1.32	1.36	2.26	3.51	1.28	2.42	3.46	3.10
Fe2O3+MgO+ +MnO+TiO2	5.35	9.54	6.15	9.51	7.82	10.13	4.83	4.66	7.28	4.19	4.39	5.49
A/CNK	1.07	0.92	0.96	0.91	0.96	1.05	0.94	1.07	1.07	1.04	0.97	0.98
V	83.5	85.4	60.1	74.3	66.5	108	33.7	53.8	35.1	54.4	36.9	40.6
Cr	43.1	13.0	26.6	37.5	22.7	34.4	11.2	21.0	<ПО	15.6	18.1	20.6
Co	10.2	14.6	8.6	8.4	10.8	17.8	5.8	5.3	7.7	5.2	6.5	10.6
Ni	32.2	15.5	24.9	28.8	30.0	48.0	5.5	8.0	25.0	16.7	9.4	12.3
Ga	19.3	21.6	18.5	17.4	17.9	18.4	16.0	14.8	14.1	13.2	16.9	16.7
Rb	70.2	18.9	66.8	59.8	50.5	64.0	45.5	34.3	54.3	45.6	33.7	49.0
Sr	483	856	586	589	656	474	258	177	197	595	410	280
Y	8.0	10.5	7.6	4.7	8.2	11.4	4.0	8.3	5.7	4.9	2.8	3.5
Zr	195	63.5	136	101	127	147	195	167	261	50.2	208	244
Nb	6.3	5.3	5.1	5.8	6.1	4.2	4.0	7.1	4.0	2.5	3.8	5.2
Ba	1103	348	600	685	736	617	497	524	444	782	543	428
La	32.4	94.4	25.1	29.2	26.4	33.8	25.1	29.3	22.7	8.0	28.2	22.4
Ce	67.8	196	50.7	59.0	50.5	66.5	45.6	48.2	41.0	15.5	53.2	42.3
Pr	6.9	20.6	5.4	6.3	5.5	7.5	4.7	4.4	4.5	1.8	5.1	4.2
Nd	24.7	67.6	19.3	22.6	19.5	28.6	15.6	14.6	16.5	7.4	17.3	15.1
Sm	4.0	7.6	3.1	2.9	3.5	4.6	2.7	2.5	2.7	1.4	2.0	2.1
Eu	1.1	1.7	1.0	0.77	0.91	1.3	0.70	0.82	0.79	0.50	0.54	0.54
Gd	3.1	4.3	2.2	1.8	2.6	3.4	1.8	2.6	2.1	1.2	1.1	1.3
Tb	0.39	0.47	0.29	0.19	0.30	0.41	0.20	0.34	0.26	0.18	0.12	0.15
Dy	1.7	2.5	0.97	0.86	1.1	2.1	0.97	1.8	1.3	1.1	0.57	0.70
Ho	0.30	0.39	0.26	0.17	0.27	0.42	0.15	0.34	0.23	0.21	0.09	0.12
Er	0.84	1.1	0.75	0.47	0.77	1.20	0.38	0.94	0.62	0.64	0.23	0.31
Tm	0.11	0.13	0.09	0.06	0.10	0.16	0.05	0.12	0.08	0.09	0.03	0.04
Yb	0.76	0.83	0.66	0.42	0.66	1.1	0.30	0.85	0.53	0.63	0.19	0.25
Lu	0.11	0.11	0.10	0.06	0.09	0.16	0.05	0.14	0.08	0.09	0.03	0.04
Hf	4.5	1.3	3.7	2.8	3.6	4.0	4.6	4.2	5.8	1.4	2.7	3.5
Ta	0.48	0.18	0.41	0.40	0.47	0.33	0.25	0.39	0.26	0.17	0.12	0.26
∑REE	144	398	110	125	112	151	98	107	93	39	109	90
Eu/Eu*	0.96	0.91	1.17	1.03	0.92	1.00	0.97	0.98	1.01	1.18	1.11	1.00
(La/Yb)CN	30.6	81.6	27.3	49.9	28.7	22.0	60.0	24.7	30.7	9.1	106.5	64.3
Sr/Y	60	82	77	125	80	42	65	21	35	121	146	80
(La/Sm)n	5.23	8.02	5.23	6.50	4.87	4.74	6.00	7.57	5.43	3.69	9.10	6.89
(Gd/Yb)n	3.37	4.29	2.76	3.55	3.26	2.56	4.96	2.53	3.28	1.58	4.79	4.30
Nb/Nb*	1.29	0.66	1.30	1.26	1.47	0.98	1.25	1.19	1.69	–	–	23.4

 

Рис. 4. Составы пород ТТГ-ассоциации Курского блока на диаграммах Харкера. 1 – ТТГ Курского блока; 2 – ТТГ Среднеприднепровского блока, относимые к днепропетровскому комплексу (по Щербак и др., 2005; Щербаков, 2005; Великанов и др., 2012).

 

Гранитоиды салтыковского комплекса характеризуются относительно низкими содержаниями высокозарядных элементов: Zr (50–261 мкг/г, среднее 158 мкг/г), которые возрастают с увеличением содержания SiO₂ (табл. 1), Nb (2.5–10 мкг/г, среднее 5.1 мкг/г), Ta (0.1–0.7 мкг/г, среднее 0.3 мкг/г), Y (3.5–14.9 мкг/г, среднее 6.6 мкг/г), а также относительно низкими содержаниями Rb (19–70 мкг/г, среднее 49 мкг/г), повышенными содержаниями Sr (177–856 мкг/г, среднее 463 мкг/г) и высокими значениями отношений Sr/Y (21–146, среднее 78) и Nb/Ta (12–32, среднее 18). За исключением двух образцов с аномально высокими содержаниями REE, гранитоидам салтыковского комплекса свойственны умеренные содержания REE(∑REE = 90–151 мкг/г, среднее 114 мкг/г), при относительно высоких содержаниях LREE (La_ср. = 31.4 мкг/г) и низких содержаниях HREE (Yb_ср. = 0.55 мкг/г), что определяет высокие значения отношения (La/Yb)_CN = 44.6. При этом отсутствуют отчетливо выраженные Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.9–1.2) (табл. 1, рис. 5).

В целом гранитоиды салтыковского комплекса по геохимическим особенностям отвечают типичным породам архейских ТТГ-ассоциаций (Drummond, Defant, 1990; Martin, 1994; Martinet al., 2005; Condie, 2005) и близки к гранитоидам днепропетровского ТТГ-комплекса Среднеприднепровского блока (рис. 4) (Щербак и др., 2005; Щербаков, 2005; Великанов и др., 2012). Им свойственны “адакитовые” характеристики – высокие значения отношений Sr/Y и La/Yb.

 

Рис. 5. Распределение малых и редких элементов в ТТГ Курского блока.

 

РЕУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

В качестве объектов для U–Th–Pb и U–Pb геохронологических исследований были выбраны трондьемит (образец 3759/461.7, скважина 3759, глубина 461.7 м) и тоналит (образец 3146/304, скважина 3146, глубина 304 м) салтыковского комплекса из западной части Курского блока (район Михайловской синформы), а также трондьемит салтыковского комплекса (образец 3335/422.5, скважина 3335, глубина 422.5 м) из центральной части Курского блока (Курско-Бесединский домен). Места отбора образцов для геохронологических исследований показаны на рис. 2.

 

Рис. 6. Катодолюминесцентные снимки цирконов из ТТГ Курского блока и точки определения возраста их кристаллизации.

 

Акцессорный циркон, выделенный из трондьемита салтыковского комплекса западной части Курского блока (образец 3759/461.7), представлен субидиоморфными полупрозрачными кристаллами призматического облика (рис. 6), желтоватого и желтовато-коричневого цвета. Размер кристаллов составляет 50–100 мкм (К_удл = 2.0–3.0) (рис. 6). Они характеризуются пониженной интенсивностью люминесценции, имеют зональное строение, трещиноваты, частично метамиктизированы и содержат твердофазные минеральные включения.

U–Th–Pb геохронологические исследования выполнены для 13 зерен циркона (табл. 2, рис. 7). При этом только для 5 зерен циркона удалось получить конкордантные и субконкордантные (D < 5%) оценки возраста (табл. 2, рис. 7). Среднее значение возраста по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, рассчитанное для этих зерен циркона, составляет 2956 ± 16 млн лет (СКВО = 1.8) (рис. 7).

Акцессорный циркон, выделенный из тоналита салтыковского комплекса западной части Курского блока (проба 3146/304), образует субидиоморфные, реже идиоморфные призматические и короткопризматические прозрачные и полупрозрачные кристаллы желтовато-коричневого цвета. Размер кристаллов изменяется от 50 до 100 мкм (К_удл = 2.0–3.0). Для них характерно хорошо выраженное зональное строение (рис. 6).

В ходе U–Th–Pb геохронологических исследований получены 13 конкордантных и субконкордантных оценок возраста (D < 4%) циркона (табл. 2, рис. 7). Среднее значение возраста изученного циркона, рассчитанное по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, составляет 2951 ± 5 млн лет (СКВО = 1.6) (рис. 7).

Акцессорный циркон из трондьемита салтыковского комплекса центральной части Курского блока (образец 3335/422.5) представлен светло-коричневыми полупрозрачными, частично метамиктизированными субидиоморфными кристаллами короткопризматического и призматического облика (рис. 8). Они огранены комбинацией призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {112} (рис. 8, I–IV). Размеры кристаллов варьируют от 50 до 100 мкм (К_удл = 1.0–3.0). Для них характерны осцилляторная зональность (рис. 8, V–VIII) и секториальность (рис. 8, VIII).

Для U–Pb геохронологических исследований использованы четыре навески циркона из размерных фракций >100 и <100 мкм, подвергнутого предварительной кислотной обработке в течение 2 или 3 часов (табл. 3). Точки их изотопного состава располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 3025 ± 6 млн лет, а нижнее – 996 ± 62 млн лет (СКВО = 1.1) (рис. 9).

 

Таблица 2. Результаты U–Th–Pb исследований цирконов из гранитоидов салтыковского комплекса Курского блока

Номер анализа	206Pbc, %	Содержание, мкг/г			Изотопные отношения				Rho	Возраст, млн лет
		206Pb*	U	Th	232Th/ 238U	207Pb/ 206Pb	206Pb/ 238U	207Pb/ 235U		206Pb/ 238U	207Pb/ 206Pb	D, %
Трондьемит салтыковского комплекса западной части Курского блока (обр. 3759/461.7)
6_1	0.71	357	3286	1324	0.42	0.1191±6	0.1255±2	2.060±6	0.29	762±13	1943±110	155
3_2	1.03	345	2378	222	0.10	0.1515±1	0.1671±2	3.493±2	0.83	762±13	2364±21	137
9_2	0.16	285	1971	2694	1.41	0.1549±1	0.1681±2	3.590±2	0.95	996±17	2401±10	140
6_2	0.60	235	1314	317	0.25	0.1657±1	0.2067±2	4.726±2	0.93	1002±17	2516±12	108
9_1	0.32	138	432	839	2.01	0.2026±1	0.3718±2	10.39±2	0.93	1211±20	2847±12	40
11_1	0.26	148	335	130	0.40	0.2116±0.5	0.5128±1	14.97±1	0.75	2038±33	2918±8	9
10_2	0.19	106	235	107	0.47	0.2149±1	0.5228±2	15.49±2	0.93	2669±12	2943±12	9
5_2	0.08	145	313	172	0.57	0.2140±1	0.5371±1	15.85±1	0.67	2711±42	2936±9	6
15_1	0.40	89.4	190	80	0.44	0.2139±1	0.5433±1	16.03±1	0.73	2771±12	2936±10	5
10_3	0.13	56.1	118	54	0.47	0.2169±1	0.5509±1	16.48±1	0.74	2797±15	2958±12	5
7_1	0.02	130	273	145	0.55	0.2186±1	0.5520±2	16.64±2	0.96	2829±19	2970±9	5
10_1	0.18	159	334	176	0.54	0.2171±1	0.5530±2	16.55±2	0.96	2834±43	2959±9	4
19_1	0.06	116	232	152	0.68	0.2163±1	0.5819±1	17.36±1	0.68	2838±43	2954±10	0
Тоналит салтыковского комплекса западной части Курского блока (обр. 3146/304)
13_1	0.15	61.7	151	78	0.53	0.2139±0.5	0.4743±1	13.99±1	0.78	2503±12	2936±8	17
11_1	0.33	44	102	53	0.53	0.2141±1	0.4995±1	14.75±1	0.69	2611±14	2937±11	12
6_1	0.15	84.6	189	171	0.93	0.2171±0.5	0.5198±0.5	15.56±1	0.71	2698±10	2956± 7	10
3_1	0.09	78	164	165	1.04	0.2174±0.5	0.5532±0.5	16.59±1	0.78	2839±11	2962±6	4
3_2	0.26	36.1	76	31	0.42	0.2140±1	0.5540±1	16.35±1	0.78	2842±18	2936±10	3
12_1	0.12	86.1	181	115	0.66	0.2148±0.5	0.5543±0.5	16.42±1	0.67	2843±11	2942±9	3
8_1	0.07	69	143	94	0.68	0.2147±0.5	0.5608±0.5	16.60±1	0.78	2870±12	2941±7	2
5_1	0.04	63.5	131	90	0.71	0.2156±0.5	0.5642±1	16.77±1	0.92	2884±24	2948±7	2
7_1	0.09	93.5	192	136	0.73	0.2146±0.5	0.5650±0.5	16.72±1	0.81	2887±12	2941±6	2
2_1	0.09	49.6	101	46	0.47	0.2177±0.5	0.5686±1	17.07±1	0.77	2902±14	2964±8	2
13_2	0.06	32.7	67	33	0.51	0.2153±1	0.5707±1	16.94±1	0.77	2911±18	2946±10	1
10_1	0.08	70.4	143	106	0.76	0.2153±0.5	0.5715±0.5	16.97±1	0.78	2914±12	2946± 7	1
1_1	0.03	125	253	279	1.14	0.2169±0.5	0.5776±1	17.27±1	0.94	2939±19	2957±5	1
9_1	0.11	65.8	132	112	0.87	0.2174±0.5	0.5782±1	17.33±1	0.81	2942±14	2961±7	1
4_1	0.06	88.3	177	146	0.85	0.2161±0.5	0.5796±0.5	17.27±1	0.74	2947±12	2952±8	0
8_2	0.12	57.3	114	74	0.67	0.2158±0.5	0.5847±1	17.40±1	0.77	2968±14	2949±8	–1

Примечание. ²⁰⁶Pb_c и ²⁰⁶Pb* – нерадиогенный и радиогенный свинец; нерадиогенный свинец скорректирован с помощью измеренного ²⁰⁴Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U – ²⁰⁶Pb/²³⁸U;  D – коэффициент дискордантности. Величины ошибок соответствуют 68%-ному доверительному интервалу (1σ).

 

Рис. 7. Результаты U–Pb датирования цирконов из ТТГ Курского блока методом SIMS.

 

Рис. 8. Облик и внутреннее строение кристаллов циркона из ТТГ Курского блока, отобранных для геохронологических исследований.

 

Таблица 3. Результаты U–Pb геохронологических исследований акцессорного циркона из трондьемита салтыковского комплекса центральной части Курского блока (обр. 3335/422.5)

№ п/п	Размерная фракция (мкм) и характеристика циркона	U/ Pb*	Изотопные отношения					Rho	Возраст, млн лет
			206Pb/ 204Pb	207Pb/ 206Pba	208Pb/ 206Pba	207Pb/ 235U	206Pb/ 238U		207Pb/ 235U	206Pb/ 238U	207Pb/ 206Pb
1	<100, кисл.обр = 2.0	1.76	829	0.2148±1	0.0963±1	14.8740±321	0.5021±6	0.98	2807±6	2623±6	2942±1
2	<100, кисл.обр = 2.5	1.63	2035	0.2187±1	0.0716±1	16.1245±322	0.5348±6	0.95	2884±5	2762±4	2971±1
3	>100, кисл.обр = 2.0	1.58	825	0.2200±1	0.0793±1	16.4573±410	0.5425±7	0.97	2904±7	2794±7	2981±1
4	<100, кисл.обр = 3.0	1.76	2640	0.2219±1	0.0748±1	17.0603±235	0.5575±4	0.97	2928±4	2856±4	2995±1

Примечание. ^а – изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U–²⁰⁶Pb/²³⁸U; кисл.обр. = 2.0 – кислотная обработка циркона с заданной экспозицией (часы). Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам после запятой.

 

Таблица 4. Результаты Sm–Nd изотопно-геохимических исследований гранитоидов салтыковского комплекса Курского блока Восточной Сарматии

№ образца	Возраст, млн лет	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd (±2σизм.)	ɛNd(t)	tNd(DM), млн лет
3756/524.8	2960	2.60	19.92	0.0790	0.510421±3	+1.6	3069
3759/461.7	2960	2.80	18.21	0.0930	0.510648±3	+0.8	3140
3785/340	2960	4.32	27.3	0.0955	0.510675±2	+0.3	3171
3334/346.7	3025	2.16	17.79	0.0735	0.510206±4	+0.6	3180

 

Морфологические особенности изученных цирконов из гранитоидов салтыковского комплекса Курского блока указывают на их магматическое происхождение. Следовательно, полученные для них возрастные оценки можно интерпретировать как время кристаллизации родоначальных для них расплавов.

Результаты Sm–Nd изотопно-геохимических исследований гранитоидов салтыковского комплекса приведены в табл. 4. Величины ε_Nd(t) гранитоидов этого комплекса варьируют от +0.3 до +1.6, т.е. являются значимо более низкими, чем величины ε_Nd(t) деплетированной мантии этого возраста (+3.6) (рис. 10). Nd-модельные возрасты t_Nd(DM) рассматриваемых гранитоидов находятся в интервале 3.2–3.1 млрд лет, что на 150–200 млн лет древнее, чем возраст их кристаллизации. Sm–Nd изотопные данные позволяют предполагать, что формирование родоначальных для гранитоидов салтыковского комплекса расплавов могло происходить посредством плавления более древних ТТГ-гнейсов или обогащенных легкими РЗЭ метабазитов с гранатом в остатке.

 

Рис. 9. Результаты U–Pb датирования цирконов из ТТГ Курского блока методом TIMS.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные геохронологические данные свидетельствуют о том, что к салтыковскому комплексу относятся гранитоиды разного возраста. Для трондьемита и тоналита этого комплекса западной части Курского блока (район Михайловской синформы) получены оценки возраста соответственно 2956 ± 16 и 2951 ± 5 млн лет, а для трондьемита из его центральной части – 3025 ± 6 млн лет. Таким образом, в истории геологического развития Курского блока можно выделить по крайней мере три эпизода проявления ТТГ-магматизма:

(1) формирование протолитов ТТГ-гнейсов обоянского комплекса (около 3.2–3.3 млрд лет);

(2) становление интрузий гранитоидов салтыковского комплекса центральной части Курского блока (около 3.03 млрд лет);

(3) становление интрузий гранитоидов салтыковского комплекса западной части Курского блока (около 2.95 млрд лет).

ТТГ-магматизм широко проявлен в архее Восточной Сарматии. Породами именно этой ассоциации сложены самые древние сохранившиеся фрагменты палеоархейской коры Приазовского блока (Щербак и др., 2005). Как видно из схемы корреляции (рис. 11), ТТГ-магматические комплексы Восточной Сарматии имеют главным образом мезоархейский возраст. В Среднеприднепровском блоке выделены следующие импульсы проявления ТТГ-магматизма: 3.20, 3.13, 3.08 и 2.97–3.03 млрд лет (Samsonov et al., 1996; Щербак и др., 2005). В Приазовском блоке установлены как палеоархейские (3.6–3.7, 3.5, 3.3 млрд лет), так и мезоархейские (2.97, 3.04, 2.89 млрд лет) ТТГ-магматические комплексы (Татаринова и др., 2001; Артеменко и др., 2004, 2014; Щербак и др., 2005). В Курском блоке пока достоверно установлены только два эпизода мезоархейского гранитоидного магматизма в интервале 2.95–3.03 млрд лет, в ходе которых произошло формирование гранитоидов салтыковского комплекса, близких по возрасту и геохимическим особенностям к ТТГ-гнейсам Среднеприднепровского (2.97–3.03 млрд лет) и Приазовского (2.97–3.04 млрд лет) блоков (рис. 11).

Мезоархейская эндогенная история Восточной Сарматии завершается региональным метаморфизмом гранулитовой и амфиболитовой фаций на рубеже 2.82 млрд лет (Щербак и др., 2005; Савко и др., 2010; Savko et al., 2018), который фиксирует консолидацию континентальной коры этого мегаблока. После этого метаморфического события проявления раннедокембрийского ТТГ-магматизма в Восточной Сарматии не установлены, хотя в пределах других древних кратонов неоархейские и даже палеопротерозойские ТТГ-магматические комплексы не являются редкостью.

Вариации составов разновозрастных гранитоидов салтыковского комплекса, их изотопных (рис. 10) и геохимических характеристик, в том числе таких индикаторных параметров, как концентрации Al, Sr, Y, Yb и отношения Sr/Y, La/Yb (рис. 4, 12), скорее всего, являются следствием формирования исходных для них расплавов за счет разных источников. Как уже отмечалось, рассматриваемые гранитоиды обладают “адакитовыми” геохимическими характеристиками (рис. 12), что обычно объясняется как результат частичного плавления метабазитов в равновесии с гранатсодержащим реститом (Moyen, Martin, 2012).

 

Рис. 10. Результаты Sm–Nd исследований ТТГ Курского и Среднеприднепровского блоков.

 

Рис. 11. Корреляция основных эндогенных событий в архее Восточной Сарматии. ЖКФ – железисто-кремнистые формации; ЗКП – зеленокаменные пояса; UHT – ультравысокотемпературный.

 

Рис. 12. Составы ТТГ Курского блока на классификационных диаграммах.

 

Sm–Nd изотопные данные свидетельствуют о сравнительно короткой коровой предыстории источников гранитоидов салтыковского комплекса или их обогащении легкими РЗЭ. Формирование исходных для них расплавов могло быть связано с высокими степенями плавления более древних ТТГ-ассоциаций. В качестве таковых могли выступать ТТГ-гнейсы обоянского комплекса. Также нельзя исключать по аналогии с ТТГ-ассоциациями Среднеприднепровского блока, что источниками расплавов гранитоидов салтыковского комплекса могли являться более ранние (3.2–3.1 млрд лет) основные и кислые вулканические породы зеленокаменных комплексов, обогащенные легкими РЗЭ (рис. 10).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В пределах Курского блока широко проявлены гранитообразующие процессы мезоархейского возраста, которые привели к формированию гранитоидов салтыковского комплекса с возрастом около 2.95 и 3.03 млрд лет. Эти эпизоды ТТГ-магматизма хорошо коррелируются с установленными ранее возрастными рубежами формирования мезоархейских ТТГ-ассоциаций Среднеприднепровского и Приазовского блоков Украинского щита, что подтверждает представление о принадлежности Курского блока к единому мезоархейскому ядру Восточной Сарматии. За ними последовал региональный метаморфизм гранулитовой и амфиболитовой фаций (2.82 млрд лет) и консолидация мезоархейской коры этого мегаблока. Главным источником расплавов, родоначальных для мезоархейских гранитоидов салтыковского комплекса, скорее всего, послужили гранитоиды более древних ТТГ-ассоциаций.

Источники финансирования. Работа поддержана Госзаданием ИГЕМ РАН “Петрология и минерагения магматизма внутриплитных и посторогенных обстановок: роль литосферных и астеносферных источников в формировании расплавов”.

About the authors

K. A. Savko

Voronezh State University

Author for correspondence.
Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Voronezh

A. V. Samsonov

Institute of Ore Geology, Petrography, Mineralogy and Geochemistry (IGEM) RAS

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Moscow

E. B. Sal`nikova

Institute of Precambrian geology and geochronology RAS (IPGG RAS)

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Saint-Petersburg

A. B. Kotov

Institute of Precambrian geology and geochronology RAS (IPGG RAS)

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Saint-Petersburg

A. N. Larionov

Centre of Isotopic Research of A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Saint-Petersburg

E. H. Korish

Voronezh State University

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Voronezh

V. P. Kovach

Institute of Precambrian geology and geochronology RAS (IPGG RAS)

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Saint-Petersburg

N. S. Bazikov

Voronezh State University

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Voronezh

References

Supplementary files