1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Стратиграфия. Геологическая корреляция
  4. T. 28, № 3, 2020

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 3, стр. 48-62

Раннепалеозойский возраст и природа протолита метаморфических пород дягдаглейской толщи, Буреинский континентальный массив, Центрально-Азиатский складчатый пояс

Р. О. Овчинников 1, *, А. А. Сорокин 1, В. П. Ковач 2, А. Б. Котов 2

1 Институт геологии и природопользования ДВО РАН
Благовещенск, Россия

2 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: ovchinnikov@ignm.ru

Поступила в редакцию 26.11.2018
После доработки 30.01.2019
Принята к публикации 28.03.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены результаты геологических, геохимических, Sm–Nd изотопно-геохимических исследований метаморфических пород дягдаглейской толщи, а также U–Pb геохронологических исследований цирконов из них. Эта толща в схемах корреляции геологических комплексов Буреинского континентального массива относится к наиболее древним (условно позднеархейским) образованиям массива и, соответственно, рассматривается в качестве его “фундамента”. Установлено, что биотитовые, двуслюдяные гранатсодержащие гнейсы дягдаглейской толщи сформировались за счет преобразования пород, имеющих первично-осадочное происхождение. Пики на кривой относительной вероятности возраста цирконов соответствуют значениям 487, 541, 690, 778, 896 млн лет. Таким образом, показано, что дягдаглейская толща имеет не раннедокембрийский, как было принято считать ранее, а палеозойский возраст. Нижняя возрастная граница накопления протолита определяется возрастом наиболее молодой популяции цирконов ~487 млн лет. Близость значений возраста части ядер и оболочек цирконов свидетельствует о том, что породы протолита вскоре после образования испытали структурно-метаморфические преобразования в P–T условиях амфиболитовой фации метаморфизма. Результаты Sm–Nd и Lu–Hf изотопных исследований указывают на то, что источником первичных осадочных пород могли являться геологические комплексы, возникшие за счет переработки коры мезопротерозойского возраста. Принимая во внимание отсутствие сведений об участии мезопротерозойских (и более древних) пород в строении Буреинского континентального массива, можно предположить, что в составе источников присутствовало некоторое количество древнего рециклированного материала. На основании сходства интервалов значений возрастов в метаосадочных породах дягдаглейской толщи и “туранской серии” Буреинского континентального массива, с одной стороны, и кимканской толщи Цзямусинского континентального массива, с другой, сделано предположение о близости геологической истории упомянутых массивов. В пользу этого свидетельствует также синхронность неопротерозойского магматизма, проявленного в этих массивах.

Ключевые слова: Буреинский массив, метаморфические породы, протолит, детритовые цирконы, источники, U–Th–Pb геохронология, Lu–Hf, Sm–Nd методы

ВВЕДЕНИЕ

Получение данных о возрасте и природе протолита метаморфических образований, участвующих в строении континентальных массивов Центрально-Азиатского складчатого пояса, является необходимым условием для разработки интегрированной геодинамической модели формирования этого крупнейшего подвижного пояса Земли. Буреинский континентальный массив (рис. 1), как один из самых крупных континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса, представляет собой хороший полигон для решения указанной задачи.

Рис. 1.

Схема геологического строения северной части Буреинского континентального массива (бассейн р. Иса). Составлена по (Чепыгин, 1977), с изменениями авторов. 1 – условно верхнеархейские биотитовые и двуслюдяные гнейсы и кристаллические сланцы, высокоглиноземистые гнейсы, биотит-роговообманковые и роговообманковые гнейсы дягдаглейской толщи; 2 – условно раннепротерозойские амфиболиты, роговообманковые и диопсидовые кристаллические сланцы и гнейсы; 3 – условно позднеархейские габбро-амфиболиты амурского комплекса; 4 – условно позднеархейские гнейсовидные гранитоиды древнебуреинского комплекса; 5 – условно раннепротерозойские рассланцованные гранитоиды нятыгранского комплекса; 6 – условно раннепалеозойские гранитоиды; 7 – условно позднепалеозойские кварцевые диориты, гранодиориты, граниты тырмо-буреинского комплекса; 8 – раннемезозойские граниты, лейкограниты харинского комплекса; 9 – раннемеловые андезиты, дацитоандезиты, дациты, их туфы; 10 – нижне- и среднечетвертичные отложения; 11 – вехнечетвертичные отложения; 12 – разломы, 13 – место отбора образца для геохронологических исследований и его номер. На врезке прямоугольником показано положение исследуемого объекта в структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (тектоническая основа по (Парфенов и др., 2003), с изменениями авторов): 14 – супертеррейны: АР – Аргунский, БЦ – Буреинско-Цзямусинский: БЦ(Б) – Буреинский террейн (континентальный массив), БЦ(М) – Малохинганский террейн (континентальный массив), БЦ(Х) – Ханкайский террейн (континентальный массив); 15 – палеозойские–раннемезозойские складчатые пояса: ЮМ – Южномонгольский, СЛ – Солонкерский, ВД – Вундурмиао, МО – Монголо-Охотский; 16 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса.

В схемах корреляции геологических комплексов Буреинского континентального массива, в том числе последнего поколения (Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Сережников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009), метаосадочные и метавулканические комплексы, степень метаморфизма которых достигает амфиболитовой (редко гранулитовой) фации, традиционно рассматриваются в качестве его раннедокембрийского кристаллического фундамента. В то же время накопленные за последние годы многочисленные данные свидетельствуют о том, что подобные метаморфические комплексы континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса имеют существенно более молодые возрасты. Так, протолиты широко известных метаморфических комплексов (групп) Аргунского континентального массива (таких как Гонжинский, Сингхуадукоу (Xinghuadukou), Луомаху (Luomahu), Хинкайлинг (Xinkailing), Фенгшуигохе (Fengshuigouhe), Мохе (Mohe)) имеют неопротерозойский, палеозойский или мезозойский возраст (Котов и др., 2009в, 2013; Zhou et al., 2011; Zhou, Wilde, 2013; Сальникова и др., 2012; Wu et al., 2012; Xu et al., 2012; Miao et al., 2015). Кроме того, возраст древнейших изверженных пород в этом массиве не превышает 930–800 млн лет (Wu et al., 2011; Tang et al., 2013). В Цзямусинском и Ханкайском массивах протолиты метаморфических пород из комплексов Машан (Mashan), Хэйлунцзян (Heilongjiang), Хутоу (Hutou), Хулин (Hulin), а также иманской серии имеют неопротерозойский возраст (Ханчук и др., 2010; Zhou, Wilde, 2013). В составе “амурской серии” Цзямусинского массива объединены породы палеозойского и раннемезозойского возраста (Котов и др., 2009а, 2009б; Сальникова и др., 2013), а наиболее древние значения возраста магматических пород в Цзямусинском и Ханкайском массивах не опускаются ниже 800 млн лет (Luan et al., 2017a, 2017b).

Вопрос относительно природы и возраста протолита пород, относимых к “фундаменту” Буреинского континентального массива, остается открытым, что существенным образом затрудняет понимание тектонической эволюции этого массива. В этой связи мы провели геохимические, Sm–Nd изотопно-геохимические исследования метаморфических пород дягдаглейской толщи, а также U–Pb геохронологические исследования цирконов из них. Эта толща в схемах корреляции геологических комплексов Буреинского континентального массива относится к наиболее древним (условно позднеархейским) образованиям массива.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ БУРЕИНСКОГО КОНТИНЕНТАЛЬНОГО МАССИВА И ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

По существующим на данный момент представлениям, отраженным в легендах геологических карт последнего поколения (Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Сережников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009), к наиболее древним образованиям Буреинского континентального массива относятся условно позднеархейские метаморфические комплексы, P–T условия формирования которых соответствуют амфиболитовой фации. Так же как и в соседнем Цзямусинском континентальном массиве, первоначально (Васькин, 1984; Зубков, Васькин, 1984; Зубков, Турбин, 1984 и др.) они относились к так называемой “амурской серии”, включающей последовательность из следующих свит (снизу вверх): туловчихинской (преимущественно биотитовые, биотит-амфиболовые гнейсы и кварциты), дичунской (амфиболиты и амфиболовые гнейсы, кристаллические сланцы) и урильской (кристаллические сланцы). Позднее (Решения…, 1994) условно раннедокембрийские образования Буреинского континентального массива стали относиться к дягдаглейской толще, а “амурская серия” стала выделяться только в Цзямусинском массиве. При этом в схемах корреляции геологических комплексов дягдаглейская толща по составу и степени метаморфизма сопоставляется с метаморфитами туловчихинской свиты “амурской серии” (Забродин и др., 2007; Сережников, Волкова, 2007).

С метаморфическими образованиями дягдаглейской толщи пространственно ассоциируют тела метаморфизованных габброидов амурского комплекса и гранитоидов древнебуреинского комплекса, также условно отнесенных к позднему архею (Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Сережников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009). Однако, как показали ранее проведенные геохронологические исследования, габбро-амфиболиты амурского комплекса имеют раннемезозойский (194 ± 3 млн лет), а гнейсовидные биотитовые лейкограниты древнебуреинского комплекса позднепалеозойский (264 ± 11 млн лет) возрасты (Овчинников и др., 2018).

К палеопротерозойским образованиям Буреинского континентального массива в современных схемах расчленения и корреляции геологических комплексов относят слюдистые, часто углеродистые сланцы с пластами кварцитов и мраморов нятыгранской свиты, а также интрузии габброидов и гранитоидов нятыгранского комплекса (Мартынюк и др., 1990; Геодинамика…, 2006; Петрук, Волкова, 2006). В то же время недавно полученные геохронологические данные указывают на то, что в составе нятыгранского комплекса объединены интрузии двух этапов неопротерозойского магматизма – 940–933 и 804–789 млн лет (Сорокин и др., 2017).

К условно неопротерозойскому (верхнерифейскому в Стратиграфической шкале России) уровню отнесены терригенные, терригенно-карбонатные и вулканогенные отложения, объединяемые в составе “туранской серии” (Решения…, 1994; Сережников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009). Данные, подтверждающие их неопротерозойский возраст, отсутствуют. Напротив, установлен раннепалеозойский возраст для метариолитов (Сорокин и др., 2011б) и метапесчаников (Сорокин и др., 2014) туранской серии.

Вендские (в Cтратиграфической шкале России) и нижнекембрийские терригенно-карбонатные отложения, содержащие микрофитолиты и археоциаты (мельгинская, чергиленская, аллинская свиты), представлены в центральной части Буреинского континентального массива в пределах Мельгинского прогиба (Решения…, 1994; Геодинамика…, 2006; Петрук, Волкова, 2006).

Большая часть Буреинского континентального массива сложена ранне- и позднепалеозойскими, а также раннемезозойскими гранитоидами. При этом критерии отнесения этих гранитоидов к тому или иному комплексу, а также вопросы их возраста остаются предметом дискуссий (см. обзоры в (Мартынюк и др., 1990; Геодинамика…, 2006; Сорокин и др., 2007, 2011а; Sorokin et al., 2016)). Наиболее молодые образования Буреинского континентального массива представлены позднемезозойскими терригенными толщами и вулканическими и вулканоплутоническими комплексами (Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Сережников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009).

Как упоминалось выше, объектами наших исследований являются метаморфические образования дягдаглейской толщи условно позднеархейского возраста. Эта толща представлена в небольших разрозненных береговых обнажениях в верховьях ручья Дягдагле, а также в ксенолитах и тектонических блоках среди палеозойских и раннемезозойских гранитоидов в бассейне ручья Завальный (рис. 1).

Согласно (Чепыгин, 1977) свита сложена биотитовыми, биотит-роговообманковыми, гранат-биотитовыми, двуслюдяными гнейсами с линзами сланцеватых амфиболитов и эпидот-роговообманковых кристаллических сланцев. Мощность свиты составляет около 1000 м.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определение содержаний главных элементов и Zr в породах выполнено рентгенофлуоресцентным методом в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (Благовещенск) на рентгеновском спектрометре Pioneer 4S и методом ICP-MS (Li, Ga, Rb, Sr, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Y, Nb, Ta, Th, U, Pb, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn) в Институте тектоники и геофизики ДВО РАН (Хабаровск) на масс-спектрометре Elan 6100 DRC. Гомогенизацию порошковых проб для рентгенофлуоресцентного анализа осуществляли путем их сплавления со смесью метабората и тетрабората лития в муфельной печи при Т = 1050–1100°С. Величины интенсивности аналитических линий в ходе анализа корректировали на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Вскрытие образцов для определения содержаний малых элементов методом ICP-MS проводили путем кислотного разложения. Для калибровки чувствительности масс-спектрометра по всей шкале масс были использованы стандартные растворы, включающие все анализируемые элементы. Относительная погрешность определения содержаний главных и малых элементов составила 3–10%.

Sm–Nd изотопные исследования выполнены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (Санкт-Петербург). Навески около 100 мг растертых в пудру образцов, к которым был добавлен смешанный трассер 149Sm–150Nd, разлагали в тефлоновых бюксах в смеси HCl + HF + HNO3 при температуре 110°C. Полноту разложения проверяли под бинокуляром. Редкоземельные элементы были выделены посредством стандартной катионообменной хроматографии на колонках смолы BioRad AG1-X8 200–400 меш, а Sm и Nd – с помощью экстракционной хроматографии на колонках LN-Spec (100–150 меш) фирмы Eichrom. Изотопные составы Sm и Nd были измерены 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 (Tanaka et al., 2000). Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd в Nd-стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512108 ± 7 (n = 10). Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ±0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd – ±0.5%, 143Nd/144Nd – ±0.005% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm и 0.5 нг Nd. При расчете величин εNd(t) и модельных возрастов tNd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR: 143Nd/144Nd = = 0.512638, 147Sm/144Nd = 0.1967; Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM: 143Nd/144Nd = 0.513151, 147Sm/144Nd = 0.21365; Goldstein, Jacobsen, 1988). Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах рассчитаны двустадийные Nd-модельные возрасты tNd(C) (Keto, Jacobsen, 1987) с использованием среднекорового отношения 147Sm/144Nd = = 0.12 (Taylor, McLennan, 1985).

Извлечение цирконов из образцов для U–Pb геохронологических исследований выполнено в Минералогической лаборатории ИГиП ДВО РАН с применением тяжелых жидкостей. Выделенные цирконы совместно со стандартными цирконами (FC, SL и R33) были вмонтированы в шашку, изготовленную из эпоксидной смолы, и приполированы приблизительно до середины зерен. Внутреннее строение зерен циркона исследовали в режиме BSE (back-scattered electron) с использованием сканирующего электронного микроскопа Hitachi S-3400N, оснащенного детектором Gatan Chroma CL2. Перед анализом шашку очищали в растворе 1%-ной HNO3 и 1%-ной HCl в ультразвуковой ванне. U‒Th–Pb геохронологические исследования индивидуальных цирконов выполнены в Геохронологическом центре Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) с использованием системы лазерной абляции Photon Machines Analyte G2 и ICP масс-спектрометра Thermo Element 2. Диаметр кратера составлял 20 мкм, глубина – 15 мкм. Калибровку проводили по стандарту FC (Duluth complex, 1099.3 ± 0.3 млн лет; Paces, Miller, 1993). В качестве вторичных стандартов для контроля измерений использовали цирконы SL (Sri Lanka) и R33 (Braintree complex) (Black et al., 2004). Значения возрастов по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/206Pb для стандарта SL в процессе измерений составили 557 ± 5 и 558 ± 7 млн лет (2σ) соответственно, что хорошо согласуется со значениями, опубликованными в (Gehrels et al., 2008), полученными с использованием ID-TIMS метода. Средние значения возрастов по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/206Pb для стандарта R33 составили 417 ± 7 и 415 ± 8 млн лет соответственно и корреспондируют с рекомендованными (Black et al., 2004; Mattinson, 2010). Систематические погрешности составляют 0.9% для отношения 206Pb/238U и 0.8% для отношения 206Pb/207Pb (2σ). Поправки на обычный Pb вводились по 204Pb, скорректированному на 204Hg, в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Использованы следующие константы распада U и отношения: 238U = = 9.8485 × × 10–10, 235U = 1.55125 × 10–10, 238U/235U = = 137.88. Для расчета средневзвешенных значений возрастов, конкордантных возрастов и построения диаграммы с конкордией применялась программа Isoplot v. 4.15 (Ludwig, 2008). При построении гистограмм, кривых относительной вероятности возрастов детритовых цирконов и вычислении их пиков (Gehrels, 2011) использовались только конкордантные оценки возраста.

Lu–Hf изотопные исследования цирконов были выполнены в Геохронологическом центре Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) с использованием многоколлекторного масс-спектрометра с индукционно-связанной плазмой (MC-ICP-MS) Nu High-Resolution и эксимерного лазера Analyte G2. Для настройки инструментов и проверки качества анализов использовали стандартные растворы JMC475, Spex Hf и Spex Hf, Yb, and Lu, а также стандартные цирконы Mud Tank, 91500, Temora, R33, FC52, Plesovice и SL. Hf-изотопные анализы проводили в тех же участках зерен цирконов, что и U–Th–Pb анализы. Диаметр лазерного пучка составлял 40 мкм, мощность лазера около 5 Дж/см2, частота 7 Гц, скорость абляции около 0.8 мкм/с. Стандартные цирконы анализировали через каждые 20 неизвестных. Детали аналитической методики изложены на сайте www.laserchron.org. Для расчета величин εHf(t) использованы константа распада 176Lu (λ = 1.867e–11; Söderlund et al., 2004) и хондритовые отношения 176Hf/177Hf = 0.282772 и 176Lu/177Hf = 0.0332 (Blichert-Toft, Albarède, 1997). Коровые Hf-модельные возрасты tHf(C) рассчитаны с учетом среднего отношения 176Lu/177Hf в континентальной коре, равного 0.0093 (Vervoort, Patchett, 1996; Amelin, Davis, 2005). Для расчета изотопных параметров деплетированной мантии использованы современные отношения 176Hf/177Hf = = 0.28325 и 176Lu/177Hf = 0.0384 (Griffin et al., 2004).

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Биотитовые и двуслюдяные гранатсодержащие гнейсы дягдаглейской толщи сложены кварцем (29–63%), биотитом (6–31%), мусковитом (5–16%), плагиоклазом (5–27%, преимущественно андезином), калиевым полевым шпатом (5–10%, преимущественно ортоклазом). Акцессорные минералы представлены гранатом, цирконом, ильменитом, монацитом и шамозитом. Текстура пород сланцеватая, структура лепидогранобластовая (рис. 2).

Рис. 2.

Микрофотографии двуслюдяного гнейса (обр. R-71) дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива. q – кварц, pl – плагиоклаз, bi – биотит, mus – мусковит.

Рассматриваемые породы характеризуются существенными вариациями концентраций породообразующих оксидов (табл. 1).

Таблица 1.  

Химический состав представительных образцов метаморфических пород дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива

Компоненты Номер образца
R-65 R-65-1 R-65-2 R-71 R-71-1 R-72 R-73
SiO2 60.41 65.55 68.10 69.89 68.14 70.25 74.00
TiO2 1.16 1.06 0.98 0.76 1.01 1.17 0.36
Al2O3 14.73 14.04 12.67 11.72 12.69 10.26 10.99
Fe2O3* 9.47 7.26 6.83 6.52 7.44 8.48 2.58
MnO 0.15 0.11 0.08 0.13 0.09 0.13 0.04
MgO 2.27 1.32 1.23 1.15 1.69 1.56 0.55
CaO 2.92 1.65 1.72 2.96 1.85 1.84 1.52
Na2O 2.76 1.66 1.81 2.85 1.42 1.42 1.99
K2O 2.50 4.01 3.43 1.79 2.91 2.27 5.70
P2O5 0.07 0.05 0.05 0.02 0.04 0.03 0.04
Ппп 1.69 1.74 1.66 0.59 1.12 1.03 0.23
Сумма 98.13 98.45 98.56 98.38 98.40 98.44 98.00
Ga 21.8 19.5 18.2 15.1 16.8 14.0 21.1
Rb 108 99 94 59 73 71 128
Sr 224 116 112 195 142 128 99
Ba 657 635 570 437 582 401 892
La 56.2 54.6 50.4 40.9 33.8 41.2 72.7
Ce 116 102 96 68 66 81 141
Pr 14.30 11.80 11.00 7.24 7.83 9.47 16.50
Nd 55.5 43.1 40.7 25.20 29.40 36.40 61.5
Sm 9.93 7.56 7.28 4.78 5.73 7.05 10.20
Eu 1.68 1.91 1.66 1.78 1.30 1.39 1.62
Gd 8.27 6.87 6.89 6.65 6.10 7.86 7.24
Tb 1.28 1.18 1.24 1.33 1.04 1.47 0.88
Dy 7.82 7.71 8.18 10.40 6.46 10.20 4.25
Ho 1.62 1.58 1.65 2.48 1.31 2.12 0.78
Er 4.72 4.51 4.60 7.98 3.78 5.98 2.19
Tm 0.70 0.66 0.64 1.26 0.56 0.84 0.29
Yb 4.52 4.50 4.19 9.04 3.77 5.59 2.22
Lu 0.70 0.66 0.59 1.35 0.54 0.80 0.36
Y 43.9 43.4 46.0 66.2 34.9 57.8 18.0
Nb 10.4 14.2 14.8 9.64 11.30 14.8 21.4
Ta 0.49 1.02 1.06 0.50 0.77 1.07 0.75
Zr 187 202 184 370 179 195 341
Th 17.4 14.8 15.1 4.52 8.62 10.7 16.1
U 2.72 0.79 1.05 0.79 1.00 0.98 1.73
Pb 21.0 22.8 18.2 28.5 20.4 19.3 18.8
Cu 17.1 12.9 13.1 15.2 16.0 11.7 11.6
Zn 117 95 87 62 102 67 45
Sc 24.6 21.5 16.8 25.8 16.6 21.5 8.79
V 185 142 130 119 132 155 10.9
Cr 148 92 125 155 124 189 85
Co 21.2 10.1 8.3 11.9 15.1 15.4 2.50
Ni 31.5 16.1 20.5 23.0 25.9 29.0 7.14

Примечание. Содержания главных элементов приведены в мас. %, малых элементов в мкг/г. * Fe2O3 – общее железо в форме Fe2O3.

Для определения первичной природы гнейсов дягдаглейской толщи были использованы дискриминантные функции DFshaw = 10.44 – 0.21SiO2 – ‒ 0.32Fe2O3 – 0.98MgO + 0.55CaO + 1.46Na2O + + 0.54K2O (Shaw, 1972) и DF(X) = –0.24SiO2 – ‒ 0.16TiO2 – 0.25Al2O3 – 0.28FeO* – 0.30MgO – ‒ 0.48CaO – 0.79Na2O – 0.46K2O – 0.10P2O5 + 26.64 (Великославинский и др., 2013). Согласно идее разработчика (Shaw, 1972), породы, имеющие первично-осадочное происхождение, характеризуются значениями функции DFshaw обычно меньше 0, а для пород первично-магматического происхождения это значение составляет более 1.9. Как следует из рис. 3а, биотитовые и двуслюдяные гнейсы дягдаглейской толщи имеют в большинстве случаев отрицательные значения DFshaw (от –4.24 до –0.52), что указывает на вероятное первично-осадочное происхождение этих пород (одна точка попадает в поле неопределенности). Значения функции DF(X) для парапород обычно больше 0.3, а для ортопород менее –0.8 (Великославинский и др., 2013). Как следует из рис. 3б, в биотитовых и двуслюдяных гнейсах дягдаглейской толщи величина DF(X) варьирует в интервале от 0.15 до 1.77, что характерно для пород первично-осадочного происхождения.

Рис. 3.

Диаграммы, отражающие значения дискриминационных функций (a) DFshaw (Shaw, 1972) и (б) DF(Х) (Великославинский и др., 2013), для составов метаморфических пород дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива.

В целом, основываясь на полученных данных, можно достаточно уверенно предполагать, что биотитовые и двуслюдяные гранатсодержащие гнейсы дягдаглейской толщи образовались за счет метаморфических преобразований осадочных пород.

Распределение редкоземельных элементов в рассматриваемых гнейсах достаточно однотипно и характеризуется отчетливым преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ([La/Yb]n = 3–22) и умеренно глубокой европиевой аномалией (Eu/Eu* = 0.55–0.96; рис. 4). Уровень концентраций литофильных элементов близок к верхнекоровому, за исключением незначительного дефицита U, Nb, Ta, Sr и, наоборот, некоторого избытка лантаноидов, Y, Sc, Co, V, Ni, Cr (рис. 5).

Рис. 4.

Графики распределения редкоземельных элементов в метаморфических породах дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива. Использован состав хондрита по (McDonough, Sun, 1995).

Рис. 5.

График распределения литофильных элементов в метаморфических породах дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива. Использован состав верхней континентальной коры по (Taylor, McLennan, 1985).

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Pb И Lu–Hf ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ ЦИРКОНОВ

U–Pb геохронологические (LA-ICP-MS) исследования выполнены для цирконов из двуслюдяного гранатсодержащего гнейса (обр. R-71), отобранного в верховьях ручья Дягдагле. Цирконы представлены субидиоморфными призматическими, короткопризматическими и субизометричными слабоокатанными кристаллами и их обломками. Внутреннее строение большей части зерен циркона характеризуется наличием ядер, как правило обладающих зональным строением и низкой интенсивностью люминесценции, а также незональных или слабозональных оболочек, имеющих, напротив, повышенную интенсивность люминесценции (рис. 6). Кроме того, в некоторых зернах наблюдаются реликты унаследованных ядер неправильной формы.

Рис. 6.

Катодолюминесцентные изображения цирконов. Белым кружком показан участок датирования. Возраст приведен с погрешностью ±1σ.

Всего из данного образца были проанализированы 122 зерна цирконов, для которых получены 92 конкордантные оценки возраста в интервале 956–474 млн лет. При этом анализировались как ядра циркона, так и оболочки. Пики на кривой относительной вероятности возраста цирконов соответствуют значениям 487, 541, 690, 778 и 896 млн лет (рис. 7). Следует отметить, что значения палеозойского возраста (206Pb/238U) получены для ядер и оболочек циркона. При этом ядра отличаются высокими (до 2600 мкг/г) содержаниями урана и низкими Th/U отношениями (0.02–0.08).

Рис. 7.

Кривая относительной вероятности возрастов детритовых цирконов из двуслюдяного гнейса (обр. R-71) дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива.

Lu–Hf изотопные исследования выполнены для 18 зерен с конкордантными значениями возрастов в тех же точках, что и U–Th–Pb исследования. Результаты приведены в табл. 2 и на рис. 8. Из приведенных данных следует, что цирконы из двуслюдяного гнейса (обр. R-71) по Hf-изотопным параметрам могут быть разделены на две группы. Первая группа включает цирконы как неопротерозойского, так палеозойского возраста, причем последние, как правило, представлены ядрами с низкой интенсивностью люминесценции и характеризуются положительными значениями εHf(t) от +0.3 до +10.9 и модельными возрастами tHf(C) в интервале 1.2–0.8 млрд лет (табл. 2, рис. 8). Цирконы палеозойского возраста второй группы отличаются отрицательными величинами εHf(t) от –4.0 до –5.2 и более древними модельными возрастами tHf(C) = 1.5–1.4 млрд лет (табл. 2, рис. 8). При этом большая часть изотопных анализов, относящихся ко второй группе, соответствуют оболочкам.

Таблица 2.

Результаты Lu–Hf изотопных исследований цирконов из двуслюдяного гранатсодержащего гнейса (обр. R-71) дягдаглейской толщи (верховья ручья Дягдагле)

№ п/п № обр./
№ зерна 		Возраст,
млн лет 		(176Yb +176Lu)/ 176Hf (%) 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf ɛHf(t) tHf(DM) tHf(C)
1 R-71/51 473 13.0 0.000856 0.282356 ± 14 –4.6 1.26 1.48
2 R-71/71 481 5.1 0.000347 0.282494 ± 19 0.7 1.05 1.22
3 R-71/10 483 10.9 0.000711 0.282365 ± 25 –4.0 1.24 1.45
4 R-71/22 486 1.3 0.000133 0.282479 ± 18 0.3 1.07 1.24
5 R-71/89 487 20.3 0.001418 0.282616 ± 21 4.8 0.91 1.01
6 R-71/128 489 1.8 0.000103 0.282494 ± 37 0.9 1.05 1.21
7 R-71/61 493 16.4 0.001030 0.282705 ± 39 8.1 0.78 0.84
8 R-71/3 493 2.8 0.000165 0.282319 ± 29 –5.2 1.29 1.52
9 R-71/109 499 1.6 0.000096 0.282480 ± 33 0.6 1.07 1.23
10 R-71/106 504 7.1 0.000500 0.282518 ± 38 2.0 1.02 1.17
11 R-71/77 542 9.1 0.000549 0.282523 ± 28 2.9 1.02 1.15
12 R-71/41 586 12.4 0.000795 0.282464 ± 33 1.7 1.11 1.25
13 R-71/14 631 21.9 0.001248 0.282535 ± 33 5.0 1.02 1.11
14 R-71/39 671 11.7 0.000863 0.282487 ± 23 4.3 1.08 1.18
15 R-71/23 693 9.9 0.000569 0.282533 ± 25 6.6 1.01 1.08
16 R-71/44 771 21.8 0.001403 0.282443 ± 40 4.7 1.16 1.24
17 R-71/94 831 23.7 0.001533 0.282566 ± 32 10.2 0.99 1.01
18 R-71/46 919 21.0 0.001129 0.282524 ± 23 10.9 1.03 1.04

Примечание. Величины ошибок (1σ) определения отношения 176Hf/177Hf соответствуют последним значащим цифрам после запятой.

Рис. 8.

График εHf(t)–возраст для детритовых цирконов из двуслюдяного гнейса (обр. R-71) дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива. DM – деплетированная мантия, CHUR – однородный хондритовый резервуар.

Совокупность полученных данных позволяет предполагать, что образование оболочек на цирконах из двуслюдяного гранатсодержащего гнейса связано с преобразованием пород дягдаглейской толщи в результате раннепалеозойских метаморфических процессов, протекавших в условиях амфиболитовой фации.

РЕЗУЛЬТАТЫ Sm–Nd ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Двуслюдяные гнейсы дягдаглейской толщи характеризуются отрицательными величинами εNd(t) = –3.6…–5.0, рассчитанными на максимально возможное время накопления протолитов (487 млн лет), и мезопротерозойскими значениями Nd-модельных возрастов tNd(DM) = 1.4–1.3 млрд лет (tNd(C) = 1.6–1.5 млрд лет) (табл. 3).

Таблица 3.  

Результаты Sm–Nd изотопно-геохимических исследований метаморфических пород дягдаглейской толщи

№
п/п 		№ обр. Порода Sm,
мкг/г 		Nd,
мкг/г 		147Sm/144Nd 143Nd/144Nd
(±2σизм) 		εNd(t) tNd(DM) tNd(C)
1 R-71 Двуслюдяной
гранатсодержащий гнейс 		3.37 20.4 0.0999 0.512082 ± 2 –5.0 1430 1635
2 R-73 Двуслюдяной гнейс 10.33 62.7 0.0995 0.512154 ± 1 –3.6 1329 1515

Примечание. Величины ошибок (2σ) определения отношения 143Nd/144Nd соответствуют последним значащим цифрам после запятой. При расчете величин εNd(t) и модельных возрастов tNd(C) использовался возраст, соответствующий наиболее молодому пику на кривой вероятности возрастов (487 млн лет).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные геохронологические и геохимические данные для метаморфических пород дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива позволяют оценить их первичную природу и возраст протолита.

Установленные особенности химического состава пород (рис. 3) свидетельствуют в пользу их первично-осадочного происхождения. Это согласуется и с присутствием нескольких разновозрастных популяций детритовых цирконов (рис. 7, 8).

Наиболее молодой пик на кривой относительной вероятности возрастов (рис. 7) соответствует возрасту 487 млн лет, что определяет нижнюю возрастную границу накопления протолита рассматриваемых пород. Верхняя возрастная граница протолита в настоящее время является не столь очевидной. В частности, можно говорить лишь о том, что гнейсы дягдаглейской толщи прорываются лейкогранитами с возрастом 264 ± 11 млн лет (Овчинников и др., 2018). Тем не менее результаты проведенных исследований позволяют утверждать, что дягдаглейская толща имеет не раннедокембрийский, как было принято считать ранее (Решения…, 1994; Геодинамика…, 2006; Забродин и др., 2007; Сережников, Волкова, 2007 и др.), а палеозойский возраст и не может рассматриваться в качестве “фундамента” Буреинского континентального массива. Близость значений возраста части ядер и оболочек цирконов свидетельствует о том, что породы протолита вскоре после образования испытали структурно-метаморфические преобразования в P–T условиях амфиболитовой фации метаморфизма.

Следует обратить внимание на то, что на кривой относительной вероятности возраста цирконов (рис. 7) наиболее часто встречающиеся значения конкордантных возрастов соответствуют позднему кембрию–раннему ордовику. Их источниками, по нашему мнению, могли являться интрузии кивилийского (?) комплекса с возрастом 474 ± 1 млн лет (Сорокин и др., 2011а), риолиты “туранской серии” с возрастом 504 ± 1 млн лет (Сорокин и др., 2011б). В качестве источников цирконов раннего неопротерозоя мы рассматриваем интрузии габбро-диорит-гранитовой (933 ± 12, 933 ± 12, 940 ± 11 млн лет) и гранит-лейкогранитовой (789 ± 4, 804 ± 8 млн лет) ассоциаций (Сорокин и др., 2017). Не находят своей интерпретации источники эдиакарских цирконов, присутствующих в парагнейсах дягдаглейской толщи (рис. 7), что можно объяснить плохой геохронологической изученностью магматизма Буреинского континентального массива.

Sm–Nd изотопные данные для парагнейсов дягдаглейской толщи (tNd(DM) = 1.4–1.3 млрд лет, tNd(С)= 1.6–1.5 млрд лет; табл. 3) свидетельствуют о том, что их источниками являлись породы, имевшие в среднем мезопротерозойские Nd-модельные возрасты. Это могли быть как собственно мезопротерозойские комплексы, так и породы различного возраста, например раннепалеозойские, неопротерозойские и раннедокембрийские. Однако результаты геохронологических и Hf-изотопных исследований детритовых цирконов свидетельствуют об отсутствии или незначительном развитии раннедокембрийских комплексов в областях размыва.

Как было отмечено выше, цирконы в рассматриваемых гнейсах по Hf-изотопным параметрам могут быть разделены на две группы (табл. 2, рис. 8). Для палеозойских цирконов с мезопротерозойскими модельными возрастами tHf(C)= 1.5–1.4 млрд лет можно предполагать их происхождение за счет переработки коры с мезопротерозойскими изотопными характеристиками. Hf-изотопные характеристики раннепалеозойских и неопротерозойских цирконов (εHf(t) = +0.3…+8.1, tHf(C) = 1.2–0.8 млрд лет и εHf(t) = = +4.3…+10.9, tHf(C) = 1.2–1.0 млрд лет соответственно) свидетельствуют о добавке ювенильного материала в областях источников сноса в неопротерозойское и раннепалеозойское время.

В целом результаты Sm–Nd и Lu–Hf изотопных исследований указывают на участие неопротерозойской (или более древней) континентальной коры в строении Буреинского массива. Ранее упоминалось, что к настоящему времени наиболее древние возрасты (940–930 млн лет) получены для пород габбро-диорит-гранитовой ассоциации (Сорокин и др., 2017). При этом важно заметить, что эти неопротерозойские интрузивные породы имеют мезопротерозойские и палеопротерозойские Nd-модельные возрасты (tNd(С) = 2.0–1.6 млрд лет; Сорокин и др., 2017). Кроме того, палеопротерозойские модельные возрасты (tNd(С) = ~1.8 млрд лет) установлены (Ovchinnikov et al., 2018) для кембрийских метатерригенных пород Мельгинского прогиба рассматриваемого континентального массива.

В то же время, как показывают результаты данного исследования, а также работы (Овчинников, Сорокин, 2018), метаморфические комплексы, которые традиционно относились к раннедокембрийскому “фундаменту” Буреинского массива, имеют палеозойский или неопротерозойский возраст. В этой связи наиболее вероятной версией, объясняющей данный феномен, является участие древнего рециклированного материала в формировании неопротерозойских и более молодых геологических комплексов рассматриваемого массива. Также нельзя исключать вариант интенсивной переработки раннедокембрийской и, возможно, мезопротерозойской континентальной коры с добавкой ювенильного материала в раннем неопротерозое в обстановке активной континентальной окраины и ее последующей ремобилизации в раннем палеозое.

В завершение хотелось бы затронуть следующий аспект. Как было показано выше, конкордантные оценки возраста цирконов из метаосадочных пород дягдаглейской толщи находятся в интервале 956–474 млн лет. Практически в таком же интервале (865–483 млн лет; Сорокин и др., 2014) лежит подавляющее большинство значений возрастов цирконов из метаосадочных пород “туранской серии” рассматриваемого массива. Это свидетельствует о том, что данная закономерность имеет региональный для Буреинского массива характер. Кроме того, возрасты цирконов из метаалевролита кимканской толщи Цзямусинского континентального массива также преимущественно находятся в интервале 957–481 млн лет (Смирнова и др., 2016). Наряду с синхронностью неопротерозойского магматизма (Сорокин и др., 2017; Luan et al., 2017a, 2017б) в Буреинском и Цзямусинском континентальных массивах, это может указывать на их близкую геологическую историю.

ВЫВОДЫ

Результаты проведенных исследований позволяют сформулировать следующие выводы:

1) Биотитовые и двуслюдяные гранатсодержащие гнейсы дягдаглейской толщи сформировались за счет преобразования пород, имеющих первично-осадочное происхождение.

2) Дягдаглейская толща имеет не раннедокембрийский, как было принято считать ранее, а палеозойский возраст и не может рассматриваться в качестве “фундамента” Буреинского континентального массива. Нижняя возрастная граница накопления протолита определяется возрастом наиболее молодой популяции цирконов ~487 млн лет.

3) Близость значений возраста части ядер и оболочек цирконов свидетельствует о том, что породы протолита вскоре после образования испытали структурно-метаморфические преобразования в P–T условиях амфиболитовой фации метаморфизма.

4) Результаты Sm–Nd и Lu–Hf изотопных исследований указывают на то, что источником первичных осадочных пород могли являться геологические комплексы, возникшие за счет переработки коры мезопротерозойского возраста. Принимая во внимание отсутствие сведений об участии мезопротерозойских (и более древних) пород в строении Буреинского континентального массива, мы полагаем, что в составе источников присутствовало некоторое количество древнего рециклированного материала.

5) Сходство интервалов значений возрастов в метаосадочных породах дягдаглейской толщи и “туранской серии” Буреинского континентального массива, с одной стороны, и кимканской толщи Цзямусинского континентального массива, с другой, может указывать на близкую геологическую историю упомянутых массивов. В пользу такого предположения свидетельствует также синхронность неопротерозойского магматизма, проявленного в этих массивах.

Благодарности. Авторы благодарят персонал аналитических лабораторий Института геологии и природопользования ДВО РАН (Е.Н. Воропаеву, О.Г. Медведеву, А.И. Палажченко, В.И. Рождествину, Е.С. Сапожник, Е.В. Ушакову), Института тектоники и геофизики Дальневосточного отделения Российской академии наук (Е.М. Голубеву, А.В. Штареву, Л.С. Боковенко), а также Геохронологического центра Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) за проведение аналитических исследований. Мы также признательны Е.Б. Сальниковой за внимательную рецензию и конструктивные замечания.

Источники финансирования. Геологические исследования выполнены в соответствии с планом НИР ИГиП ДВО РАН (тема АААА-А16-116051810110-7), геохимические, изотопно-геохимические и геохронологические исследования выполнены при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант № 18-35-00001).

Список литературы

  1. Васькин А.Ф. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1 : 500 000. Лист. N-53-В. Ред. Турбин М.Т. Л.: ВСЕГЕИ, 1984.

  2. Васькин А.Ф., Дымович В.А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1000000. Третье поколение. Серия Дальневосточная. Лист М-53 (Хабаровск). СПб.: ВСЕГЕИ, 2009.

  3. Великославинский С.Д., Глебовицкий В.А., Крылов Д.П. Разделение силикатных осадочных и магматических пород по содержанию петрогенных элементов с помощью дискриминантного анализа // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 3. С. 310–313.

  4. Геодинамика, магматизм и металлогения востока России. Ред. Ханчук А.И. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1. 572 с.

  5. Забродин В.Ю., Гурьянов В.А., Кисляков С.Г. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1000000. Серия Дальневосточная. Лист N-53. Третье поколение. СПб.: ВСЕГЕИ, 2007.

  6. Зубков В.Ф., Васькин А.Ф. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1 : 500 000. Лист. М-52-Б. Ред. Кулиш Е.А. Л.: ВСЕГЕИ, 1984.

  7. Зубков В.Ф., Турбин М.Т. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1 : 500 000. Лист. N-52-Г. Ред. Золотов М.Г. Л.: ВСЕГЕИ, 1984.

  8. Котов А.Б., Великославинский С.Д., Сорокин А.А., Котова Л.Н., Сорокин А.П., Ларин А.М., Ковач В.П., Загорная Н.Ю., Кургузова А.В. Возраст амурской серии Бурея-Цзямусинского супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm–Nd изотопных исследований // Докл. АН. 2009а. Т. 428. № 5. С. 637–640.

  9. Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Сорокин А.П., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Беляков Т.В., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Мезозойский возраст гранитоидов Бекетского комплекса (Гонжинский блок Аргунского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2009б. Т. 429. № 6. С. 779–783.

  10. Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Сорокин А.П., Великославинский С.Д., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Раннепалеозойский возраст габброидов амурского комплекса (Бурея-Цзямусинский супертеррейн Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2009в. Т. 424. № 5. С. 644–647.

  11. Котов А.Б., Мазукабзов А.М., Сковитина Т.М., Великославинский С.Д., Сорокин А.А., Сорокин А.П. Структурная эволюция и геодинамическая позиция Гонжинского блока (Верхнее Приамурье) // Геотектоника. 2013. № 5. С. 48–60.

  12. Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск: ПГО “Дальгеология”, 1990. 215 с.

  13. Овчинников Р.О., Сорокин А.А. Возраст протолита и Р-T параметры формирования гнейсов и амфиболитов туловчихинской свиты Буреинского континентального массива // Вопросы геологии и комплексного освоения природных ресурсов Восточной Азии. Благовещенск: ИГиП ДВО РАН, 2018. Т. 1. С. 39–41.

  14. Овчинников Р.О., Сорокин А.А., Кудряшов Н.М. Возраст условно раннедокембрийских интрузивных комплексов северной части Буреинского континентального массива (Центрально-Азиатский складчатый пояс) // Тихоокеанская геология. 2018. Т. 37. № 4. С. 56–70.

  15. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бодарч Г., Беличенко В.Г., Булгатов А.Н., Дриль С.И., Кириллова Г.Л., Кульмин М.И., Ноклеберг У.Дж., Прокопьев А.В., Тимофеев В.Ф., Томуртогоо О., Янь Х. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7–41.

  16. Петрук Н.Н., Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Серия Дальневосточная. Лист M-52. Третье поколение. СПб.: ВСЕГЕИ, 2006.

  17. Решения IV Межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Комплект схем. Хабаровск: ХГГГП, 1994.

  18. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Великославинский С.Д., Джан Б-.М., Сорокин А.А., Сорокин А.П., Ван К.-Л., Чан С-.Л., Ли Х-.Я., Толмачева Е.В. О возрасте гонжинской серии (Аргунский террейн Центрально-Азиатского складчатого пояса): результаты U–Pb и Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов // Докл. АН. 2012. Т. 444. № 5. С. 519–522.

  19. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Великославинский С.Д., Джан Б.-М., Сорокин А.А., Сорокин А.П., Ван К.-Л., Чан С.-Л., Ли Х.-Я., Толмачева Е.В. Мезозойский возраст урильской свиты Амурской серии (Малохинганский террейн Центрально-Азиатского складчатого пояса): результаты U–Pb и Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 4. С. 416–419.

  20. Серёжников А.Н., Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Третье поколение. Серия Дальневосточная. Лист N-52 (Зея). СПб.: ВСЕГЕИ, 2007.

  21. Смирнова Ю.Н., Сорокин А.А., Котов А.Б., Ковач В.П. Тектонические условия накопления и источники верхнепротерозойских и нижнепалеозойских терригенных отложений Малохинганского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 3. С. 3–26.

  22. Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Котов А.Б. Возраст и геохимические особенности массива раннемезозойских гранитоидов южной части Буреинского террейна // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 5. С. 55–66.

  23. Сорокин А.А., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Сорокин А.П., Яковлева C.З., Плоткина Ю.В., Гороховский Б.М. Раннепалеозойский возраст гранитоидов кивилийского комплекса Буреинского террейна (восточный фланг Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2011а. Т. 440. № 3. С. 392–396.

  24. Сорокин А.А., Смирнов Ю.В., Смирнова Ю.Н., Кудряшов Н.М. Первые данные о возрасте метариолитов туранской серии Буреинского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. АН. 2011б. Т. 439. № 3. С. 370–375.

  25. Сорокин А.А., Смирнов Ю.В., Котов А.Б., Ковач В.П. Возраст и источники терригенных отложений туранской серии Буреинского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты изотопно-геохимических (Sm–Nd) и геохронологических (U–Pb LA-ICP-MS) исследований // Докл. АН. 2014. Т. 456. № 6. С. 707–711.

  26. Сорокин А.А., Овчинников Р.О., Кудряшов Н.М., Котов А.Б., Ковач В.П. Два этапа неопротерозойского магматизма в истории формирования Буреинского континентального массива Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 10. С. 1479–1499.

  27. Ханчук А.И., Вовна Г.М., Киселёв В.И., Мишкин М.А., Лаврик С.Н. Первые результаты U–Pb геохронологических исследований пород гранулитового комплекса Ханкайского массива Приморья (метод LA-ICP-MS) // Докл. АН. 2010. Т. 434. № 2. С. 212–215.

  28. Чепыгин В.Е. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Хингано-Буреинская серия. Лист М-52-VI (р. Иса). Ред. Путинцев В.К. Л.: ВСЕГЕИ, 1977.

  29. Amelin Y., Davis W.J. Geochemical test for branching decay of 176Lu // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 465–473.

  30. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M., Davis D.W., Aleinikoff J.N., Valley J.W., Mundil R., Campbell I.H., Korsch R.J., Williams I.S., Foudoulis C. Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards // Chem. Geol. 2004. V. 205. P. 15–140.

  31. Blichert-Toft J., Albarede F. The Lu–Hf geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle–crust system // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 148. P. 243–258.

  32. Gehrels G.E. Overlap and similarity program. Accessed on June, 2011. https://sites.google.com/a/laserchron.org/laserchron/home

  33. Gehrels G.E., Valencia V., Ruiz J. Enhanced precision, accuracy, efficiency, and spatial resolution of U–Pb ages by laser ablation-multicollector-inductively coupled plasma-mass spectrometry // Geochem. Geophys. Geosyst. 2008. V. 9. № 3. P. 1–13.

  34. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249–265.

  35. Griffin W.L., Belousova E.A., Shee S.R., Pearson N.J., O’Reilly S.Y. Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton: U–Pb and Hf-isotope evidence from detrital zircons // Precambrian Res. 2004. V. 131. P. 231–282.

  36. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm–Nd evolution of chondrites and achondrites. II // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137–150.

  37. Keto L.S., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic variations of Early Paleozoic oceans // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 84. P. 27–41.

  38. Luan J.P., Wang F., Xu W.L., Ge W.C., Sorokin A.A., Wang Z.W., Guo P. Provenance, age, and tectonic implications of Neoproterozoic strata in the Jiamusi Massif: evidence from U–Pb ages and Hf isotope compositions of detrital and magmatic zircons // Precambrian Res. 2017a. V. 297. P. 19–32.

  39. Luan J.P., Xu W.L., Wang F., Wang Z.W., Guo P. Age and geochemistry of the Neoproterozoic granitoids in the Songnen-Zhangguangcai Range Massif, NE China: petrogenesis and tectonic implications // J. Asian Earth Sci. 2017b. V. 148. P. 265–276.

  40. Ludwig K.R. Isoplot 3.6 // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 2008. № 4. 77 p.

  41. Mattinson J.M. Analysis of the relative decay constants of 235U and 238U by multi-step CA-TIMS measurements of closed system natural zircon samples // Chem. Geol. 2010. V. 275. P. 186–198.

  42. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. № 3–4. P. 223–253.

  43. Miao L., Zhang F., Zhu M., Liu D. Zircon SHRIMP U–Pb dating of metamorphic complexes in the conjunction of the Greater and Lesser Xing’an ranges, NE China: timing of formation and metamorphism and tectonic implications // J. Asian Earth Sci. 2015. V. 114. P. 634–648.

  44. Ovchinnikov R.O., Sorokin A.A., Xu W.L., Yang H., Kovach V.P., Kotov A.B., Plotkina Yu.V. Provenance and tectonic implications of Cambrian sedimentary rocks in the Bureya Massif, Central Asian Orogenic Belt, Russia // J. Asian Earth Sci. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.10.001

  45. Paces J.B., Miller J.D. Precise U–Pb ages of Duluth Complex and related mafic intrusions, northeastern Minnesota: geochronological insights to physical, petrogenic, paleomagnetic, and tectonomagmatic processes associated with the 1.1. Ga Midcontinent Rift System // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. № B8. P. 13997–14013.

  46. Shaw D.M. The origin of the Apsley gneiss, Ontario // Can. J. Earth Sci. 1972. V. 9. № 1. P. 18–35.

  47. Söderlund U., Patchett P.J., Vervoort J.D., Isachsen C.E. The 176Lu decay constant determined by Lu–Hf and U–Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 219. P. 311–324.

  48. Sorokin A.A., Kotov A.B., Kudryashov N.M., Kovach V.P. Early Mesozoic granitoid and rhyolite magmatism of the Bureya Terrane of the Central Asian Orogenic Belt: age and geodynamic setting // Lithos. 2016. V. 261. P. 181–194.

  49. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. № 2. P. 207–221.

  50. Tanaka T., Togashi S., Kamioka H., Amakawa H., Kagami H., Hamamoto T., Yuhara M., Orihashi Y., Yoneda S., Shimizu H., Kunimaru T., Takahashi K., Yanagi T., Nakano T., Fujimaki H., Shinjo R., Asahara Y., Tanimizu M., Dragusanu C. JNdi-1: a neodymium isotopic reference in consistency with La Jolla neodymium // Chem. Geol. 2000. V. 168. P. 279–281.

  51. Tang J., Xu W.L., Wang F., Wang W., Xu M.J., Zhang Y.H. Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Erguna Massif, NE China: petrogenesis and implications for the breakup of the Rodinia supercontinent // Precambrian Res. 2013. V. 224. P. 597–611.

  52. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. Oxford: Blackwell, 1985. 312 p.

  53. Vervoort J.D., Patchett P.J. Behavior of hafnium and neodymium isotopes in the crust: constraints from Precambrian crustally derived granites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. P. 3717–3723.

  54. Wu F.Y., Zhang Y.B., Sun D.Y., Ge W.C., Grant M.L., Wilde S.A., Jahn B.M. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China // J. Asian Earth Sci. 2011. V. 41. P. 1–30.

  55. Wu G., Chen Y.C., Chen Y.J., Zeng Q.T. Zircon U–Pb ages of the metamorphic supracrustal rocks of the Xinghuadukou Group and granitic complexes in the Argun massif of the northern Great Hinggan Range, NE China, and their tectonic implications // J. Asian Earth Sci. 2012. V. 49. P. 214–233.

  56. Xu M.J., Xu W.L., Wang F., Gao F.H. Age, association and provenance of the “Neoproterozoic” Fengshuigouhe Group in the northwestern Lesser Xing’an Range, NE China: constraints from zircon U–Pb geochronology // J. Earth Sci. 2012. V. 23. № 6. P. 786–801.

  57. Zhou J.B., Wilde S.A. The crustal accretion history and tectonic evolution of the NE China segment of the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2013. V. 23. P. 1356–1377.

  58. Zhou J.B., Wilde S.A., Zhang X.Z., Ren S.M., Zheng C.Q. Early Paleozoic metamorphic rocks of the Erguna block in the Great Xing’an Range, NE China: evidence for the timing of magmatic and metamorphic events and their tectonic implications // Tectonophysics. 2011. V. 499. P. 105–117.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал