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

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 3, стр. 27-47

Источники сноса вендских высокоглиноземистых пород Тункинских гольцов, Восточный Саян: результаты изотопных, геохимических и минералогических исследований

С. И. Школьник 1, 2, *, А. В. Иванов 2, Е. Ф. Летникова 2, М. О. Аносова 3

1 Институт земной коры СО РАН
Иркутск, Россия

2 Институт геологии и минералогии СО РАН
Новосибирск, Россия

3 Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН
Москва, Россия

* E-mail: sink@crust.irk.ru

Поступила в редакцию 10.05.2017
После доработки 10.12.2018
Принята к публикации 28.03.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приводятся данные о минеральном, химическом и Nd-изотопном составе высокоглиноземистых сланцев горлыкской свиты Тункинских гольцов Восточного Саяна, коррелируемых с отложениями венд-кембрийского чехла в центральной части Тувино-Монгольского микроконтинента. Формирование высокоглиноземистых отложений происходило в дистальных частях шельфа микроконтинента, а химический состав (высокие концентрации Cr, V и Zr) сланцев свиты указывает на то, что источником сноса для них являлись продукты размыва пород кислого и основного-ультраосновного состава. Установлено, что протолит параметаморфических пород образовался, вероятно, за счет разрушения магматических и вулканических образований Сархойской и Дунжугурской островных дуг и метаморфических пород Гарганского кратонного блока, а также развитых по ним кор выветривания.

Ключевые слова: Тункинские гольцы, Тувино-Монгольский микроконтинент, высокоглиноземистые сланцы, источники сноса, U–Pb возраст

ВВЕДЕНИЕ

Реконструкция источников сноса и установление природы питающих провинций на основе изотопных и геохимических методов исследования метатерригенных образований являются одним из инструментов расшифровки эволюции осадочных бассейнов прошлого. Состав терригенных (глинистых и песчаных) отложений зависит в большей мере от вещественных характеристик материнских пород, т.е. от состава пород в области размыва, а также от геодинамических обстановок их образования.

Терригенные породы в пределах венд-кембрийских карбонатных отложений чехла Тувино-Монгольского микроконтинента, маркирующих пассивный этап развития этой структуры, пользуются достаточно ограниченным распространением. Интенсивные деформации и метаморфизм не всегда однозначно позволяют сопоставлять те или иные части разрезов отложений чехла Тувино-Монгольского микроконтинента. Так, аналогом боксонской серии центральной части Тувино-Монгольского микроконтинента на территории Прихубсугулья выступает “хубсугульская серия”, а на северо-востоке микроконтинента – горлыкская свита (Кузьмичев, 2004), один из выходов которой расположен в пределах Тункинских гольцов юго-восточной части Восточного Саяна.

Тункинские гольцы отличаются сложным покровно-складчатым строением, возникшим при сочленении Тувино-Монгольского микроконтинента с океаническими структурами Палеоазиатского океана. Большая часть района Тункинских гольцов в современных палеогеодинамических схемах отнесена к Тункинскому террейну (Беличенко и др., 2003), который, образуя аллохтонную структуру, почти полностью расположен в пределах Тувино-Монгольского микроконтинента. В составе аллохтона выделяются терригенно-вулканогенная уртагольская и перекрывающая ее вулканогенно-карбонатная толтинская свиты. Автохтон сложен терригенно-карбонатными толщами чехла Тувино-Монгольского микроконтинента: верхнешумакской, горлыкской и араошейской свитами (рис. 1). В составе горлыкской свиты, так же как и в боксонской серии, выделен ряд горизонтов высокоглиноземистых пород с содержанием Al2O3 до 36.1 мас. % (Боос, 1991), обнаруженных по правобережью рек Китой, Ара-Хубуты, Зун-Гол, Шумак. Неоавтохтон представлен молассоидными отложениями сагансайрской свиты, несогласно перекрывающими комплексы автохтона и аллохтона.

Рис. 1.

(а) Геологическое строение северо-восточной части Тувино-Монгольского микроконтинента и его обрамления (Беличенко и др., 2003) и (б) геологическая схема центральной части Тункинских гольцов. Рис. 1а: 1 – кайнозойские отложения; 2 – отложения венд-кембрийского чехла; 3 – отложения рифейского чехла; 4 – осадочно-вулканогенные и осадочные отложения, 5 – офиолиты; 6 – раннедокембрийский фундамент (Гарганская глыба); 7 – ордовикское складчатое обрамление; 8 – фундамент Сибирской платформы; 9 – раннепалеозойские гранитоиды; 10 – рифейские гранитоиды; 11 – границы покровов; 12 – Боксонское месторождение бокситов. Рис. 1б: 1 – сагансайрская свита (пестроцветные песчаники, конгломераты, алевролиты (средний палеозой)); 2 – Тункинский аллохтон (ранний палеозой): уртагольская свита (вулканогенно-терригенные отложения) и толтинская свита (вулканогенно-карбонатные отложения); 3–5 – автохтон (венд–кембрий): 3 – араошейская свита (известняки, карбонатно-кремнистые породы); 4 – горлыкская свита (доломиты с прослоями высокоглиноземистых пород); 5 – верхнешумакская свита (песчано-сланцевые отложения); 6 – сиениты; 7 – гранитоиды; 8 – основные породы; 9 – надвиги; 10 – другие разрывные нарушения. Звездами показаны места отбора проб для геохимических исследований.

Цель настоящей статьи – на основе петрогеохимических (содержания и соотношения петрогенных, редких и редкоземельных элементов) и Nd-изотопных характеристик высокоглиноземистых отложений горлыкской свиты провести реконструкцию состава их протолита, источников сноса и условий формирования, а также провести корреляцию этих высокоглиноземистых сланцев с отложениями боксонской серии. Для установления возраста источников поставки материала в бассейн осадконакопления изучены методом LA-ICP-MS детритовые цирконы из метапесчанистых образований горлыкской свиты.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

Фундамент Тувино-Монгольского микроконтинента представляет собой аккреционную структуру, состоящую из разновозрастных и разнообразных по составу и генезису комплексов: раннедокембрийских высокометаморфизованных образований Гарганского континентального блока (“глыбы”), пород офиолитовой ассоциации раннерифейской Дунжугурской дуги и рифейских осадочно-вулканогенных и карбонатных отложений (Беличенко и др., 2003; Кузьмичев, 2004). Фундамент Гарганского блока сложен плагиогнейсами тоналит-трондьемитовой ассоциации, амфиболитами, мигматитами, гранитами и пегматитами (Левицкий и др., 2014). Отмечается несколько этапов метаморфизма пород фундамента – от высоких степеней амфиболитовой фации до более поздних преобразований в условиях зеленосланцевой фации. Возраст тоналитовых плагиогнейсов “глыбы” 2752 ± 10 млн лет (Анисимова и др., 2009), а время метаморфических преобразований пород в условиях амфиболитовой фации 2664 ± 15 млн лет (Kovach et al., 2004). Несогласно на кристаллических породах Гарганского блока залегает позднерифейский чехол, сложенный карбонатными породами иркутной свиты и сланцево-песчано-известняковыми породами ильчирской свиты (Беличенко и др., 2006). Значительную роль в строении фундамента Тувино-Монгольского микроконтинента играют породы офиолитовой ассоциации Дунжугурского комплекса, возраст плагиогранитов которого составляет 1020 ± 10 млн лет (Khain et al., 2002). Офиолитовый покров сложен серпентинизированными гарцбургитами и дунитами (до 80%), а также породами габбрового, дайкового и вулканического комплексов (Кузьмичев, 2004). Помимо указанных комплексов, в строении фундамента микроконтинента принимают участие породы Сархойской континентальной окраины, время существования которой оценивается 805–770 млн лет (Кузьмичев, Ларионов, 2011), Окинской аккреционной призмы, с единственным определением возраста по прорывающим базитовым силлам 753 ± 16 млн лет (Kuzmichev et al., 2007), и Шишхидской островной дуги (775–830 млн лет; Кузьмичев, Ларионов, 2013).

Осадочный чехол Тувино-Монгольского микроконтинента представлен шельфовыми отложениями боксонской и хубсугульской серий, к которым приурочены месторождения бокситов (Боксонское) (рис. 1) и фосфоритов (Харанурское, Ухогольское, Буренханское, Хубсугульское). Венд-кембрийский возраст отложений чехла был определен по остаткам кембрийской скелетной фауны (Постников и др., 2004) и данным Sr-хемостратиграфии (Кузнецов и др., 2010; Вишневская, Летникова, 2013), а недавно подтвержден изотопно-геохронологическими данными, полученными для карбонатных и фосфатных пород боксонской серии (Кузнецов др., 2018). Аналогами боксонской серии в северной части микроконтинента в пределах Тункинских гольцов считаются отложения горлыкской свиты (Боос, 1991; Беличенко и др., 2006).

Тункинский фрагмент венд-кембрийского чехла Тувино-Монгольского микроконтинента представлен породами трех свит (рис. 1, врезка): верхнешумакской, горлыкской и араошейской (Боос, 1991) (рис. 2). Верхнешумакская свита с размывом залегает на подстилающем фундаменте и отличается терригенным составом. Формирование верхнешумакской свиты происходило 670–600 млн лет назад, состав обломочной части пород свидетельствует о местном источнике сноса (Школьник и др., 2014). Отложения горлыкской свиты представлены преимущественно карбонатными породами существенно доломитового состава общей мощностью 2500 м. По текстурно-структурным признакам и составу пород горлыкская свита подразделяется на три части (Боос, 1991). Нижняя часть сложена доломитами с редкими линзами мелкогалечных конгломератов и горизонтами фосфатоносных пород. В средней части свиты преобладают доломиты и известняки с маломощными прослоями кварцевых песчаников и углисто-алевритистых сланцев, а также присутствуют маломощные (до 40 м) пачки глиноземистых пород. Кварцевые песчаники образуют прослои мощностью до 30 м. Здесь же в разрезе свиты присутствуют многочисленные фитогенные постройки (строматолиты, микрофитолиты). Верхняя часть свиты представлена доломитовыми породами с конкрециями и прослоями кремней. Микрофитолиты и строматолиты средней и нижней частей горлыкской свиты имеют вендский возраст (Боос, 1991). В верхней части свиты обнаружены остатки нижнекембрийских водорослей Renalcis и Katangasia (Боос, Воронцова, 1984). В бассейне р. Шумак прослежен согласный контакт горлыкской свиты с подстилающей верхнешумакской свитой (Боос, 1991), а по р. Саган-Сайр (Кузьмичев, 2004) породы горлыкской свиты залегают непосредственно на офиолитовых породах Дунжугурского комплекса. Араошейская свита сложена в основном известняками, обособленными в индивидуальной тектонической структуре.

Рис. 2.

Сводная стратиграфическая колонка автохтона Тункинских гольцов (Боос, 1991). 1 – известняки, 2 – доломиты, 3 – доломиты с линзовидными стяжениями кремней, 4 – доломиты c прослоями высокоглиноземистых пород, 5 – известняки строматолитовые, 6 – доломиты фосфатсодержащие, 7 – песчаники аркозовые.

Степень метаморфических преобразований пород Тункинских гольцов возрастает от низов зеленосланцевой фации до среднетемпературной амфиболитовой в направлении с севера на юг. Время проявления полифациального метаморфизма, отвечающего дистен-силлиманитовому типу, составляет 487 ± 4.4 млн лет (Резницкий и др., 2013).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для петрохимических и изотопных исследований в бассейне р. Китой по ее правым притокам Ара-Хубуты и Зун-Гол из прослоев (мощностью от 20 до 50 м) в пределах отложений горлыкской свиты было отобрано более 20 проб высокоглиноземистых сланцев (рис. 1, врезка). Содержания петрогенных компонентов определяли методом классической “мокрой химии”, а концентрации редких элементов – методами оптического спектрального и рентгенофлуоресцентного анализа. Все анализы выполнены в Центре коллективного пользования (ЦКП) “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН (аналитики Г.В. Бондарева, Е.В. Худоногова, С.И. Штельмах, В.В. Щербань, А.В. Наумова, Л.В. Воротынова). Концентрации РЗЭ, U, Th, Cs установлены методом ICP-MS, детали методики описаны в (Panteeva et al., 2003). Измерения проведены в Объединенном приборном центре коллективного пользования “Ультрамикроанализ” на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500 c использованием международных стандартов (BHVO-2, RCM-1, JG-2). Ошибка определения содержаний не превышает 10%.

Исследование минерального состава высокоглиноземистых сланцев проводилось на сканирующем электронном микроскопе MIRA 3 TESCAN в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск).

Изучение Sm–Nd систем в двух образцах сланцев и трех образцах бокситов проведено масс-спектрометрическим методом c изотопным разбавлением в ИГГД РАН (Санкт-Петербург). При изотопном анализе к навеске (50 мг) истертого образца добавляли раствор смешанного индикатора 149Sm + 150Nd. После этого образец разлагали в смеси концентрированных HCl + HNO3 + HF кислот при температуре 110°С по методике (Кузнецов и др., 2005). Фракцию, содержащую РЗЭ, собирали в отдельный бюкс. Хроматографическое выделение Sm и Nd осуществляли с использованием ионообменной смолы LN-C50-A (100–150 меш, Elchrom) согласно процедуре (Горохов и др., 2007). Изотопный анализ Sm и Nd в смеси с изотопным индикатором измеряли на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI. Среднее значение 143Nd/144Nd в изотопном стандарте jNd-1 в период работы составило 0.512097 ± 0.000008 (2σ, n = 9).

Изотопные исследования двух образцов сланцев выполнены в ЦКП “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН (г. Иркутск). Навеску 100 мг истертого образца разлагали в смеси кислот HNO3 + HF + HClO4 c использованием микроволновой печи. Выделение РЗЭ проводили на смоле TRU Spec, EIChroM. Последующее разделение Sm и Nd проводили на колонках, заполненных смолой Ln Spec по модифицированной методике (Pin, Zalduegui, 1997). Измерения изотопных отношений Nd осуществляли на приборе Finnigan MAT-262. При масс-спектрометрических измерениях изотопные отношения 143Nd/144Nd нормализованы к 146Nd/144Nd = 0.7219. Коррекция на фракционирование проводилась по закону Рэлея. Значение 143Nd/144Nd в Nd-стандарте JNd-1 по результатам 7 измерений составило 0.512070 ± 10. Концентрации Sm и Nd определены методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием (ICP-MS) с относительной погрешностью 3–5%.

Расчет величин εNd(t) и модельных возрастов tNd(DM) для всех образцов проводили с использованием значений однородного хондритового резервуара CHUR (143Nd/144Nd = 0.512638 и 147Sm/144Nd = 0.1967; Jacobsen, Wasserburg, 1984) и DM (143Nd/144Nd = 0.513515, 147Sm/144Nd = 0.2136; Goldstein, Jacobsen, 1988). Двустадийные Nd-модельные возрасты рассчитаны с использованием среднекорового отношения Sm/Nd = 0.12 (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Выделение акцессорного циркона проводили в ИЗК СО РАН по стандартной методике с использованием концентрационного столика, магнитной сепарации и тяжелых жидкостей. U–Pb геохронологические исследования циркона из сланца горлыкской свиты проведены в ГЕОХИ РАН. Для U–Pb датирования использован масс-спектрометр с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) Element XR с лазерной системой UP-213 с диаметром кратера 30–40 мкм. Анализ производили блоками с измерением стандартных образцов в начале и в конце блока. Значение концентраций U и Pb для стандартов GJ и 91500 сравнивали с базой данных MPH GeoRem Database (Jochum et al., 2009). Полученные данные обработаны в программе Glitter (Van Achterbergh et al., 2001). Для цирконов древнее 1000 млн лет за возраст их кристаллизации в исходной породе принималось значение, рассчитанное по отношению 207Pb/206Pb, а для более молодых цирконов – по отношению 206Pb/238U. Морфология и внутреннее строение кристаллов цирконов изучены в проходящем и отраженном свете, а также на сканирующем электронном микроскопе JEOL JSM 6510LV в режиме катодолюминесценции в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск).

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ПОРОД

Высокоглиноземистые породы горлыкской свиты имеют преимущественно кварц-серицитовый, кварц-серицит-хлоритовый, кварц-серицит-хлоритоидный и серицит-хлоритоидный состав. Все сланцы содержат значительное количество углеродистого вещества и в разной степени сульфидизированы, что затрудняет их микроскопическое изучение. По данным сканирующей микроскопии, главными породообразующими минералами являются кварц, хлоритоид и хлорит (рис. 3а, 3б). В зонах повышенного метаморфизма встречается дистен, порфиробласты которого придают породе “искристость”. Акцессорные минералы представлены монацитом, ксенотимом, апатитом, рутилом и округлыми зернами цирконов. В большом количестве (до 10–15%) присутствует пирит.

Рис. 3.

Минеральные разновидности высокоглиноземистых пород горлыкской свиты. Фотографии аншлифов в обратно-отраженных электронах. Рис. 3а: 1 – хлоритоид, 2 – хлорит, 3 – кварц; рис. 3б: 1 – монацит, 2 – кварц, 3 – хлоритоид.

Расчетный первичный минеральный состав метаморфизованных высокоглиноземистых пород горлыкской свиты был получен на основе валового химического анализа с использованием программы “MINLITH” (Розен и др., 2000). Было выявлено несколько литотипов: гибсит-монтмориллонит-иллитовый, каолинитовый, гибсит-иллитовый, монтмориллонитовый (рис. 4). В отложениях с содержанием Al2О3 менее 25 мас. % расчеты показали преобладание хлорита и иллита.

Рис. 4.

Расчетный первично-осадочный минеральный состав метаморфизованных высокоглиноземистых пород горлыкской свиты. 1 – монтмориллонит, 2 – иллит, 3 – хлорит, 4 – гиббсит, 5 – каолинит, 6 – гематит, 7 – рутил.

ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ПОРОД

Содержания большинства петрогенных элементов и кремния в высокоглиноземистых сланцах в среднем ниже, чем в постархейских глинистых сланцах (PAAS) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). При этом концентрации СаО, К2О, MgO, Al2O3 и TiO2 в первых выше, чем в PAAS (табл. 1). Согласно классификации А.Н. Неелова (Неелов, 1980) по величине глиноземистого модуля (Al/Si), большая часть пород относится к сиалитам (высокоглиноземистым пелитам) и лишь незначительная доля попадает в поля пелитов и латеритов. На петрохимической диаграмме SiO2–Al2O3/SiO2 глиноземистые породы располагаются вдоль тренда, характерного для осадочных пород, и группируются вблизи поля латеритов (группа 1) и пелитов (группа 2) (рис. 5). Кроме того, они различаются по содержанию титана (TiO2 < 2 мас. % (группа 1) и TiO2 > 2 мас. % (группа 2)), хотя концентрации Al2O3 в обеих группах достаточно близки. Эти отличия указывают на принадлежность сланцев к двум различным прослоям в пределах свиты (табл. 1). Для обеих групп типична зависимость между содержанием Ti и Al (рис. 6а), указывающая на высокую степень гипергенной проработки осадочного материала. При этом породы первой группы характеризуются значимой корреляционной зависимостью (R2 > 0.6) между содержаниями титана и фосфора (рис. 6б), а также магния с хромом, типичной для пород основного состава.

Таблица 1.

Содержания петрогенных (мас. %) и редких (мкг/г) элементов в высокоглиноземистых породах горлыкской свиты

Компо-ненты Номера образцов (1-я группа)
ХБ-5 ХБ-16/1 ХБ-16/2 ХБ-16/3 ХБ-16/4 ХБ-17 72е-83 72ж-83 8323/9 В-824/1 8318/7
SiO2 45.86 39.60 31.83 31.33 41.53 46.59 51.27 47.10 43.90 33.07 33.69
TiO2 0.85 1.43 1.15 1.79 1.60 0.91 0.92 0.97 0.81 1.79 1.78
Al2O3 21.05 27.20 21.84 29.64 30.37 21.84 23.40 26.95 22.10 37.00 28.55
Fe2O3* 16.76 4.97 18.45 4.03 2.95 15.67 11.23 12.48 4.56 17.85 24.20
MnO 0.01 0.02 0.01 0.14 0.01 0.02 0.01 0.01 0.05 0.03 0.07
MgO 0.11 10.56 3.79 6.13 8.05 0.28 0.13 0.04 4.50 1.26 2.42
CaO 0.28 1.44 0.78 10.49 0.90 0.41 0.27 0.25 7.88 0.50 2.42
Na2O 0.72 1.24 1.17 0.27 1.30 0.77 1.24 0.98 1.97 0.53 0.12
K2O 1.23 3.68 3.86 0.15 5.21 1.07 1.96 1.05 2.04 3.13 0.04
P2O5 0.08 0.39 0.29 0.36 0.50 0.12 0.07 0.12 0.45 0.47 0.38
CO2                 8.03 0.06 2.53
S             6.59 5.31 2.06 0.07 0.25
П.п.п. 12.31 9.13 15.26 15.45 7.22 12.13 2.79 4.53 1.60 5.89 5.13
Сумма 99.46 99.65 98.68 99.78 99.64 99.91 99.96 99.9 99.87 100.34 100.04
Rb 31 39 75 3 38 28 29 23 38 56 3
Ba 170 310 270 12 380 160 150 280 470 340 12
Sr 348 345 281 21 412 304 570 460 430 460 260
Sc 20 52 47 33 79 22 18 18 14 35 29
Ni 200 56 50 15 21 210 130 7 26 65 56
Cr 380 1100 840 280 1400 410 440 81 86 590 290
V 320 2200 1300 460 2700 310 260 91 180 460 390
Co 85 5 47 4 9 82 54 2 19 8 15
Y 31 54 44 64 69 47 19 37 44 85 60
Zr 240 790 630 800 800 230 120 230 1400 610 550
Nb 25 38 30 30 38 25 19 30 73 47 34
B 31 210 100 14 250 39          
La 57 91 64* 81* 116 60* 93* 78* 56* 75* 76
Ce 144 258 132* 130* 334 130* 180* 140* 110* 170* 181
Pr 14 25     33           19
Nd 60 114 66* 84* 147 60* 56* 72* 77* 52* 82
Sm 12 25     31           17
Eu 2.2 4.9     6.8           3.4
Gd 7.7 16.5     21           12
Tb 1.1 2.4     3.2           2.1
Dy 5.7 11.6     15.1           12.1
Ho 1.1 2.3     2.9           2.6
Er 2.7 5.6     7.0           6.7
Tm 0.38 0.79     1.0           0.9
Yb 2.29 5.17     5.96           6.14
Lu 0.4 0.94     1.05           1.01
U 3.6 7.4 6* 10* 7.8 6* 7* 5* 8* 3* 4.9
Th 8.4 18.5 18* 15* 21.3 13* 3* 11* 11* 11* 13
Cs 0.89 2.08     3.30           0.04
Компо-ненты  Номера образцов (2-я группа)
ХБ-1 ХБ-2 ХБ-3 ХБ-3/1 ХБ-8 ХБ-8/1 ХБ-8/2 ХБ-10 ХБ-13 В-823/1 АР-8
SiO2 50.77 50.36 52.03 44.15 50.61 51.28 45.63 40.67 50.16 52.71 85.52
TiO2 3.22 3.54 3.72 2.84 3.58 3.45 2.81 3.49 3.17 2.69 0.48
Al2O3 23.28 22.81 24.17 20.70 23.24 22.58 20.43 26.22 21.92 25.60 6.63
Fe2O3* 5.88 7.51 10.55 9.82 5.25 6.80 10.76 6.06 9.23 0.98 3.25
MnO 0.02 0.01 0.08 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.06 0.01 0.01
MgO 2.22 3.07 1.27 7.00 1.88 3.31 2.48 1.92 3.17 2.35 0.19
CaO 1.69 1.34 0.82 1.90 1.47 1.45 1.56 0.68 1.54 0.62 0.13
Na2O 2.32 1.84 0.21 0.59 1.33 1.75 1.84 0.86 0.96 0.26 0.12
K2O 2.55 2.89 2.85 2.02 2.97 2.94 2.42 5.30 2.87 8.54 1.73
P2O5 1.05 0.81 0.48 1.27 0.91 0.86 0.98 0.38 1.02 0.06 0.03
CO2                   0.72 0.68
S                   0.27  
П.п.п. 6.73 5.51 3.59 9.59 8.81 5.28 10.67 14.15 5.73 4.82 1.24
Сумма 99.93 99.91 99.92 99.90 100.05 99.92 99.76 99.75 99.97 99.69 99.87
Rb 43 50 52 40 58 51 23 90 57 94 25
Ba 340 370 300 100 210 340 150 660 330 380 83
Sr 715 694 195 227 566 693 745 328 316 23 46
Ni 69 75 67 40 57 61 75 16 66 6 19
Cr 240 210 290 87 210 230 230 250 240 220 160
V 180 180 200 39 170 180 170 460 170 200 86
Co 18 21 14 5 22 18 13 4 18 2 3
Y 68 69 85 55 69 66 59 85 63 14 29
Zr 519 512 580 437 544 508 444 571 506 1400 330
Nb 27 25 28 23 28 25 23 30 25 52 20
B 270 210 200 170 370 200 88 340 170    
La 33* 48* 47* 53 56 31* 39* 27 36* 100 27
Ce 64* 91* 93* 108 117 73* 74* 56 71* 184 53
Pr       13 14     7.1   20 6.2
Nd 29* 42* 41* 62 66 34* 33* 32 36* 74 20
Sm       13 14     7.9   10 3.9
Eu       3.1 3.0     2.3   0.9 0.4
Gd       10 11     7.9   4.8 2.8
Tb       1.8 2.1     2.0   0.6 0.4
Dy       10.7 12.1     14.1   3.2 2.9
Ho       2.2 2.6     3.4   0.7 0.6
Er       5.9 6.8     9.1   2.5 1.9
Tm       0.82 0.93     1.25   0.45 0.32
Yb       5.0 5.8     7.6   3.6 1.9
Lu       0.84 0.96     1.24   0.7 8.13
U 10* 9* 9* 10.1 9.1 9* 13* 13.4 12* 14.1 1.0
Th 10* 11* 9* 8.1 8.6 7* 9* 5.2 8* 23.8 6.2
Cs       1.24 2.30     2.70   1.37 0.45

Примечание. 1-я группа – низкотитанистые (TiO2 < 2 мас. %) сланцы горлыкской свиты (правый приток р. Ара-Хубуты), 2‑я  группа – высокотитанистые (TiO2 > 2 мас. %) сланцы горлыкской свиты (р. Зун-Гол). (*) Концентрации La, Ce, Nd, Th, U определены методом РФА, концентрация B – методом АЭА (аналитик О.В. Зарубина, ИГХ СО РАН). Пустая ячейка – содержание элемента не определялось.

Рис. 5.

Диаграмма SiO2–Al2O3/SiO2 (Makrygina, Petrova, 1998) для высокоглиноземистых сланцев горлыкской свиты. 1 – низкотитанистые сланцы (TiO2 < 2 мас. %), 2 – высокотитанистые сланцы (TiO2 > 2 мас. %).

Рис. 6.

Диаграммы TiO2–Al2O3 (a) и TiO2–P2O5 (б) для высокоглиноземистых сланцев горлыкской свиты. Условные обозначения см. на рис. 5.

Значение гидролизатного модуля (ГМ = TiO2 + + Al2O3 + Fe2O3 + FeO + MnO)/SiO2; Юдович, Кетрис, 2000) для всех исследованных сланцев более 0.55. В выделенных группах пород этот модуль резко различен: для первой группы его величина составляет 0.6–0.9, что типично для гипогидролизатов, т.е каолинитсодержащих пород. Нормогидролизаты второй группы (ГМ = 0.6–1.7), согласно (Юдович, Кетрис, 2000), обязательно должны содержать свободные оксиды (или гидрооксиды) Al или Fe. Прямая корреляция модулей ЖМ и ФМ (ЖМ = (Fe2O3 + + FeO + MnO)/(TiO2 + Al2O3), ФМ = (FeO + Fe2O3 + + MnO + MgO)/SiO2) типична для петрогенных (“first cycle”) отложений и отражает “эндогенную” связь между железом и магнием. Эта корреляция проявлена в обеих группах пород, но для первой величина этих модулей заметно выше.

В целом для высокоглиноземистых сланцев группы 1 типичны повышенные относительно PAAS содержания Cr, V, Th, легких РЗЭ и в некоторых пробах Zr и Sc. Сланцы второй группы характеризуются более высокими концентрациями U, Y, B, Sr, Rb и Ba, чем сланцы первой группы. Для обеих групп пород типичны минимумы содержаний Co и Ni.

Концентрация хрома в высокоглиноземистых сланцах достигает 1400 мкг/г и значительно (в 2–60 раз) превышает содержание Ni (табл. 1). Между концентрациями этих элементов существует положительная зависимость (рис. 7а). Большая часть составов пород расположена в поле архейских образований и вблизи состава нижней континентальной коры (рис. 7а, 7б). Часть составов тяготеет к полю постархейских сланцев и составу верхней (андезитовой) континентальной коры. Для архейских осадочных серий помимо высоких содержаний Cr и Ni характерны низкие отношения La/Sc и Th/Sc (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), для протерозойских пород типична обратная зависимость.

Рис. 7.

Диаграммы Ni–Cr (a) и Th/Sc–La/Sc (б) для высокоглиноземистых пород горлыкской свиты. Рис. 7а: показаны поля архейских (I) и постархейских (II) сланцев, а также составы верхней (ВКК) и нижней (НКК) континентальной коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Рис. 7б: показаны поля архейских (AR) пород (1 – осадочные породы высокометаморфизованных комплексов Западной Гренландии, 2 – глинистые сланцы зеленокаменных поясов) и протерозойских (PR) осадочных образований (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Условные обозначения см. на рис. 5.

Концентрация легких РЗЭ ((La/Yb)N = 12.65–14.02) в сланцах первой группы выше, чем в сланцах второй группы ((La/Yb)N = 6.89–2.58) (рис. 8). Величина Eu-аномалии во всех высокоглиноземистых породах горлыкской свиты стабильно выше таковой в PAAS.

Рис. 8.

Распределение редкоземельных элементов в высокоглиноземистых породах горлыкской свиты. Нормировано по хондриту (Sun, McDonough, 1989). Показаны спектр распределения РЗЭ в тоналитовых гнейсах Гарганского континентального выступа (GR), поля составов вулканических пород Сархойской серии (Кузьмичев, Ларионов, 2011) и офиолитов Дунжугурской дуги (Скляров и др., 2016).

Зависимость концентраций железа от содержаний Zn и Pb в сланцах группы 1 может быть следствием их совместного вхождения в сульфиды, а зависимость концентрации фосфора от содержаний Y, Zr и Th – результат вхождения этих элементов в монацит. В породах второй группы обнаруживается зависимость концентрации CaO от содержаний MgO и железа, указывающая на появление карбонатной составляющей в осадке. Корреляция калия с Li, Ba, Rb, Th типична для слюд.

Sm–Nd изотопный состав бокситов боксонской серии близок к таковому высокоглиноземистых пород горлыкской свиты. Значение Nd-модельного возраста для бокситов боксонской серии составляет 1.9–2.6 млрд лет при ɛNd(500) от –5 до –16, а сланцев горлыкской свиты – 1.8–2.0 млрд лет при ɛNd(500) от –6 до –9 (табл. 2).

Таблица 2.  

Sm–Nd изотопные данные для высокоглиноземистых сланцев горлыкской свиты и бокситов боксонской серии

Номер
образца 		t,
млн лет 		Содержание,
мкг/г 		147Sm/144Nd 143Nd/144Nd
±2σ 		εNd(0) εNd(t) tNd(DМ-2st)
Sm Nd
ХБ-10* 500 7.9 32.1 0.1491 0.512149 ± 9 –9.5 –6.5 1.8
ХБ-16/4* 500 31.2 147.8 0.1273 0.511924 ± 9 –13 –9.5 2.0
БК-8/3 500 9.6 47.7 0.2023 0.511997 ± 14 –12.5 –12.9 2.3
БК-17 500 4.9 27.4 0.1817 0.511726 ± 10 –17.8 –16.9 2.6
К5/229* 500 10.3 55.1 0.1126 0.511714 ± 3 –18 –12.7 2.2
К5/230* 500 10.2 51.5 0.1192 0.512115 ± 3 –10.2 –5.3 1.7
К5/231* 500 13.8 79.1 0.1050 0.511816 ± 3 –16 –10.2 1.9

Примечание. (*) Образцы проанализированы в ИГГД РАН (Санкт-Петербург), остальные – в ЦКП “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН (Иркутск). Величины εNd(t) и двустадийных модельных возрастов tNd(DМ-2st) для сланцев и бокситов рассчитаны на минимально возможный возраст их накопления.

Циркон выделен из пробы АР-8, отобранной из разреза горлыкской свиты в одном из безымянных притоков р. Ара-Хубуты (51°57′119′′ с.ш., 101°38′374′′ в.д.). Проба представляет собой серый или темно-серый кварц-серицитовый рассланцованный песчаник с обильной вкрапленностью пирита и халькопирита (табл. 1). Цирконы характеризуются небольшим размером (до 100 мкм) и представлены большей частью длиннопризматическими сероватыми и серовато-сиреневыми прозрачными и полупрозрачными кристаллами разной степени окатанности. Из 95 проанализированных зерен циркона 62 (65%) являются конкордантными (степень дискордантности ±5%); они использовались при построении гистограмм и диаграмм плотностей вероятности распределения возрастов (рис. 9). На диаграмме обозначились два пика, отвечающие неопротерозойскому и палеопротерозойско-архейскому возрастам. Конкордантные возрасты цирконов неопротерозойского интервала 739–851 млн лет (n = 28) (рис. 10а) образуют пик около 0.79 млрд лет. Для древних цирконов конкордантные значения образуют широкий кластер в диапазоне 2280–2725 млн лет (рис. 10б) с двумя выраженными пиками около 2.4 и 2.6 млрд лет. По единичным зернам получены значения возраста 602 ± 12, 2173 ± 35, 2174 ± ± 33 млн лет, но так как подобные данные статистически не достоверны, они не могут быть использованы при интерпретации полученных данных.

Рис. 9.

Гистограмма и кривая относительной вероятности возрастов детритовых цирконов из сланца горлыкской свиты. Возраст рассчитан по изотопному отношению 238U/206Pb (<1 млрд лет) и 207Pb/206Pb (>1 млрд лет).

Рис. 10.

Диаграммы с конкордией для цирконов из сланца (АР-8) горлыкской свиты.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Происхождение древних высокоглиноземистых, а также кремнистых и железистых отложений всегда являлось предметом дискуссий. Конвергентная природа высокоглиноземистых пород позволяла рассматривать их как образования кор выветривания или продукты их переотложения, либо как гидротермально-метасоматические. Исследования последних десятилетий, в которых в той или иной мере затрагивались вопросы генезиса высокоглиноземистых отложений, показали, что наряду с признаками конвергентного сходства существуют и значимые отличия этих образований, позволяющие устанавливать их первичную природу (Юдович, Кетрис, 2000; Schellmann, 1986 и др.). К таким критериям относятся химический и минеральный состав.

Как известно (Schellmann, 1986), коры выветривания, образованные по породам различного состава, характеризуются определенной, свойственной только им аккумуляцией индикаторных элементов. Для кор выветривания, образованных по породам ультраосновного состава, типичны высокие концентрации Cr, V, Sc, Mn, Al, Zn, Fe и незначительные Co, Ti, Ni. Высокий фактор аккумуляции (AF) (Schellmann, 1986) для кор выветривания по базальтам и основным метаморфическим породам отмечается для Pb, Ce, в меньшей степени для Cr, Th, Nb. При выветривании кислых метаморфитов обнаруживаются высокие содержания Cr, V, Fe, Ti и Sc, при выветривании гранитов – высокие содержания Fe, Cu, Ti (Schellmann, 1986). Близкий фактор аккумуляции Zr, согласно (Schellmann, 1986), типичен для пород кислого и основного состава. Более точное определение геохимическими методами субстрата, подвергшегося выветриванию, возможно только на основе корреляционных связей между индикаторными микроэлементами и по реперным отношениям.

Полученный расчетный первичный состав высокоглиноземистых пород включает такие минералы, как гиббсит, каолинит и монтмориллонит, которые являются типичными продуктами выветривания алюмосиликатов. Присутствие в составе протолита высокоглиноземистых сланцев этих минералов может указывать на возможное участие в источнике сноса образований латеритных кор выветривания. Величина индекса химического выветривания для исследуемых пород (CIA; Nesbitt, Young, 1982) варьирует в пределах 75–97, что характерно для зрелой континентальной коры, образованной в результате интенсивного химического выветривания. На участие продуктов кор выветривания в составе протолита также указывает большое количество дистена и хлоритоида в высокоглиноземистых сланцах, которые образовались при метаморфических преобразованиях путем простых реакций каолинита с монтмориллонитом, являющихся минералами химической коры выветривания (Юдович, Кетрис, 2000).

Величина гидролизатного модуля (ГМ) для всех исследованных сланцев более 0.55, что характерно для глинистых осадков, образование которых связывается с продуктами размыва и переотложения кор выветривания (Юдович, Кетрис, 2000). Часть исследованных пород относится к псевдогидролизатам (MgO > 3 мас. %), которые собственно и являются магнезиальными продуктами размыва пород формации коры выветривания, сформированной по основному-ультраосновному субстрату. На участие в источнике сноса пород основного состава также указывает прямая корреляционная зависимость между концентрациями магния и хрома в породах, которая более типична для пород первой группы.

Уменьшение величин модулей ЖМ и ФМ в высокоглиноземистых сланцах группы 2 является следствием добавки к источнику сноса, представленного продуктами разрушения пород основного-ультраосновного составов, более кислых образований. Для кор выветривания по кислым породам (гнейсы и граниты) характерна отрицательная корреляция модулей ЩМ (ЩМ = Na2O/K2O) с ГМ и ЖМ и тенденция к положительной корреляции модулей ЖМ и ТМ (ТМ = TiO2/Al2O3). Для кор выветривания по основным породам выявлена положительная связь ГМ с ТМ и отрицательная НКМ (НКМ = (Na2O + K2O)/Al2O3) с ГМ и ТМ. Анализ петрохимических данных показал, что для низкотитанистых пород первой группы наиболее вероятным источником сноса могли служить породы основного состава, а для сланцев второй группы – кислые породы.

Высокие концентрации Cr, V, Mg и B в высокоглиноземистых сланцах горлыкской свиты являются типичным признаком участия продуктов коры выветривания по породам ультраосновного-основного состава. Геохимические особенности пород группы 2 указывают на то, что их формирование происходило за счет смешения детритового материала, образованного в результате размыва и переотложения продуктов коры выветривания, развитой по породам основного и кислого составов (рис. 11). Исходя из диаграммы (рис. 7б), можно предположить, что основная часть высокоглиноземистых сланцев формировалась за счет архейских и протерозойских осадочных и вулканогенных образований. Исходными образованиями, подвергшимися выветриванию, согласно рис. 12, являлись большей частью нерециклированные породы.

Рис. 11.

Диаграмма Fe2O3–SiO2–Al2O3 (Schellmann, 1986) для высокоглиноземистых пород горлыкской свиты. Буквами обозначены латериты: G – по гранитам; В – по базальтам, долеритам или габбро; U – по ультраосновным породам; NS – по нефелиновым сиенитам; AM – по кислым метаморфитам; BM – по основным метаморфитам; C – по глинам; S – по песчаникам. Черными квадратами показаны составы бокситов Боксонского месторождения. Условные обозначения см. на рис. 5.

Рис. 12.

Диаграмма Zr/Sc–Th/Sc (McLennan et al., 1993) для сланцев горлыкской свиты. Условные обозначения на рис. 5.

Приведенные данные позволяют рассматривать в качестве основных источников сноса архейские и протерозойские образования Тувино-Монгольского микроконтинента. Согласно геологической ситуации, ими могли являться породы ультраосновного и основного состава Дунжугурского офиолитового комплекса и тоналит-трондьемитовой ассоциации (ТТА) Гарганской глыбы. Тренд на рис. 13 показывает, что высокоглиноземистые породы горлыкской свиты могли формироваться за счет пород офиолитового комплекса и гнейсов тоналит-трондьемитовой ассоциации и амфиболитов Гарганской глыбы. Положение точек составов пород на этой диаграмме указывает на преобладание в исходных глинистых отложениях свиты каолинита и иллита. Высокие содержания MgO (более 3 мас. %) и железа в высокоглиноземистых отложениях являются следствием присутствия в составе протолита хлорита и монтмориллонита.

Рис. 13.

Диаграмма A–CN–K (Nesbit, Young, 1989) для высокоглиноземистых пород горлыкской свиты. 1, 2 – сланцы горлыкской свиты: 1 – низкотитанистые (TiO2 < 2 мас. %) и высокотитанистые (TiO2 > 2 мас. %); 3 – породы офиолитовой ассоциации Дунжугурской островной дуги (Медведев и др., 1991; Скляров и др., 2016); 4 – породы фундамента Гарганской глыбы (Левицкий и др., 2014). Gr – граниты, Bas – базальты.

Считается (Маслов и др., 2014), что концентрации Zr и Cr при седиментации контролируются количеством акцессорных минералов, в то время как Sc, Co, Y, Ni, V сорбируются глинистым веществом. Породы горлыкской свиты характеризуются высокими (относительно PAAS) концентрациями большинства (за исключением Со, Ni) указанных элементов. Если концентрации Zr действительно контролируются количеством циркона в породе, то сорбентом хрома, имеющего прямую корреляционную зависимость с ванадием, является глинистое вещество.

Еще одним доказательством участия пород офиолитового комплекса в источнике сноса являются повышенные относительно PAAS содержания бора (14–370 мкг/г) (табл. 1). Среднее содержание бора в кислых породах невысоко (15 мкг/г), в габбро, базальтах и ультраосновных породах еще ниже (5–6 мкг/г) (Виноградов, 1962). При серпентинизации гипербазитов происходит их значительное обогащение бором, а его среднее содержание в серпентинитах возрастает до 90 мкг/г и выше (Горбов, 1976). Объясняется это вхождением бора в тетраэдрические позиции кремния в кристаллической структуре серпентина вместе с алюминием и железом (Щербов, 1982). Содержания бора в породах Гарганской глыбы невелики (4–38 мкг/г; Левицкий и др., 2014), данные по концентрации этого элемента в офиолитах Восточных Саян отсутствуют. Однако, исходя из приведенных данных, продукты разрушения серпентинитов и гипербазитов Дунжугурского офиолитового комплекса могли являться источником бора в бассейне седиментации. Сорбционная емкость гидрослюд в отношении бора очень велика, в меньшей мере он связывается в монтмориллоните и каолините. Обогащение бором перемещенных продуктов может происходить как за счет увеличения в них количества глин, унаследовавших бор от элювиального процесса, так и за счет захвата элемента глинистыми минералами из вод бассейнов переотложения (Щербов, 1992).

Полученные Nd-изотопные данные указывают на то, что накопление метатерригенных отложений горлыкской свиты и боксонской серии происходило за счет продуктов разрушения пород с палеопротерозойским и архейским Nd-модельным возрастом. Некоторые отличия Nd-изотопных характеристик пород горлыкской свиты позволяют предполагать вклад ювенильного материала в состав протолита. Низкие величины ɛNd(500) и древние Nd-модельные возрасты характерны для супракрустальных пород моренского комплекса, включенного в состав Тувино-Монгольского массива (Козаков и др., 2003).

Стратиграфическим аналогом горлыкской свиты чехла Тувино-Монгольского микроконтинента, как указывалось выше, являются породы боксонской серии, к которым приурочено Боксонское месторождение бокситов. Образование бокситов этого месторождения является результатом развития и размыва глиноземной латеритной коры выветривания (Добрецов и др., 1989). Многократное появление высокоглиноземистых горизонтов в пределах рудоносной пачки и чередование их с карбонатными и кластогенными образованиями указывают на переотложенный характер коры выветривания, формирование которой происходило в прибрежном мелководном морском бассейне.

Сравнение высокоглиноземистых пород горлыкской свиты и бокситов боксонской серии показало сходство в них концентраций многих химических элементов. При этом содержания Cr и Ni в сланцах горлыкской свиты значительно ниже, чем в бокситах (14–1400 и 5–210 против 170–3800 и 28–520 мкг/г соответственно). Концентрации V (90–2700 мкг/г) и Zr (150–500 мкг/г) в сланцах, наоборот, выше, чем в бокситах (120–1400 и 45–660 мкг/г соответственно). На диаграмме Fe2O3–SiO2–Al2O3 (рис. 11) точки составов высокоглиноземистых низкотитанистых пород первой группы близки к составу кор выветривания, образованных по основным метаморфитам и базальтоидам. Составы сланцев второй группы (рис. 11) близки к составам гранитов и кислых метаморфических пород. При этом состав бокситов Боксонского месторождения ближе к составу кор выветривания, чем к составу ультраосновных пород. Источники поступления латеритного материала находились в пределах единого тектонического блока, породы которого подвергались выветриванию и дальнейшему переотложению в бассейне седиментации. Nd-изотопные данные свидетельствуют, что источником вещества для высокоглиноземистых пород горлыкской свиты и бокситов боксонской серии могли служить неоархейские метаморфические образования фундамента Тувино-Монгольского микроконтинента (Гарганская глыба) и неопротерозойские осадочно-вулканогенные породы активной окраины этого тектонического блока (сархойская и окинская серии) (табл. 3).

Таблица 3.

Sm–Nd изотопные данные для осадочных и метаморфических образований Тувино-Монгольского микроконтинента

Породы Модельный возраст, млрд лет ƐNd
Высокоглиноземистые отложения горлыкской свиты 1.8–2.0 –6.5…–9.5
Бокситы Боксонского месторождения 1.9–2.2 –5.3…–2.7
Гранитогнейсы Гарганской глыбы* 2.8–2.9 –22… –27
Вулканиты сархойской серии* 1.6–2.0 –1.6… –5.5
Метапесчаники окинской серии* 1.7–2.3 –4…–9

Примечание. (*) Из работы (Летникова и др., 2011).

Состав осадков и фациальный анализ отложений Тувино-Монгольского микроконтинента указывают на обособленность микроконтинента во время накопления его платформенного чехла (Беличенко и др., 2003). В позднем рифее в процессе амальгамации к Гарганскому блоку ряда террейнов завершилось формирование фундамента Тувино-Монгольского микроконтинента. В это время, вероятнее всего, часть сформированной покровно-складчатой структуры фундамента возвышалась над поверхностью океана и подвергалась денудации и выветриванию. Таким образом, основными источниками сноса служили породы фундамента, возраст которых совпадает с возрастными границами, определенными по детритовым цирконам из сланцев горлыкской свиты и по Nd-изотопным составам осадочных и метаморфических образований Тувино-Монгольского микроконтинента (табл. 3).

Основной пик цирконов с возрастом 0.79 млрд лет отвечает размыву пород Сархойской островной дуги. Интервал 820–850 млн лет может быть связан с отложениями окинской аккреционной призмы. Источником архейской группы цирконов являлись образования Гарганского кратонного блока, однако породы возрастного интервала 2.3–2.5 млрд лет в пределах глыбы до настоящего времени не обнаружены. Цирконы этого возраста встречаются в терригенных породах верхнешумакской свиты, подстилающей горлыкскую свиту (Школьник и др., 2014), а также типичны для других осадочных и осадочно-вулканогенных отложений Тувино-Монгольского микроконтинента (Демонтерова и др., 2011; Кузьмичев, Ларионов, 2013). Цирконы раннепалеопротерозойского возраста отмечаются в терригенных породах эрзинского и моренского комплексов, которые И.К. Козаков с соавторами (2005) включают в состав Тувино-Монгольского микроконтинента. Исходя из полученных нами результатов по цирконам из сланцев горлыкской свиты (рис. 14), можно предположить, что возраст 2.3 и 2.4 млрд лет, судя по новообразованным каймам, может отвечать метаморфическому событию в пределах глыбы. Магматических или метаморфических преобразований возрастного интервала 750–600 млн лет в пределах Тувино-Монгольского микроконтинента до настоящего времени не выявлено, хотя в работе (Кузьмичев, Ларионов, 2013) и была предпринята попытка датирования этого “немого” интервала, который может быть связан с одним из этапов развития Шишхидской островной дуги. Минимальное значение возраста, полученное по одному циркону из сланца горлыкской свиты (602 ± 12 млн лет), пока некорректно для определения времени накопления толщи. По опубликованным современным данным, Pb–Pb возраст известняков горлыкской свиты оценивается 610 ± 45 млн лет (Ситкина и др., 2017), а стратиграфические аналоги в основании боксонской серии (известняки забитской свиты) имеют близкий Pb–Pb возраст 620 ± 50 млн лет (Кузнецов и др., 2018). Одним из индикаторов развития коры выветривания в отложениях боксонской серии служат пестроцветные доломиты в кровле забитской свиты. При этом Sr-хемостратиграфическая характеристика доломитов, залегающих ниже пестроцветных доломитов, указывает на их поздневендский (немакит-далдынский) возраст (Кузнецов и др., 2010). В то время происходило региональное поднятие (Беличенко и др., 2003; Кузьмичев, 2004) и были созданы благоприятные условия для формирования коры выветривания в пределах Тувино-Монгольского микроконтинента. Завершение аккреционно-коллизионных процессов в Тункинских гольцах, с учетом данных по метаморфизму, ограничивается 487 ± 4.4 млн лет (Резницкий и др., 2013). В этом временнóм диапазоне, вероятно, происходило и накопление вышележащих отложений араошейской свиты.

Рис. 14.

Катодолюминесцентные изображения типичных кристаллов цирконов разных возрастных диапазонов с осцилляционной зональностью и метаморфическими каймами из сланцев горлыкской свиты.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе минералогических и геохимических методов исследования высокоглиноземистых отложений горлыкской свиты установлено, что их формирование происходило за счет смешения детритового материала, образованного при размыве продуктов коры выветривания, развитой по породам основного-ультраосновного и кислого состава. Основными источниками сноса для терригенных отложений горлыкской свиты служили комплексы пород неопротерозойского и палеопротерозойско-архейского возрастов, скорее всего магматические и метаморфические образования Сархойской и Дунжугурской островных дуг и Гарганского кратонного блока.

По петрохимическим и Nd-изотопным данным установлено сходство составов высокоглиноземистых отложений горлыкской свиты и бокситов боксонской серии. Их накопление происходило за счет близких источников сноса в едином осадочном бассейне. Бокситы Боксонского месторождения, представляющие собой переотложенную кору выветривания, формировались, скорее всего, в верхней, наиболее мелководной, части шельфа морского бассейна; серые пиритсодержащие высокоглиноземистые породы горлыкской свиты, являясь терригенными образованиями с высокой долей участия продуктов размыва кор выветривания, отлагались в дистальных (удаленных) частях шельфа Тувино-Монгольского микроконтинента.

Источники финансирования. Исследования выполнены при поддержке гранта РФФИ и Правительства Иркутской области, проект № 17-45-388052, и по государственному заданию ИЗК СО РАН, ИГМ СО РАН с использованием оборудования ЦКП “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН (г. Иркутск).

Список литературы

  1. Анисимова И.В., Левицкий И.В., Сальникова Е.Б. и др. Возраст фундамента Гарганской глыбы (Восточный Саян): результаты U–Pb геохронологических исследований // Изотопные системы и время геологических процессов. Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. Т. 1. СПб.: ИГГД РАН, 2009. С. 34–35.

  2. Беличенко В.Г., Резницкий Л.З., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Тувино-Монгольский массив (к проблеме микроконтинентов Палеоазиатского океана) // Геология и геофизика. 2003. № 6. С. 554–564.

  3. Беличенко В.Г., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Баргузинский микроконтинент (Байкальская горная область): к проблеме выделения // Геология и геофизика. 2006. № 10. С. 1049–1059.

  4. Боос Р.Г. Палеозой Тункинских гольцов Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1991. 144 с.

  5. Боос Р.Г., Воронцова Г.А. Органические остатки в отложениях Ильчирского синклинория (Восточный Саян) // Геология и полезные ископаемые юга Восточной Сибири. Иркутск: ВостСибНИИГГиМС, 1984. С. 44–45.

  6. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 555–571.

  7. Вишневская И.А., Летникова Е.Ф. Хемостратиграфия венд-кембрийских карбонатных отложений осадочного чехла Тувино-Монгольского микроконтинента // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 6. С. 741–763.

  8. Горбов А.Ф. Геохимия бора. Л.: Недра, 1976. 206 с.

  9. Горохов И.М., Мельников Н.Н., Кузнецов А.Б. и др. Sm–Nd систематика тонкозернистых фракций нижнекембрийских “синих глин” Северной Эстонии // Литология и полезн. ископаемые. 2007. № 5. С. 536–551.

  10. Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Резницкий Л.З. и др. История формирования Тувино-Монгольского массива по данным U–Pb датирования методом LA-ICP-MS детритовых цирконов из песчаника дархатской серии (Западное Прихубсугулье, Северная Монголия) // Док-л. АН. 2011. Т. 441. № 3. С. 358–362.

  11. Добрецов Н.Л., Беличенко В.Г., Боос Р.Г. и др. Геология и рудоносность Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1989. 124 с.

  12. Козаков И.К., Ковач В.П., Ярмолюк В.В. и др. Корообразующие процессы в геологическом развитии Тувино-Монгольского массива: Sm–Nd изотопные и геохимические данные по гранитоидам // Петрология. 2003. Т. 11. № 5. С. 491–511.

  13. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Натман А. и др. Метатерригенные толщи Тувино-Монгольского массива: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2005. Т. 13. № 1. С. 3–25.

  14. Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Крупенин М.Т. и др. Формирование и преобразование карбонатных пород и сидеритовых руд бакальской свиты нижнего рифея (Южный Урал): Sr-изотопная характеристика и Pb–Pb возраст // Литология и полезн. ископаемые. 2005. № 3. С. 227–249.

  15. Кузнецов А.Б., Летникова Е.Ф., Вишневская И.А. и др. Sr хемостратиграфия карбонатных отложений осадочного чехла Тувино-Монгольского микроконтинента // Докл. АН. 2010. Т. 432. № 3. С. 350–355.

  16. Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Ситкина Д.Р. и др. Возраст карбонатных пород и фосфоритов в чехле Тувино-Монгольского микроконтинента // Докл. АН. 2018. Т. 479. № 1. С. 49–53.

  17. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: ПРОБЕЛ-2000, 2004. 192 с.

  18. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Сархойская серия Восточного Саяна: неопротерозойский (~770–800 млн лет) вулканический пояс андийского типа // Геология и геофизика. 2011. № 7. С. 875–895.

  19. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Неопротерозойские островные дуги Восточного Саяна: длительность магматической активности по результатам датирования вулканокластики по цирконам // Геология и геофизика. 2013. № 1. С. 45–57.

  20. Левицкий И.В., Левицкий В.И., Ефремов С.В. Петрология и геохимия пород фундамента Гарганской глыбы (Восточный Саян) // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. 2014. № 4(47). С. 43–55.

  21. Летникова Е.Ф., Вещева С.В., Прошенкин А.И., Кузнецов А.Б. Неопротерозойские терригенные отложения Тувино-Монгольского микроконтинента: геохимическая корреляция, источники сноса, геодинамическая реконструкция // Геология и геофизика. 2011. № 12. С. 2110–2122.

  22. Маслов А.В., Шевченко В.П., Подковыров В.Н. и др. Особенности распределения элементов-примесей и редкоземельных элементов в современных донных осадках нижнего течения р. Северной Двины и Белого моря // Литология и полезн. ископаемые. 2014. № 6. С. 463–492.

  23. Медведев В.Н., Каперская Ю.Н., Казанцева Т.И. Особенности геохимии офиолитов Восточного Саяна // Геохимия. 1991. № 7. С. 972–980.

  24. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.

  25. Постников А.А., Терлеев А.А. Стратиграфия неопротерозоя Алтае-Саянской складчатой области // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. № 3. С. 295–309.

  26. Резницкий Л.З., Травин А.В., Беличенко В.Г. и др. 40Ar/39Ar возраст полифациального метаморфизма осадочно-вулканогенных толщ Тункинских гольцов (Восточный Саян) // Доклады АН. 2013. № 6. С. 684–688.

  27. Розен О.М., Аббясов А.А., Мигдисов А.А., Ярошевский А.А. Программа MINLITH для расчета минерального состава осадочных пород: достоверность результатов в применении к отложениям древних платформ // Геохимия. 2000. № 4. С. 431–444.

  28. Ситкина Д.Р., Кузнецов А.Б., Смирнова З.Б. Палеогеография и возраст карбонатных пород складчатого обрамления Сибирской платформы // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Материалы совещания. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2017. С. 252–253.

  29. Скляров Е.В., Ковач В.П., Котов А.Б. и др. Бониниты и офиолиты: проблемы их соотношения и петрогенезиса бонинитов // Геология и геофизика. 2016. № 1. С. 163–180.

  30. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.

  31. Школьник С.И., Летникова Е.Ф., Беличенко В.Г. и др. U–Pb датирование методом LA-ICP-MS детритовых цирконов из метатерригенных отложений венд-кембрийского чехла Тувино-Монгольского микроконтинента (Тункинские гольцы, Восточный Саян) // Докл. АН. 2014. № 4. С. 452–455.

  32. Щербов Б.Л. Геохимия бора в корах выветривания каолинового типа. Новосибирск: Наука, 1982. 117 с.

  33. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.

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

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

  36. Jochum K.P., Brueckner S.M., Nohl U. Geostandards and geoanalitycal research bibliographic review // Geost. Geoanalyt. Res. 2009. V. 33. № 4. P. 501–505.

  37. Khain E.V., Bibikova E.V., Kroner A. et al. The most ancient ophiolite of Central Asian fold belt: U–Pb and Pb–Pb zircon ages for the Dunzhugur Complex, Eastern Sayan, Siberia, and geodynamic implications // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 199. P. 311–325.

  38. Kovach V.P., Matukov D.I., Berezhnaya N.G. et al. Shrimp zircon age of the Gargan block tonalities – find Early Precambrian basement of the Tuvino-Mongolian microcontinent, Central Asia mobile belt // XXXII IGC. Session: T31.01 – Tectonics of Precambrian Mobile Belts. Florence, 2004. Pt. 2. P. 1263.

  39. Kuzmichev A., Sklyarov E., Postnikov A., Bibikova E. The Oka Belt (Southern Siberia and Northern Mongolia): a Neoproterozoic analog of the Japanese Shimanto Belt? // Island Arc. 2007. V. 16. P. 224–242.

  40. Makrygina V.A., Petrova Z.I. The importance of geochemical data for geodynamic reconstruction: formation of the Olkhon metamorphic complex, lake Baikal, Russia // Lithos. 1998. V. 43. P. 135–150.

  41. McLennan S.M., Hemming S., McDaniel D.K., Hanson G.N. Geochemical approaches to sedimentation, provenance and tectonics // Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 1993. № 284. P. 21–40.

  42. Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. V. 299. P. 715–717.

  43. Nesbitt H.W., Yong G.M. Formation and diagenesis of weathering profiles // J. Geol. 1989. V. 97. P. 129–147.

  44. Panteeva S.V., Gladkochoub D.P., Donskaya T.V. et al. Determination of 24 trace elements in felsic rocks by inductively coupled plasma mass spectrometry after lithium metaborate fusion // Spectrochimica Acta. Part B: Atomic Spectroscopy. 2003. V. 58. № 2. P. 341–350.

  45. Pin C., Santos Zalduegui J.F. Sequential separation of light-rare-earth elements, thorium and uranium by miniaturized extraction chromatography: Application to isotopic analyses of silicate rocks // Anal. Chim. Acta. 1997. V. 339. P. 79–89.

  46. Schellmann W. On the geochemistry of laterites // Chem. Erde. 1986. V. 45. P. 39–52.

  47. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in Oceanic Basins. Eds. Saunders A.D., Norry M.J. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313–345.

  48. Van Achterbergh E., Ryanm C.G., Griffin W.L. GLITTER: on-line interactive data reduction for the laser ablation ICP MS microprobe // Proc. 9th V.M. Goldschmidt Conference, Cambridge, US, 1999. Cambridge: Massachusets, 2001. P. 305.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал