Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 1, стр. 3-10

ВВЕДЕНИЕ

Аргунский континентальный массив является одним из наиболее крупных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. В качестве фундамента этого массива традиционно рассматриваются метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации комплексы, относимые условно к раннему докембрию (Геологическая…, 1999; Петрук, Козлов, 2009; Шивохин и др., 2010 и др.). Однако полученные в настоящее время геохронологические данные свидетельствуют о том, что протолиты наиболее известных метаморфических комплексов этого массива имеют возраст не древнее позднего протерозоя (см. обзор в (Zhou et al., 2011; Котов и др., 2013; Tang et al., 2013; Sorokin et al., 2019)). В этой связи встает вопрос о возрасте и источниках наиболее древних образований в строении Аргунского континентального массива. Для уточнения состава и возраста фундамента этого террейна были проведены U–Th–Pb и Lu–Hf изотопные исследования детритовых цирконов из пород условно верхнепротерозойской даурской серии, которая, возможно, представляет собой одну из наиболее древних осадочных серий этого массива.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

В составе даурской серии выделяются (снизу вверх) урулюнгуйская, дырбылкейская и нортуйская свиты, слагающие разобщенные выходы в пределах Кличкинского и Аргунского хребтов в западной части Аргунского массива (рис. 1). Представления об условно позднерифейском возрасте отложений даурской серии основываются на единичных находках водорослей, а также микрофитолитов, строматолитов (Озерский, Винниченко, 2002; Шивохин и др., 2010).

Рис. 1.

Геологическая схема западной части Аргунского массива. Составлена по (Озерский, Винниченко, 2002) с изменениями авторов. 1 – кайнозойские рыхлые отложения; 2 – меловые вулканогенные и осадочные комплексы; 3 – верхнеюрские терригенные отложения; 4 – триасовые и позднеюрские гранитоиды; 5 – раннепермские граниты ундинского комплекса; 6 – вендские метагаббро быркинского комплекса; 7 – вендские метаморфические породы; 8–10 – условно верхнерифейские терригенные и терригенно-карбонатные отложения даурской серии: 8 – нортуйская свита, 9 – дырбылкейская свита, 10 – урулюнгуйская свита; 11 – средне-позднерифейские гранитоиды урулюнгуйского комплекса; 12 – среднерифейские (?) метаморфические породы; 13 – раннепротерозойские (?) метаморфические породы; 14 – разломы; 15 – места отбора образцов для U–Th–Pb геохронологических исследований и их номера. На врезке: звездочка – район исследований, заштрихованная область – Монголо-Охотский складчатый пояс.

Согласно (Шивохин и др., 2010), в нижней части урулюнгуйской свиты преобладают дресвяники, осадочные брекчии, конгломерато-брекчии, которые сменяются вверх конгломератами, кварцевыми и аркозовыми песчаниками и гравелитами (рис. 2). Конгломераты сложены хорошо окатанными обломками кварца и кварцитов. В гравелитах среди обломков установлены кварц, измененные полевые шпаты, гранитоиды, пегматиты, кварциты, серицит-кварцевые сланцы и кварц-турмалиновые породы. Завершают разрез тонкообломочные породы с горизонтами карбонатных пород. Общая мощность отложений оценивается в 2670 м. В настоящее время урулюнгуйская свита условно отнесена к верхнему рифею на основании ее несогласного залегания на условно среднерифейской надаровской свите и ее согласного перекрывания дырбылкейской свитой.

Рис. 2.

Сводная стратиграфическая колонка условно рифей-нижнепалеозойских терригенных отложений западной части Аргунского континентального массива. Составлена по (Шивохин и др., 2010). 1 – известняки; 2 – доломиты; 3 – алевролиты, алевропесчаники; 4 – песчаники; 5 – гравелиты; 6 – конгломераты; 7 – осадочные и седиментационные брекчии; 8 – сланцы; 9 – фтаниты, яшмоиды; 10 – риолиты и их туфы; 11 – базальты, андезибазальты; 12 – места отбора образцов для U–Th–Pb геохронологических исследований и их номера.

Дырбылкейская свита сложена преимущественно доломитами и известняками с пачками гравелитов, песчаников, алевролитов, кварц-серицитовых и углеродисто-кремнисто-глинистых сланцев (Шивохин и др., 2010). Обломочный материал в гравелитах подобен таковому в урулюнгуйской свите. Мощность свиты составляет 5000 м. Среди органических остатков в составе дырбылкейской свиты установлены водорослевые остатки Girvanella (?), Panomnienella, Shanganella, строматолиты Conophyton metula Kir. и микрофитолиты Osagia grandis Z. Zhur., O. tenuilamellata Reitl., Vesicularites consuetus Yak., V. flexuosus Reitl., V. compositus Z. Zhur., Volvatella vadosa Z. Zhur., V. horridus Z. Zhur., Ambigolamellatus horridus Z. Zhur. Возраст свиты условно считается позднерифейским (Шивохин и др., 2010).

Нортуйская свита сложена в основании разреза песчаниками кварцевого и аркозового состава, переслаивающимися с алевролитами, выше которых залегают известняки и известковистые доломиты (Шивохин и др., 2010). Свита охарактеризована остатками водорослей Renalcis? sp. и Subtifloria sp., микрофитолитов Ambigolamellatus horridus Z. Zhur., Volvatella zonalis Nar., Osagia nimia Z. Zhur., O. minuta Z. Zhur., O. tenuilamellata Reitl., Vesicularites flexuosus Reitl. Возраст нортуйской свиты принят условно позднерифейским. Перекрывается даурская серия условно вендской быркинской серией (Шивохин и др., 2010).

Нами были исследованы цирконы из терригенных отложений урулюнгуйской и дырбылкейской свит. Места отбора образцов показаны на рис. 1.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Выделение детритовых цирконов выполнено в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск) с помощью тяжелых жидкостей. U–Th–Pb геохронологические исследования индивидуальных зерен цирконов проведены в Геохронологическом центре Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) на ICP масс-спектрометре Thermo Element 2, с системой лазерной абляции Photon Machines Analyte G2. 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, что соответствует рекомендованным (Black et al., 2004; Mattinson, 2010). Систематические погрешности равны 0.9% для отношения ²⁰⁶Pb/²³⁸U и 0.8% для отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb (2σ). Поправки на обычный Pb вводили 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. Детальное описание аналитических процедур приведено на сайте лаборатории (www.laserchron.org). Конкордантные возрасты (Concordia Ages) рассчитаны в программе Isoplot v. 4.15 (Ludwig, 2008) и использовались для построения кривых относительной вероятности возраста детритовых цирконов.

Lu–Hf изотопные исследования цирконов выполнены в той же лаборатории с использованием многоколлекторного ICP масс-спектрометра Nu High-Resolution и эксимерного лазера Analyte G2. Детали аналитической методики изложены на сайте лаборатории (www.laserchron.org). Для расчета величин ε_Hf(t) использованы хондритовые отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf (0.282785) и ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf (0.0332) по (Blichert-Toft, Albarede, 1997), а также U–Pb возрасты, полученные для индивидуальных зерен. Коровые Hf-модельные возрасты t_Hf(C) рассчитаны с учетом среднего отношения ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf в континентальной коре, равного 0.0093 (Vervoort, Patchett, 1996).

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb ДАТИРОВАНИЯ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ

В ходе исследований из мелко-среднезернистого песчаника урулюнгуйской свиты (обр. U-112) проанализированы 117 зерен детритовых цирконов (ДМ²²_табл. 1 ). Для 98 из них получены конкордантные оценки возраста, большинство из которых отвечает трем возрастным группам: архейской (3112–2502 млн лет, 20 зерен), раннепротерозойской (2495–1692 млн лет, 42 зерна) и позднепротерозойской (1381–877 млн лет, 34 зерна). На кривой относительной вероятности возрастов детритовых цирконов выделяются пики 2823, 2763, 2578, 2514, 2072, 2005, 1915, 1844, 899 млн лет (рис. 3а). Цирконы наиболее молодой, позднерифейской (967–877 млн лет, 31 зерно), популяции характеризуются осцилляторной зональностью и величинами U–Th отношения, как правило варьирующими в узком интервале 1.1–6.0, что указывает на магматическое происхождение этих цирконов. Наиболее молодое зерно циркона имеет конкордантный возраст 877 ± 5 млн лет.

Рис. 3.

Кривые относительной вероятности возрастов детритовых цирконов из (а) мелко-среднезернистого песчаника урулюнгуйской свиты (обр. U-112) и (б) мелкозернистого песчаника дырбылкейской свиты (обр. U-115-2) даурской серии Аргунского массива.

Из мелкозернистого песчаника дырбылкейской свиты (обр. U-115-2) проанализированы 118 зерен детритовых цирконов (ДМ_табл. 1 ). Для 104 из них получены конкордантные оценки возраста, преимущественно позднепротерозойского возраста (1505–732 млн лет, 86 зерен). В подчиненном количестве присутствуют архейские (2746–2565 млн лет, 6 зерен) и раннепротерозойские (2311–1787 млн лет, 12 зерен) цирконы. На кривой относительной вероятности возрастов детритовых цирконов выделяются пики 2728, 2074, 1970, 1036, 893, 771 млн лет (рис. 3б). Цирконам наиболее молодой позднерифейской (1013–732 млн лет, 74 зерна) популяции свойственны осцилляторная зональность и величины U–Th отношения, в основном укладывающиеся в интервал 1.1–8.5, что свидетельствует о магматическом происхождении этих цирконов. Наиболее молодое зерно циркона имеет конкордантный возраст 732 ± 9 млн лет.

Результаты Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов (рис. 4; ДМ_ табл. 2 ) показали, что раннепротерозойские и архейские цирконы характеризуются величинами двустадийных модельных возрастов t_Hf(C) > 2.2 млрд лет и ε_Hf(t)= –17.6…+5.3. Позднепротерозойским цирконам свойственны значительные вариации Hf-изотопных параметров, при этом обособляются две группы зерен: с рифейскими (t_Hf(C) = 1.6–1.1 млрд лет) значениями модельных возрастов при ε_Hf(t) = = +0.5…+10.6 и раннепротерозойскими (t_Hf(C) = = 2.2–1.7) значениями модельных возрастов при ε_Hf(t) = –12.7… –3.2.

Рис. 4.

График ε_Hf(t)–возраст для цирконов из мелко-среднезернистого песчаника урулюнгуйской свиты и из мелкозернистого песчаника дырбылкейской свиты даурской серии Аргунского массива. Сокращения: DM – деплетированная мантия, CHUR – однородный хондритовый резервуар.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Согласно результатам U–Th–Pb датирования детритового циркона, наиболее молодые детритовые цирконы из песчаников урулюнгуйской (обр. U-112) и дырбылкейской (обр. U-115-2) свит имеют возрасты 899 и 771 млн лет соответственно. Это определяет нижнюю возрастную границу этих свит как позднерифейскую.

Кроме того, полученные данные позволяют обсудить вопрос о потенциальных источниках обломочных цирконов. Позднерифейские цирконы, доминирующие в обоих проанализированных образцах, имеют осцилляторную зональность и величины U/Th = 1.1–8.5, что указывает на их магматическое происхождение. В этой связи можно предположить, что главным их источником являются позднерифейские магматические образования. В последние годы для таких комплексов в пределах западной части Аргунского массива получено значительное количество геохронологических данных в интервале от 920 до 700 млн лет (Wu et al., 2011; Zhou et al., 2011; Tang et al., 2013 и др.), что подтверждает возможность такого предположения.

В отношении источников раннедокембрийских цирконов, содержащихся в песчаниках даурской серии, какая-либо определенность отсутствует. С одной стороны, в пределах Аргунского массива не выявлены раннедокембрийские магматические или метаморфические комплексы, возраст которых был бы надежно обоснован геохронологическими данными (Wu et al., 2011; Zhou et al., 2011; Котов и др., 2013; Sorokin et al., 2019). Более того, раннедокембрийские цирконы практически отсутствуют в изученных метаморфических комплексах (Zhou et al., 2011; Котов и др., 2013; Овчинников и др., 2019 и др.), в палеозойских (Сорокин и др., 2015) и мезозойских (Смирнова и др., 2015) осадочных отложениях этого массива, а Nd-модельные возрасты этих образований, как правило, не древнее рифея. С другой стороны, как показали результаты данных исследований, в песчаниках даурской серии, наряду с присутствием архейских и раннепротерозойских цирконов (рис. 3), приблизительно половина позднерифейских цирконов имеет раннедокембрийские Hf-модельные возрасты (рис. 4).

В этой связи можно предложить, что либо в осадочных породах даурской серии присутствует древний (раннедокембрийский) рециклированный материал, либо рассматриваемая часть Аргунского массива представляет собой “экзотический блок”. С учетом вышеприведенных данных мы полагаем, что второй вариант интерпретации более вероятен.

Благодарности. Авторы благодарят сотрудников Института геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск) Е.Н. Воропаеву, О.Г. Медведеву, а также персонал центра LaserChron университета штата Аризона (США) за проведение аналитических исследований. Мы также искренне признательны рецензентам Е.Ф. Летниковой и А.Б. Котову за конструктивные замечания и дискуссию.

Источники финансирования. Исследования выполнены при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 20-05-00195).