Age of Detritic Zircon and Composition of Cambrian-Ordovician Terrigenous-Carbonate Deposits in the Middle Reach of the Vilyui River (South of the Siberian Platform)

Full Text

В позднекембрийское и ордовикское время территория Сибирской платформы представляла собой мелководный эпиконтинентальный морской бассейн, с юга и востока ограниченный сушей. Его связь с открытым морем осуществлялась в северной и западной частях платформы [Каныгин и др., 2007; Сухов, 2016]. В позднем кембрии практически вся территория Сибирской платформы была покрыта мелководным морем [Сухов, 2016]. В ордовикское время внутри бассейна существовал ряд крупных поднятий, представлявших собой низкую размываемую сушу [Каныгин и др., 2007]. В развитии ордовикского палеобассейна выделяется два крупных этапа: 1) раннеордовикский (включающий и средний ордовик) и 2) позднеордовикский. Раннеордовикский этап в целом наследует общие черты позднекембрийского бассейна. Для него характерны мелководные обстановки седиментации и терригенно-карбонатные отложения. По характеру седиментации ордовикские отложения Сибирской платформы подразделяются на ряд структурно-фациальных зон (СФЗ [Каныгин и др., 2007]). Рассматриваемый район относится к Вилюйской СФЗ, граничащей с Мархинско-Моркокинской СФЗ, которые имеют сходный литологический состав нижнеордовикских отложений.

Породы верхнего кембрия и нижнего ордовика в Вилюйской СФЗ представлены преимущественно доломитами. Уровни обогащения терригенным материалом в верхах нижнего ордовика фиксируются во многих разрезах Сибирской платформы, они имеют разную степень выраженности и, вероятно, связаны с последствиями проявления салаирской фазы складчатости на Сибирской платформе [Государственная…, 2001]. В других регионах к этому же (или близкому) стратиграфическому уровню приурочены перерывы, имеющие региональное и межрегиональное распространение [Зайцев, Барабошкин, 2006]. В частности, крупные перерывы в нижнем ордовике фиксируются в Прибалтике [Дронов, 1999; Зайцев, Барабошкин, 2006], Скандинавии [Nielsen, 1995], юго-восточной Польше [Trela, 2004], восточной Авалонии [Vanguestaine, Servais, 2002], США [Franseen et al., 2004] и др. В связи с ограниченностью применения биостратиграфического [Каныгин и др., 2007; Михайлов, Тесаков, 1972; Сухов, 2016; Тесаков и др., 1975] и хемостратиграфического [Покровский и др., 2018, 2022] методов для стратиграфического расчленения нижнего ордовика Сибирской платформы (рис. 1д) эти уровни можно рассматривать в качестве вспомогательных стратиграфических маркеров.

Рис. 1. Схематическая карта России с границей Сибирской платформы (a) и схема среднего течения р. Вилюй (б); упрощенная геологическая карта изученного района по [Геологическая …, 1960; Геологическая …, 1964; Михайлов, Тесаков, 1972; Государственная …, 2001] (в); обнажение средней части балыктахской свиты на левом берегу р. Вилюй, в 4–5 км выше устья р. Куранах (г); сводная стратиграфическая колонка нижнепалеозойских отложений среднего течения р. Вилюй (по [Покровский и др., 2022] с изменениями) и их корреляция с местной (черная линия, по [Покровский и др., 2022]) и глобальной (красная линия, по [Geologic …, 2020]) углеродно-изотопными кривыми (д).

Положительные (красный цвет) и отрицательные (голубой цвет) глобальные углеродно-изотопные экскурсы: тремадокский (TSICE); нижне-среднеордовикский (дапинский) отрицательный экскурс (BDNICE); среднедарривильский (MDICE); гуттенбергский (GICE); хирнантский (HICE).

a, б – схемы: 1 – территория Сибирской платформы, 2 – крупные реки, 3 – дороги: главные (a) и местного значения (б), 4 – населенные пункты, 5 – границы изученного района; в – геологическая карта: 6 – нижний-средний кембрий, 7 – верхний кембрий – нижний ордовик, 8 – нижний ордовик, 9 – средний-верхний ордовик, 10 – верхний ордовик, оюсутская свита, 11 – нижний силур, 12 – верхний девон, 13 – верхняя пермь, 14 – нижняя юра, 15 – четвертичные отложения, 16 – траппы, 17 – разрывные нарушения: достоверные (а) и предполагаемые (б), 18 – акватории (реки), 19 – номер и место расположения обнажения: VY01 – холомолохская свита, VY02 – балыктахская свита; д – литология: 20 – известняки, 21 – глинистые известняки и мергели, 22 – доломитистые известняки, 23 – чередование доломитов, гипса, известняков, мергелей и глин, 24 – доломиты, 25 – глины и алевролиты, 26 – серые, красноватые, глинистые и песчанистые доломиты холомолохской свиты.

В центральной и южной частях Сибирской платформы нижнепалеозойские отложения часто залегают на значительных глубинах и мало обнажены на поверхности [Бергер и др., 2014; Геологическая…, 1960; Геологическая…, 1964; Государственная…, 2001; Каныгин и др., 2007; Люфанов, 1958; Тесаков и др., 1975]. Имеющиеся палеогеографические реконструкции в основном базируются на результатах литолого-фациальных построений, полученных на основе изучения керна ряда скважин [Каныгин и др., 2007; Сухов, 2016].

В настоящее время появилось множество работ, посвященных изучению детритных минералов из разновозрастных осадочных образований юга Сибирской платформы [Кочнев, Прошенкин, 2013; Летникова и др., 2013; Gladkochub et al., 2013, 2022; Glorie et al., 2014; Koreshkova et al., 2009; Kröner et al., 2015; Motova et al., 2024; Sal’nikova et al., 2007; Turkina et al., 2010 и др.], которые показали их высокий потенциал для геодинамических и палеогеографических реконструкций. Однако в большинстве своем эти публикации посвящены вопросам тектонической эволюции и геодинамики Сибирской платформы и Центрально-Азиатского складчатого пояса в докембрии–раннем фанерозое и почти не касаются проблем палеогеографии.

Целью настоящей статьи является уточнение палеогеографических обстановок и выявление источников терригенного материала для южной части Сибирской платформы в позднекембрийское и раннеордовикское время по результатам изучения минералов тяжелой фракции (циркон, гранат, турмалин, шпинелиды) и U-Th-Pb изотопного датирования детритного циркона.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Сибирская платформа (см. рис. 1а) имеет площадь около 4 × 10⁶ км². Значительная ее часть перекрыта осадочным чехлом. С севера и востока платформа обрамлена фанерозойскими Таймырским и Верхоянским складчатыми поясами, а с запада и юга – Центрально-Азиатским и Монголо-Охотским орогенными поясами [Розен, 2003; Розен и др., 2006; Федоровский и др., 1995; Эволюция…, 2006; Gladkochub et al., 2013, 2022]. В строении фундамента платформы выделяется ряд крупных преимущественно архейских террейнов различного состава, разделенных сутурными зонами и протерозойскими складчатыми поясами. Породы фундамента здесь перекрываются рифейско-фанерозойским осадочным чехлом, сложенным разнообразными терригенными, и карбонатными морскими отложениями [Каныгин и др., 2007; Мельников и др., 2005; Михайлов, Тесаков, 1972; Сухов, 2016; Тесаков и др., 1975].

Складчатое обрамление юга Сибирской платформы представляет собой коллаж террейнов разной геодинамической природы, сформированный в результате аккpеционно-коллизионныx процессов в краевой части Палеоазиатского океана [Fedorovsky et al., 2005] и протягиваются с cевеpо-воcтока на юго-запад в виде зональных метаморфических комплексов с раннепалеозойским возрастом метаморфизма [Макpыгина и др., 2007].

Нижнепалеозойские отложения в Вилюйской и Мархинско-Моркокинской СФЗ вскрыты локально в серии обнажений в среднем течении рр. Вилюй, Ыгыатта и Моркока, в верхнем и среднем течении р. Марха, а также их притоках (см. рис. 1б). На остальной части территории они перекрыты более молодыми отложениями [Бергер и др., 2014; Геологическая…, 1960; Геологическая…, 1964; Каныгин и др., 2007; Люфанов, 1958; Тесаков и др., 1975].

Рассматриваемый район расположен на северо-западном краю Вилюйской синеклизы и граничит с Непско-Ботуобинской антеклизой на западе и Сюгджерской седловиной севернее [Государственная…, 2001]. Фундамент имеет архейско-палеопротерозойский возраст от > 3.5 до 1.8 млрд лет. На метаморфических породах фундамента залегают поздненеопротерозойские, палеозойские и мезо-кайнозойские отложения чехла, достигающие мощности 3500 м. В структуре чехла выделяются венд-нижнепалеозойский, среднепалеозойский, верхнепалеозойский и мезозойский структурные ярусы, разделенные угловыми или географическими несогласиями [Государственная…, 2001; Розен, 2003; Розен и др., 2006]. В структурном плане (см. рис. 1в) породы венд-нижнепалеозойского яруса представляют собой пологую моноклиналь, погружающуюся в юго-восточном направлении и состоящую из ряда наклонных тектонических блоков, разделенных субпараллельными разломами [Государственная…, 2001].

Породы холомолохской свиты изучены на правом берегу р. Вилюй, в 2 км ниже устья р. Холомолох‒Юрях (см. рис. 1в). Ассоциация пород представлена зеленовато-серыми, в разной степени доломитистыми известняками и доломитами с примесью кварца (рис. 2а–2в), оолитовыми грейнстоунами, плоскогалечными известковыми и доломитовыми конгломератами, а также пестроцветными песчаными доломитами с стяжениями сульфидов и трещинами усыхания [Покровский и др., 2022].

Рис. 2. Микрофотографии песчанистых доломитов холомолохской (a–в) и балыктахской (г–и) свит в параллельных (a, б, г, д, ж, з) и скрещенных (в, е, и) николях поляризационного микроскопа.

Основные минеральные компоненты: Dol ‒ доломит, Qtz ‒ кварц, Kfs ‒ калиевый полевой шпат, Fe ‒ оксиды и гидроксиды железа. Здесь и далее индексы минералов приведены по [Whitney, Evans, 2010].

Балыктахская свита охватывает интервал от верхнего кембрия до низов ордовика [Каныгин и др., 2007; Тесаков и др., 1975]. Нами изучен фрагмент средней части свиты, мощностью 35–40 м, расположенный на левом берегу р. Вилюй, в 4–5 км выше устья р. Куранах (см. рис. 1в). Видимая часть разреза представлена розовато-зеленовато-серыми доломитистыми известняками с примесью кварца (см. рис. 2г–2е), в верхней части обнажения переходящими в чередование желтовато-серых песчаных доломитов (см. рис. 2ж–2и) и ржаво-буро-охристых слабосцементированных мелко-тонкозернистых песчаников и алевролитов [Покровский и др., 2022].

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Всего в ходе полевых работ, проведенных в 2016 г., отобрано 109 проб пород объемом 0.2–1 кг. Изучение литологического состава пород и анализ песчаной фракции выполнены методами оптической микроскопии в шлифах при помощи поляризационного микроскопа Carl Zeiss AxioLab (Геологический институт РАН) и методом рентгеновской дифрактометрии препаратов порошка в лаборатории рентгенофазового анализа кафедры нефтегазовой седиментологии и морской геологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова (дифрактометр Rigaku MiniFlex 600).

При подсчете обломочных компонентов в шлифах использована методика, предложенная [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983]. Проведен раздельный подсчет таких категорий зерен, как: монокристаллический кварц (Qm), монокристаллические зерна полевых шпатов (F), поликристаллический кварц, включающий зерна кварцита (Qt), поликристаллические литические фрагменты (или обломки пород) разного состава и происхождения (Lt). Для определения состава песчаной терригенной примеси использована классификационная диаграмма Р.Л. Фолка [Folk, 1980]. Минеральный состав тяжелой фракции детально исследован в 3 пробах карбонатных пород, содержащих максимальное количество песчаной терригенной примеси (холомолохская свита, верхний кембрий – 1 проба, балыктахская свита, верхний кембрий–нижний ордовик – 2 пробы). Тяжелая фракция выделялась стандартными методами [Крашенинников и др., 1988]. Монофракции тяжелых минералов отбирались вручную под бинокулярным микроскопом в лаборатории геологии складчатых поясов ГИН РАН.

Составы граната и турмалина получены на сканирующем электронном микроскопе Jeol JSM-6480, оборудованном энергодисперсионной приставкой Inca Energy-350 (ускоряющее напряжении 20 кВ, сила тока ~2 нА, диаметр пучка электронов 3 мкм) в Лаборатории локальных методов исследования на кафедре петрологии и вулканологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова, аналитик Е.В. Гусева. Погрешность измерения составила 1.5–5%. Полуколичественный анализ минералов тяжелой фракции производился на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) TESCAN Vega3, оснащенном полупроводниковым детектором рентгеновского излучения ULTIM MAX 40 (Oxford Instruments), в Геологическом институте РАН (г. Москва), аналитик Н.В. Горькова.

U-Th-Pb изотопное датирование циркона методом LA-ICP-MS выполнено в лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН. Для лазерного отбора пробы использовалась система лазерной абляции NWR-213 (Electro Scientific Ind.), совмещенная с магнито-секторным ICP масс-спектрометром повышенного разрешения Element2 (Thermo Scientific Inc.). Калибровка производилась по внешнему стандарту с использованием циркона GJ-1. Непосредственно перед измерением шашки с цирконами промывались в ультразвуковой ванне в 5%-ном растворе HNO₃, затем споласкивались в дистиллированной воде и сушились на воздухе. Перенос испаренного лазером вещества осуществлялся потоком гелия с последующим подмешиванием к нему аргона. Для снижения уровня газового фона и повышения стабильности аналитического сигнала применялась тонкая фильтрация и перемешивание газовых потоков [Jackson et al., 2004]. Качество анализа оценивалось путем одновременного измерения неизвестных образцов и контрольных стандартов циркона 91500 [Wiedenbeck et al., 1995] и Plesovice [Sláma et al., 2008]. Для этих контрольных стандартов в ходе исследований были получены средневзвешенные конкордантные оценки возраста (2σ), которые хорошо согласуются с данными ID-TIMS [Sláma et al., 2008; Wiedenbeck et al., 1995]. При построении гистограмм и кривых относительной вероятности возрастов принимались во внимание только конкордантные (D < ±10%) оценки возраста [Романюк и др., 2018].

В статье использована стратиграфическая шкала докембрия по [Geologic…, 2020]. Местные стратиграфические подразделения приведены согласно работам [Каныгин и др., 2007; Михайлов, Тесаков, 1972; Сухов, 2016; Тесаков и др., 1975].

РЕЗУЛЬТАТЫ

Петрографическая характеристика обломочного материала

Терригенный обломочный материал в исследованных пробах содержится в количестве 40–70%, имеет равномернозернистую мелкозернистую структуру с примесью среднезернистого материала (до 5–10%). Основным минералом является кварц, который в холомолохской свите (проба VY10/16) составляет около 55%, а в двух пробах из балыктахской свиты (VY20/16 и VY21/16) – 87%. Также присутствуют полевые шпаты – 19% в пробе VY10/16 и 7% и 9% в пробах VY20/16 и VY21/16, представленные преимущественно калиевыми полевыми шпатами (см. рис. 2з, 2и) и единичными плагиоклазами. Обломки полевых шпатов в целом слабоокатанные, в отдельных зернах калиевых полевых шпатов видна отчетливая “микроклиновая” решетка (см. рис. 2а–2в). Также нередки агрегаты карбоната (кальцит и доломит) с оксидами железа и окатанные фрагменты метаморфических пород (сланцы). По своему составу терригенная песчаная примесь в пробах из балыктахской свиты отвечает субаркозу‒сублитарениту в классификации [Folk, 1980]. Проба из холомолохской свиты имеет состав полевошпатового литаренита (рис. 3а).

Рис. 3. Минеральный состав терригенной песчаной примеси изученных образцов на классификационных диаграммах.

а – соотношение содержания кварца (Q), полевых шпатов (F) и обломков пород (L), по [Folk, 1980]): 1 – кварцарениты, 2 – субаркозы, 3 – сублитарениты, 4 – аркозы, 5 – литаркозы, 6 – полевошпатовые литарениты, 7 – литарениты; б – соотношение содержания поликристаллического кварца, включая кварциты (Qt), полевых шпатов (F) и обломков пород (L), по [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983]; в – соотношение монокристаллического кварца (Qm), полевых шпатов (F) и обломков переработанных пород (Lt), по [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983].

1–3 – происхождение обломочного материала: 1 ‒ континентальный блок, 2 ‒ вулканическая дуга, 3 ‒ переработанный ороген.

Цифрами (на рисунке) обозначены типы источников сноса: 1 ‒ внутрикратонный, 2 ‒ окраинных морей, 3 ‒ поднятия фундамента, 4 ‒ смешанный, 5 ‒ кварцевый переработанный, 6 ‒ переходный переработанный, 7 ‒ литический переработанный.

Минеральный состав тяжелой фракции

В составе тяжелой фракции встречаются как аллотигенные (или обломочные), так и аутигенные минеральные компоненты. Отмечается незначительная примесь аутигенных минералов легкой фракции.

В породах холомолохской свиты (проба VY10/16) тяжелые минералы представлены гранатом, турмалином, цирконом, рутилом, ильменитом, хромистой шпинелью и апатитом. Зерна, как правило, хорошо окатаны и имеют размер от 0.05 до 0.2 мм. Характерен кварц “волосатик” (метаморфогенный кварц с иголками рутила). Аутигенные образования представлены изометричными угловатыми сростками кварца, доломита и кальцита. Их размер обычно составляет 0.07–0.1 мм.

В пробах из балыктахской свиты (VY20/16 и VY21/16) минеральный состав тяжелой фракции несколько отличается. В пробе из нижней части свиты (VY20/16) она состоит из граната, турмалина, циркона, апатита, ильменита. В отличие от холомолохской свиты здесь присутствуют также титанит и эпидот. Для пробы характерны зерна апатита с включениями альбита, пирита и рутила. Хорошо окатанные округлые или удлиненные зерна минералов имеют средний размер 0.1–0.15 мм. Аутигенные образования представлены угловатым агрегатом (срастанием) доломита, гидроксидов железа и пирита, размером 0.05–0.15 мм.

Проба из верхней части балыктахской свиты (VY21/16) характеризуется более бедным составом тяжелой фракции, включающей гранат, турмалин, циркон, эпидот и апатит (нередко с включениями пирита). Зерна часто удлиненные, средне-хорошо окатаны, имеют размер 0.07–0.3 мм. Аутигенные образования имеют вид угловатых удлиненных зерен, сложенных агрегатом доломита, гидроксидов железа, кварца и пирита, размером 0.1–0.35 мм.

Гранат

Во всех пробах гранат представлен преимущественно незональными средне-хорошо окатанными зернами, размером от 0.05 до 0.2 мм. Зерна граната удлиненные, в разной степени трещиноватые. Наиболее трещиноватые зерна характерны для пробы VY10/16 (холомолохская свита, рис. 4а–4д). Гранат представлен преимущественно плохо-средне окатанными незональными изометричными зернами, размером от 0.05 до 0.2 мм. Многие зерна имеют каймы нарастания, сложенные кальцитом и доломитом (см. рис. 4а).

Рис. 4. Изображения в обратно рассеянных электронах основных морфологических типов зерен граната из холомолохской (a–д) и балыктахской (е–м) свит.

a – гранат с каймой кальцита и доломита, б–д – трещиноватые зерна, е–и – среднеокатанные незональные, слаботрещиноватые зерна, к–м – средне-хорошоокатанные незональные или слабозональные округлые и удлиненно-округлые, нетрещиноватые зерна.

Минеральные включения: Dol – доломит, Cal – кальцит, Qtz – кварц, Ce, La – фосфаты Ce и La, Rt – рутил, Zrn – циркон, Kfs – калиевый полевой шпат, Chl – хлорит.

Черные и белые кружки показывают место проведения анализа на сканирующем электронном микроскопе (диаметр пятна 3 мкм). Масштабная линейка – 50 мкм.

Зерна граната из двух проб, отобранных из средней части балыктахской свиты, более окатанные, чем в холомолохской свите. В нижней пробе (VY20/16) это средне-хорошо окатанные незональные изометричные (частично трещиноватые) зерна, размером от 0.05 до 0.15 мм (см. рис. 4е–4и). В пробе VY21/16 гранат представлен средне-хорошо окатанными незональными или слабозональными (см. рис. 4к) округлыми и удлиненно-округлыми (не трещиноватыми) зернами, размером от 0.05 до 0.2 мм (см. рис. 4к–4м).

По содержанию основных миналов составы граната отчетливо разделяются на 4 группы (табл. 1, рис. 5).

Таблица 1. Состав (по миналам) и распределение гранатов в изученных пробах

Рис. 5. Треугольные дискриминационные диаграммы (мол. %) для изученного граната.

(a) – диаграмма Alm + Sps–Prp–Grs [Mange, Morton, 2007]: A – метапелиты гранулитовой фации, чарнокиты и магматические породы средне-кислого состава, B – метапелиты амфиболитовой фации, Bi – магматические породы средне-кислого состава, Ci – метабазиты высоких степеней метаморфизма, Cii – высокомагнезиальные метаультрамафиты (метапироксениты и метаперидотиты), D – метасоматические породы, метабазиты низких степеней метаморфизма, гранулиты и известково-силикатные породы, сформированные при гранулитовой фации метаморфизма ультравысоких температур.

(б, в) – диаграммы Alm–Prp–Grs (б) и Alm–Prp–Sps (в) ([Méres, 2008; Aubrecht и др., 2009], изменено по [Knierzinger et al., 2019]). A – гранаты из пород высокого и сверхвысокого давления, B – гранаты из метаморфических пород эклогитовой и гранулитовой фации, C – гранаты из пород амфиболитовой фации. Переходное поле C₁ включает гранаты из пород метаморфизованных при более высоких уровнях амфиболитовой и гранулитовой фации, тогда как поле C₂ включает гранаты из пород амфиболитовой фации, голубых сланцев, скарнов, серпентинитов и магматических пород. Пронумерованные поля: 1 – ультравысокобарные эклогиты или гранатовые перидотиты, 2 – высокобарные эклогиты и основные гранулиты, 3 – гранулиты кислого и среднего состава, 4 – гнейсы, сформированные в переходных условиях между гранулитовой и амфиболитовой фациями, 5 – амфиболиты, сформированные в переходных условиях между гранулитовой и амфиболитовой фациями, 6 – гнейсы амфиболитовой фации, 7 – амфиболиты.

(г) – распределение выделенных групп граната в пробах. 1 – группа I, 2 – группа II, 3 – подгруппа IIIa, 4 – подгруппа IIIb, 5 – группа IV.

Гранат группы I с включениями циркона, кварца, рутила и ильменита характеризуется достаточно высоким содержанием альмандинового (Alm) и пиропового (Prp) компонентов, более 50 и 20 мол. % соответственно (см. табл. 1, рис. 5).

Железистый гранат группы II характеризуется высоким содержанием альмандинового минала (> 65 мол. %) при невысоком содержании пиропа (< 20 мол. %); кроме того, в большинстве составов повышено содержание спессартинового минала (0.37–8.8 мол. %, среднее 3.6 мол. %, N = 14).

Гранат группы III заметно обогащен гроссуляровым компонентом (Grs > 10%), при высоком содержании альмандинового минала (Alm 40–69 мол. %) и широких вариациях концентрации Mg (Prp 3.8–38 мол. %). В нем содержатся включения циркона, кварца, рутила, ильменита, амфибола, биотита, фосфатов редких земель. Зерна граната группы III по содержанию пиропового компонента можно разделить на две подгруппы: гранат IIIa с Prp > 10 мол. % и гранат IIIb с Prp < 10 мол. %.

Гранат группы IV характеризуется высоким (см. табл. 1) содержанием Mn (Sps > 10 мол. %) и содержит включения кварца, хлорита, пирротина, ильменита, эпидота, галенита, циркона, кальцита.

Гранаты указанных групп присутствуют во всех пробах (см. табл. 1, рис. 5г). В пробе VY10/16 преобладает гранат подгруппы IIIa, а гранаты групп I, II и подгруппы IIIb распределены примерно равномерно. При этом, гранаты групп I и III представлены наиболее трещиноватыми и плохо окатанными зернами, для них характерно замещение карбонатами. Гранат группы IV здесь наименее распространен. Проба VY20/16 примерно в равном количестве содержит гранат групп II, III и IV, с незначительной примесью граната группы I. Состав пробы VY21/16 близок составу пробы VY10/16. Незначительное различие заключается в меньшем содержании граната подгруппы IIIb в пробе VY21/16.

Турмалин

Наиболее разнообразная морфология зерен турмалина зафиксирована в пробе VY10/16. Здесь турмалин представлен округлыми и удлиненноокруглыми концентрически-зональными (реже с полигональной зональностью) нетрещиноватыми или слаботрещиноватыми зернами, размером 0.05–0.1 мм (рис. 6а–6г). Характерны включения кварца, циркона, титаномагнетита, рутила, хлорита. Также наблюдаются сложные включения, представленные агрегатом рутила и кварца, где кварц развивается позднее рутила; в рутиле встречаются включения никельсодержащего пирротина.

Рис. 6. Изображения в обратно рассеянных электронах основных морфологических типов зерен турмалина.

a, б, г – округлые и удлиненно-округлые нетрещиноватые или слаботрещиноватые с концентрической, реже полигональной зональностью зерна из холомолохской свиты (проба VY10/16); в – сильнотрещиноватое зерно турмалина из холомолохской свиты; д, е – среднетрещиноватые, незональные или с полигональной зональностью турмалины из балыктахской свиты (проба VY20/16); ж–и – нетрещиноватые округлые и удлиненно-округлые, пятнисто-зональные зерна из балыктахской свиты (проба VY21/16).

Минеральные включения: Qtz – кварц, Rt – рутил, Zrn – циркон, Ap – апатит, Po – пирротин.

Черные и белые кружки показывают место проведения анализа на сканирующем электронном микроскопе (диаметр пятна 3 мкм). Масштабная линейка – 50 мкм.

В пробе VY20/16 (см. рис. 6д, 6е), по сравнению с пробой VY10/16, зерна турмалина (0.05–0.15 мм) более трещиноватые, незональные или с полигональной зональностью. Форма зерен округлая, округло-удлиненная, реже округло-угловатая. Включения представлены цирконом, кварцем, апатитом, рутилом, пирротином с медью, сульфидами с висмутом, галенитом, титанитом, окислами железа, флогопитом, кальцитом, турмалином более ранней генерации, биотитом.

Турмалин из пробы VY21/16 представлен округлыми, реже округло-удлиненными не трещиноватыми зернами, размер 0.05–0.15 мм. Изображения в обратно рассеянных электронах (см. рис. 6ж–6и) показывают, что для турмалина преимущественно характерна секториальная зональность, либо зональность отсутствует. В части зерен отмечается округлая (скорее всего окатанная) центральная часть, на которую нарастает более поздний турмалин (см. рис. 6з). Можно отметить, что включения кварца и циркона в этом зерне находятся только в позднем турмалине. В других зернах выявлены также включения титанита, рутила, апатита.

Согласно классификации [Henry et al., 2011], изученные турмалины во всех пробах в большинстве относятся к дравиту, ряд составов отвечает шерлу (табл. 2). Железистость турмалинов варьирует от 0.06 до 0.71, содержание Са и доля вакансии в позиции X находятся в пределах 0–0.40 и 0.09–0.43 а.ф. (атомов на формулу). В некоторых составах фиксируется примесь хрома, ванадия и марганца, до 0.03, 0.01 и 0.04 а.ф. соответственно. На треугольных диаграммах в координатах Fe‒Al‒Mg и Fe‒Ca‒Mg [Henry, Guidotti, 1985] большинство составов находится в поле, отвечающем турмалину из низкокальциевых метапелитов и метапсаммитов сосуществующих или нет с глиноземистыми фазами (рис. 7). Часть составов попадает в поля, соответствующие турмалинам из гранитоидов и метасоматитам по ним [Henry, Guidotti, 1985].

Таблица 2. Представительные химические составы (мас. %) турмалина

Примечание. н.п.о – содержание элемента ниже предела обнаружения; Fe²⁺ и Fe³⁺рассчитаны по балансу зарядов.

Рис. 7. Треугольные диаграммы для турмалина по типу материнских пород [по Henry, Guidotti, 1985].

(a) – диаграмма Al‒Al₅₀Fe(tot)₅₀‒Al₅₀Mg₅₀: 1 – богатые Li гранитоиды, пегматиты и аплиты, 2 – бедные Li гранитоиды, пегматиты и аплиты, 3 – гидротермально измененные гранитные породы, 4 – метапелиты и метапсаммиты, 5 – бедные Al метапелиты и метапсаммиты, 6 – богатые Fe³⁺ кварц-турмалиновые породы, кальцисиликатные породы и метапелиты, 7 – низкокальциевые ультрамафиты, 8 – метакарбонаты и метапироксениты.

(б) – диаграмма Ca‒Fe‒Mg: 1 – богатые Li гранитоиды, пегматиты и аплиты, 2 – бедные Li гранитоиды и ассоциирующие им пегматиты и аплиты, 3 – богатые Ca метапелиты, метапсаммиты и кальцисиликатные породы, 4 – бедные Ca метапелиты, метапсаммиты и кварц-турмалиновые породы, 5 – метакарбонаты; 6 – метаультрамафиты.

Шпинель

Шпинель зафиксирована только в пробе VY10/16, отобранной из пород холомолохской свиты. Зерна, как правило, имеют неправильную или удлиненную форму среднюю окатанность, часто трещиноватые. Размер зерен 0.02–0.1 мм. По химическому составу (рис. 8a, 8б) шпинель представлена хромитами и хромистой шпинелью с переменными содержаниями Mg, Fe и Cr (Mg / (Mg + Fe²⁺) = 25−67; Cr / (Cr + Al) = 44−82) [Barnes, Roeder, 2001].

Рис. 8. Состав обломочной шпинели в пробе VY10/16 из холомолохской свиты: треугольная классификационная диаграмма Cr‒Al‒Fe³⁺ [Barnes, Roeder, 2001] (а); комбинированная тектоническая дискриминационная диаграмма #Mg–#Cr (#Mg = Mg / (Mg + Fe²⁺), #Cr = Cr / (Cr + Al) [Dick, Bullen, 1984; Hirose, Kawamoto, 1995; Pober, Faupl, 1988] (б).

N-MORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов.

Морфология и возраст циркона

Исследованы 273 зерна циркона (93 из холомолохской (проба VY10/16) и 178 из балыктахской (пробы VY20/16 и VY21/16) свит). Результаты U–Pb LA-ICP-MS датирования приведены в таблице (табл. 3) и отображены на графиках с конкордией (рис. 9а, 9в, 9д) и на графиках кумулятивных гистограмм с наложенной кривой относительной вероятности (см. рис. 9б, 9г, 9е).

Таблица 3. Результаты U-Pb-Th изотопного LA–ICPMS датирования цирконов

Рис. 9. U-Pb диаграммы с конкордией, показывающие результаты LA-ICP-MS анализа циркона из пород холомолохской (a) и балыктахской (в, д) свит; гистограммы ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастов и относительные вероятности возраста циркона: холомолохская (б) и балыктахская (г, e) свиты.

Гистограммы построены для конкордантных и близко-конкордантных значениях возраста (D = –4–4%, см. табл. 3). На шкале ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастов серыми линиями отмечены проявления циркона предположительно метаморфического генезиса.

Циркон представлен округлыми, реже удлиненно-округлыми и удлиненными зональными и незональными зернами, размером 0.5–0.2 мм (рис. 10). В трех изученных пробах преобладает циркон магматического генезиса, представленный зернами с осцилляторной зональностью (см. рис. 10а, 10г, 10л). Для них характерны высокие Th/U отношения (> 0.1 и достигают 1.7).

Рис. 10. Катодолюминесцентные (КЛ) изображения циркона из холомолохской (a–г) и балыктахской (д–м) свит.

Типы зональности: a, г, л – осцилляторная, б, в, ж, к – “елового дерева”, з – “пламеневидная”, д, и – “футбольного мяча”, е, з, м – бесструктурная.

Пунктирные окружности показывают место проведения LA-ICP-MS анализа (диаметр пятна 30 мкм). Масштабная линейка – 50 мкм.

Среди метаморфических и предположительно метаморфических [Каулина, 2010; Coffu et al., 2003; Hoskin, Black, 2000; Schaltegger et al., 1999; Vavra et al., 1996; Vavra et al., 1999] зерен циркона в изученных пробах диагностируются зерна с “fir-tree” (зональность “елового дерева” (см. рис. 10б, 10в, 10ж, 10к) и “soссer ball” (“футбольный мяч”, см. рис. 10д, 10и) зональностью, а также незональные или пятнистые зерна (см. рис. 10е, 10з, 10м).

Исследование минеральных микровключений в датированных зернах циркона показало, что включения малочисленны и представлены кварцем, биотитом, плагиоклазом и калиевым полевым шпатом, также присутствуют единичные включения мусковита, пирита, шпинели, магнетита и ильменита. Также в трех пробах было диагностировано 11 зерен циркона с повышенным содержанием гафния (1.85–2.19 мас. %, 3 шт. – 792, 823, 881 млн лет; 1 шт. – 1029 млн лет; 5 шт. – 1761, 1824, 1865, 1869, 1898 млн лет; 1 шт. – 2188 млн лет).

В пробе из холомолохской свиты полученные значения возраста отчетливо разделяются на 4 популяции (см. рис. 9б), имеющие максимумы на кривой относительной вероятности: 555 млн лет (поздний неопротерозой – 26% выборки), 845 млн лет (неопротерозой – 45%), 1361 млн лет (ранний мезопротерозой – 12%), 1919 млн лет (средний палеопротерозой – 19%). Также несколько зерен циркона дали возраст 2490 млн лет (ранний палеопротерозой – 2%). Популяция циркона поздненеопротерозойского возраста представлена преимущественно среднеокатанными зернами, с осцилляторной зональностью, а также единичными цирконами с зональностью “елового дерева”. Наиболее представительной по количеству датировок является популяция циркона неопротерозойского возраста (845 млн лет). Зерна отличаются средней–хорошей окатанностью, наряду с концентрической зональностью встречаются незональные зерна, а также с полосчатой и другими типами зональности. Мезопротерозойская популяция морфологически не отличима от циркона неопротерозойского возраста. Палеопротерозойские зерна циркона в пробе из холомолохской свиты показали два значения возраста: 1919 и 2490 млн лет.

В песчаных доломитах балыктахской свиты (проба VY20/16) выделяется 4 популяции циркона (см. рис. 9г) с возрастами: 551 млн лет (поздний неопротерозой – 6%), 893 млн лет (ранний неопротерозой – 17%), 1882 млн лет (средний палеопротерозой – 67%) и 2615 млн лет (неоархей – 10%). В отличие от пород холомолохской свиты, в данной пробе отсутствует циркон позднего неопротерозоя и самого древнего палеопротерозойского возраста. При этом циркон поздненеопротерозойского возраста имеет морфологию, идентичную циркону из холомолохской свиты. Зерна циркона среднего неопротерозоя (893 млн лет) морфологически не отличимы от одновозрастных зерен из пробы VY10/16. Мезопротерозой представлен 5 зернами, имеющими возраст от 1026 до 1295 млн лет. Палеопротерозойская популяция (1882 млн лет) является доминирующей в данной пробе. Зерна, как правило, хорошо окатаны, для них характерна концентрическая зональность, а также распространены незональные зерна. Другие типы зональности имеют подчиненное значение.

Несколько зерен циркона архейского возраста (2615 млн лет) хорошо окатаны, наряду с магматическими среди них присутствуют цирконы метаморфического генезиса (зерна с “fir-tree” и “soссer ball” зональностью).

В пробе VY21/16 цирконы имеют более древние значения возраста (см. рис. 9е). Циркон представлен тремя основными популяциями, имеющими максимумы на кривой относительной вероятности: 805 млн лет (неопротерозой – 17%), 1890 млн лет (средний палеопротерозой – 70%) и 2860 млн лет (архей – 13%). Как и в пробе VY20/16, здесь доминирует циркон палеопротерозойского возраста. Некоторое отличие состоит в преобладании циркона первоначально магматического генезиса с концентрической зональностью. Структуры, характерные для метаморфического циркона, представлены бесструктурными зернами и единичными зернами с “fir-tree” и “soссer ball” зональностью.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Гранат

Состав граната достаточно разнообразен и характеризует различные метаморфические источники сноса (см. рис. 5). Во всех изученных пробах присутствуют все 4 выделенные группы, с преобладанием кальциевого граната группы III (см. табл. 1).

Гранат группы I на диаграмме (см. рис. 5а, 5б) попадает в поле A – осадочных пород, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации, чарнокитов и магматических пород среднего и кислого состава.

Железистый гранат группы II на диаграмме (см. рис. 5а) соответствует гранату из метаосадков амфиболитовой фации метаморфизма или гранату среднекислых магматических пород. Согласно диаграммам (см. рис. 5б, 5в), источником граната могли быть гнейсы амфиболитовой фации метаморфизма и амфиболиты.

Гроссуляровый гранат группы III характеризует метаморфические породы основного состава (см. рис. 5). Гранат с повышенным содержанием магния подгруппы IIIa – самый распространенный тип граната в исследованных пробах. Такой гранат характерен для базитов высоких степеней метаморфизма, включающих высокобарные эклогиты, мафические гранулиты и амфиболиты повышенных температур и давлений (см. рис. 5). Гранат подгруппы IIIb с низким содержанием магния (см. рис. 5б, 5в) может быть связан с метаосадками амфиболитовой фации метаморфизма или амфиболитами [Méres, 2008; Aubrecht et al., 2009].

Гранат группы IV характеризуется высоким (см. табл. 1) содержанием Mn (Sps > 10 мол. %), и на диаграмме (см. рис. 5a) попадает в область граната из метаосадков амфиболитовой фации метаморфизма. Поскольку составы граната группы IV очень богаты спессартиновым компонентом, также можно предположить его образование в среднекислых магматических породах. Согласно диаграммам (см. рис. 5б, 5в), источником граната могут быть кислые или мафические метаморфические породы, кристаллизовавшиеся при PT условиях перехода между гранулитовой и амфиболитовой фациями.

Турмалин

Состав детритного турмалина показывает, что источником материала могли служить гранитоиды и связанные с ними аплиты, пегматиты и метасоматиты по ним (см. рис. 7). В зональном зерне турмалина из пробы VY21/16 состав центральной окатанной части соответствует турмалину из гранитоидов, а краевая – турмалину из метапелитов и метапсамитов. Это позволяет сделать предположение, что сначала эродировались гранитоидные породы, и турмалин из них попадал в глинистые осадки. При метаморфизме последних на окатанные зерна гранитоидного турмалина нарастал новый более магнезиальный метаморфогенный турмалин. В дальнейшем при разрушении метаосадочных пород турмалин накапливался во вновь образованных терригенных породах. Пробы VY10/16 и VY20/16 характеризуются наибольшим разнообразием химического состава турмалинов, часть которых на диаграмме попадает в поля 6 и 7. Источником материала могли являться богатые Fe³⁺ кварц-турмалиновые, известково-силикатные породы и метапелиты.

Циркон

В составе изученных проб преобладают зерна циркона с осцилляторной зональностью и высоким Th/U отношением (> 0.1), что обычно для циркона, кристаллизовавшегося из магматического расплава [Corfu et al., 2003; Rubatto, 2002]. Вместе с цирконом магматического генезиса в пробах регулярно встречается циркон с “fir-tree” (см. рис. 10б, 10в, 10ж, 10к) и “soссer ball” (см. рис. 10д, 10и) зональностью, а также незональные или пятнистые зерна (см. рис. 10е, 10з, 10м), которые можно отнести к циркону метаморфического и предположительно метаморфического генезиса [Каулина, 2010; Coffu et al., 2003; Hoskin, Black, 2000; Schaltegger et al., 1999; Vavra et al., 1996; Vavra et al., 1999].

Возрасты метаморфических и предположительно метаморфических зерен циркона были вынесены на гистограммы возрастов, полученных для каждой пробы (см. рис. 9б, 9г, 9е). Наибольшее количество метаморфических зерен датируются концом палеопротерозоя. Также метаморфические события фиксируются на границе архея и палеопротерозоя, несколько зерен отвечают архею. В совокупности эти данные предполагают, что источником циркона были магматические и метаморфические породы архей-палеопротерозойского фундамента платформы. Несколько зерен, предположительно метаморфических, датируются концом протерозоя и началом палеозоя. Это свидетельствует о том, что источником терригенного материала также могли являться метаморфизованные в раннем палеозое комплексы складчатого обрамления платформы [Макpыгина и др., 2007]. Несмотря на структуру, характерную для циркона из пород метаморфического генезиса, Th/U отношения в исследованных зернах часто превышает принятую величину (< 0.1) для метаморфического циркона (рис. 11). Вероятно, часть их кристаллизовалась при метаморфизме в составе частично расплавленных пород (мигматиты) [Vavra et al., 1996; Rubatto, 2002; Whitehouse, Kamber, 2003].

Рис. 11. Диаграмма соотношения Th/U и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста для изученных зерен циркона.

Линии дискриминации проведены согласно работе [Rubatto, 2002]. На шкале ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастов вертикальной серой заливкой отмечены проявления циркона предположительно метаморфического генезиса.

Возрастной спектр датированных зерен циркона колеблется в пределах от раннего кембрия до архея. Проба из холомолохской свиты (VY10/16) представлена более молодой ассоциацией зерен. Здесь доминируют цирконы неопротерозойского возраста (845 млн лет – 45%). Такие же спектры возрастов определены в пробах из вендских отложений керна скважин, расположенных на северо-востоке Вилюйской синеклизы [Кочнев, Прошенкин, 2013], а также оселковой серии Присаянья [Летникова и др., 2013]. Схожий возраст циркона (пики 890, 780 и 625 млн лет) также зафиксирован в разрезах верхнеленской свиты на юге Сибирской платформы [Gladkochub et al., 2022]. Предполагается, что обогащение проб цирконом неопротерозойского возраста может быть связано с размывом неопротерозойских комплексов, которые располагались к югу от Сибирского кратона [Gladkochub et al., 2022].

В стратиграфически более молодой пробе VY20/16 из балыктахской свиты выделяются 4 основных возрастных пика: 551 млн лет (поздний неопротерозой – 6%), 893 млн лет (неопротерозой – 17%), 1882 млн лет (средний палеопротерозой – 67%) и 2615 млн лет (неоархей – 10%). Практически идентичный набор пиков мы наблюдаем в пробах из одновозрастных пород нижнего ордовика Присаянья [Glorie et al., 2014]: 0.5 млрд лет, 0.6 млрд лет, 0.85–0.75 млрд лет, 1.85–1.7 млрд лет и 2.6–2.5 млрд лет. Авторы работы [Glorie et al., 2014] предполагают, что такой набор зерен циркона получен из пород фундамента Сибирского кратона, так как здесь преобладает циркон палеопротерозойского и архейского возраста.

Основными популяциями циркона для пород балыктахской свиты являются зерна с возрастом 1882 млн лет (средний палеопротерозой – 67%) для пробы VY20/16 и 1890 млн лет (средний палеопротерозой – 70%) в пробе VY21/16. Подобный пик с возрастом 2.0–1.8 млрд лет (52% от общей популяции) зафиксирован в породах фундамента Анабарского выступа в пределах Далдынско-Мархинского террейна [Paquette et al., 2017]. Данный пик подтверждается одновозрастными определениями изотопов Hf и ассоциируется с крупномасштабным тектоническим событием [Розен, 2003; Paquette et al., 2017] окончательной консолидации Сибирского кратона и образования мафических и кислых гранулитов и синхронных с ними гранитоидов. Аналогичные определения возраста также характерны для гранулитов из ксенолитов кимберлитовой трубки Удачная [Koreshkova et al., 2009]. Циркон с возрастом ~1.9 млрд лет также определен из тоналитовых гнейсов, гарцбургитовых и мафических даек Алданского щита [Jahn et al., 1998]. В настоящей работе среди датированных зерен количество зерен циркона с повышенным содержанием гафния незначительно. Преимущественно они имеют палеопротерозойский возраст. Известно, что обогащение Hf характерно для циркона из гранитных пегматитов, особенно на поздних стадиях их кристаллизации [Owen, 1987; Uher, Černý, 1998]. Для юга Сибирской платформы одно из важнейших тектонических событий, связанное с консолидацией Сибирского кратона, фиксируется в интервале ~1.9–1.8 млрд лет назад. Для этого события характерно проявление регионального метаморфизма в условиях гранулитовой и амфиболитовой фации [Sal’nikova et al., 2007; Turkina et al., 2010].

Источники обломочного материала

Состав песчаной обломочной (легкой) компоненты во всех изученных пробах показывает разнообразное происхождение материала [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983]. Обломки представлены магматическими, метаморфическими, метаосадочными, осадочными породами и аутигенными образованиями. Более древняя проба из холомолохской свиты характеризуется наиболее смешанным составом обломочной компоненты и на диаграммах попадает в поле “переработанного орогена” (см. рис. 3б) и в поле “смешанного” типа (см. рис. 3в). Более молодые пробы из балыктахской свиты имеют более зрелый состав песчаного материала и в целом соответствуют “переработанному орогену” (см. рис. 3б, 3в). Источником материала также могла являться внутренняя часть кратона (см. рис. 3в). Согласно используемой модели [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983], полученные результаты показывают 2 основных источника обломочного материала. Главным компонентом в обеих пробах являются продукты разрушения складчатого сооружения орогена, а также осадочные породы, сформированные по ним. Более зрелый состав и меньшее количество литокластов в пробах из балыктахской свиты не исключают поступление части материала из внутренней части кратона. Источником обломочного материала в этом случае могли являться поднятия фундамента внутри бассейна и ассоциирующие осадочные породы.

Тяжелая фракция во всех изученных пробах представлена гранатом, турмалином, цирконом, рутилом, ильменитом и апатитом. В пробе из холомолохской свиты также присутствуют хромшпинелиды; на дискриминационной диаграмме (см. рис. 8б) их состав ложится в поля перидотитов передовых дуг [Dick, Bullen, 1984; Hirose, Kawamoto, 1995; Pober, Faupl, 1988]. Ничтожное (вплоть до полного отсутствия) содержание титана в проанализированных зернах характеризует скорее всего высокую степень деплетированности мантийного источника [Reddy, Evans, 2009]. По наличию хромистой шпинели в пробе VY10/16 и преобладающему неопротерозойскому возрастному пику циркона ~850–900 млн лет, отсутствующему в других пробах, можно предполагать, что разрушались неопротерозойские мафит-ультрамафитовые породы преддугового бассейна.

Присутствие во всех пробах значительного количества неустойчивых акцессорных минералов, таких как гранат, титанит, эпидот и ильменит, показывает близкое расположение основного источника сноса [Гроссгейм, 1984; Morton, Hallsworth, 2007]. В пользу коренного происхождения большинства минералов тяжелой фракции свидетельствует тот факт, что в других частях Сибирской платформы в отложениях ордовика практически полностью отсутствует гранат, в то время как в разрезе р. Вилюй он является одним из основных компонентов тяжелой фракции. В частности, в песчаниках киренско-кудринского горизонта р. Мойеро тяжелая фракция представлена цирконом и турмалином с незначительной примесью других минералов [Zaitsev et al., 2017].

Составы исследованных гранатов свидетельствуют, что весь гранат был получен из метаморфических пород дифференцированного состава (кислые, средние, основные), испытавших метаморфизм средних и высоких степеней (от амфиболитовой и гранулитовой, вплоть до эклогитовой фаций). Преобладание в пробах наименее устойчивого к переносу [Гроссгейм, 1984; Morton, Hallsworth, 2007] гроссулярового граната является свидетельством близкого расположения источника сноса. В качестве такого источника можно предполагать выступ фундамента, в ордовикское время располагавшийся в центральной части Сибирской платформы [Каныгин и др., 2007].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Общей чертой позднекембрийско-раннеордовикского этапа развития морского бассейна на юге Сибирской платформы являлась крайне мелководная глинисто-карбонатная седиментация с неравномерным привносом более крупного обломочного материала [Каныгин и др., 2007; Сухов, 2016]. Минеральный состав песчаной фракции из пород холомолохской и балыктахской свит показывает как общие черты, так и некоторое различие источников терригенного материала. Эти источники были представлены различными магматическими, метаморфическими, метаосадочными и осадочными комплексами [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983]. Вывод подтверждается результатами исследования химического состава граната и турмалина, которое показало, что преобладающим источником этих акцессорных минералов являлись магматические и метаморфические породы среднего и кислого состава, метаосадочные породы амфиболитовой фации и гранулит-амфиболитовые комплексы мафит-ультрамафитового состава.

Результаты датирования циркона из холомолохской и балыктахской свит среднего течения р. Вилюй показали заметное различие в источниках терригенного сноса в позднекембрийское и раннеордовикское время. U-Th-Pb датирование циркона из холомолохской свиты верхнего кембрия выявило преобладание зерен неопротерозойского возраста (~845 млн лет), а также значительное количество более молодых (~550 млн лет) зерен циркона (поздний неопротерозой). Эти результаты отчасти согласуются с другими, ранее опубликованными данными для поздненеопротерозойских и кембрийских образований юга Сибирской платформы [Летникова и др., 2013; Gladkochub et al., 2013, 2022; Kröner et al., 2015; Motova et al., 2024; Turkina et al., 2010]. Так же, как и в холомолохской свите, в них преобладают неопротерозойские цирконы, связываемые с разрушением неопротерозойских террейнов в южном обрамлении Сибирской платформы (рис. 12а). Присутствие в пробах из верхоленской свиты верхнего кембрия единичных зерен циркона раннепротерозойского возраста авторами работы [Gladkochub et al., 2022] объясняется переотложением их из более древних осадочных комплексов. В отличие от верхоленской свиты, в исследованной нами пробе холомолохской свиты содержится 19% циркона палеопротерозойского возраста. Более значительные популяции циркона палеопротерозойского возраста также фиксируются в поздненеопротерозойских (вендских) отложениях юга Сибирской платформы, а также в ее центральной части, севернее изученного района [Кочнев, Прошенкин, 2013; Летникова и др., 2013; Gladkochub et al., 2013]. Анализ минерального состава обломочной компоненты и химического состава отдельных минералов из пород холомолохской свиты свидетельствуют о том, что основным компонентом в ней являются продукты разрушения как коренных комплексов, так и ассоциирующих с ними осадочных образований [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983]. Учитывая присутствие в пробе значительного количества неустойчивых минералов, сложно предполагать их переотложение из более древних осадочных пород. Не исключено существование в позднекембрийское время альтернативного источника сноса, располагавшегося в юго-восточной части платформы (см. рис. 12а).

Рис. 12. Схематические палеогеографические карты Сибирской платформы в позднекембрийское (a) (по [Сухов, 2016] с изменениями) и раннеордовикское, поздненяйское время (б) (по [Каныгин и др., 2007] с изменениями).

1 – граница Сибирской платформы, 2 – крупные реки, 3 – оз. Байкал, 4 – населенные пункты; обстановки осадконакопления и фации: 5 – низкая и высокая суша; 6 – прибрежные песчаные фации, 7 – субаэральные прибрежные обстановки (себха), 8 – доломитовые строматолитовые фации, 9 – мелководно-морские, в том числе приливно-отливные обстановки, 10 – западинно-шельфовые условия, глинисто-карбонатные фации, 11 – границы фациальных зон; 12 – расположение изученного района, 13 – предполагаемое направление сноса терригенного материала: розовые стрелки – верхний кембрий, верхоленское время (по [Gladkochub et al., 2022]), зеленые стрелки – ранний ордовик (по [Glorie et al., 2014]), красные стрелки – настоящая работа.

Для раннеордовикских пород балыктахской свиты основной (около 70%) популяцией являются зерна циркона палеопротерозойского (1880–1890 млн лет) возраста. Неопротерозойская популяция (845–900 млн лет) циркона является второй по значимости, но ее содержание значительно меньше, чем в холомолохской свите (45 и 17% соответственно). Очевидно, что на рубеже кембрия и ордовика произошла смена источника сноса терригенного материала. Наиболее вероятным источником материала для территории Вилюйской синеклизы в раннем ордовике являлся выступ архей-палеопротерозойского фундамента, располагавшийся в центральной части Сибирской платформы и представлявший собой размываемую сушу на протяжении всего ордовика [Каныгин и др., 2007]. Циркон с возрастом 1.8–2.0 млрд лет широко распространен в магматических и метаморфических комплексах фундамента платформы. Такой циркон характерен для пород, распространенных в пределах Мархинского террейна Анабарского выступа [Paquette et al., 2017], а также в пределах Алданского щита [Jahn et al., 1998].

Имеющиеся палеогеографические реконструкции для раннеордовикского времени [Каныгин и др., 2007] показывают, что транспортировка терригенного материала в изученный район из центральной части платформы напрямую маловероятна (см. рис. 12б). Вероятным механизмом поступления обломочного терригенного материала в бассейн являлись вдольбереговые течения [Барабошкин, 2011; Рейнек, Сингх, 1981], что также подтверждается малым размером обломочных частиц, поступавших в бассейн. Невысокое содержание более молодого циркона (~500–900 млн лет) в отложениях балыктахской свиты свидетельствует о слабом влиянии источника сноса, располагавшегося в раннеордовикское время на юго-восточной окраине Сибирской платформы [Gladkochub et al., 2022; Kröner et al., 2015].

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы благодарны Н.Б. Кузнецову, Н.В. Горьковой (ГИН РАН), Е.В. Гусевой, В.О. Япаскурту (Геологический факультет МГУ) за помощь в организации и проведении U-Th-Pb изотопного датирования циркона методом LA-ICP-MS и электронно-микроскопических исследований (соответственно). Ценные замечания по ряду вопросов геологии и геохимии исследованного объекта в разное время были озвучены Б.Г. Покровским (ГИН РАН).

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена за счет средств госбюджета в соответствии с госзаданием ГИН РАН № FMMG-2021-0003 и FMMG-2023-0007. Исследование турмалина выполнено при финансовой поддержке госбюджетной темы МГУ “Минералогическое изучение месторождений Арктической зоны России с целью их комплексного освоения” номер ЦИТИС 121061600049-4.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.

About the authors

A. V. Zaytsev

Author for correspondence.
Email: a.v.zaitsev@bk.ru
Russian Federation, Bldg. 1, 7, Pyzhevsky Lane, Moscow, 119017

K. A. Dokukina

Email: dokukina@mail.ru
Russian Federation, Bldg. 1, 7, Pyzhevsky Lane, Moscow, 119017

I. A. Baksheev

Email: ivan.baksheev@gmail.com
Russian Federation, 1, Leninskie Gory, Moscow, 119991

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Schematic map of Russia with the Siberian Platform boundary (a) and scheme of the middle course of the Vilyui River (b); simplified geological map of the studied area according to [Geological ..., 1960; Geological ..., 1964; Mikhailov and Tesakov, 1972; State ..., 2001] (c); outcrop of the middle part of the Balyktakh Formation on the left bank of the Vilyui River, 4-5 km upstream of the mouth of the Kuranakh River (d); summary stratigraphic column of the Lower Paleozoic sediments of the middle course of the Vilyui River (e). Vilyui, 4-5 km upstream of the mouth of the Kuranakh River (d); a summary stratigraphic column of the Lower Paleozoic sediments of the middle reaches of the Vilyui River (according to [Pokrovskii et al, 2022] with modifications) and their correlation with local (black line, according to [Pokrovsky et al., 2022]) and global (red line, according to [Geologic ..., 2020]) carbon-isotope curves (e). Positive (red) and negative (blue) global carbon-isotope excursions: Tremadocian (TSICE); Lower Middle Ordovician (Dapine) negative excursion (BDNICE); Middle Darryville (MDICE); Guttenbergian (GICE); Hirnantian (HICE). a, b - schemes: 1 - territory of the Siberian Platform, 2 - major rivers, 3 - roads: main (a) and local roads (b), 4 - settlements, 5 - boundaries of the studied area; c - geological map: 6 - Lower-Middle Cambrian, 7 - Upper Cambrian-Lower Ordovician, 8 - Lower Ordovician, 9 - Middle-Upper Ordovician, 10 - Upper Ordovician, Oyusut Formation, 11 - Lower Silurian, 12 - Upper Devonian, 13 - Upper Permian, 14 - Lower Jurassic, 15 - Quaternary sediments, 16 - Traps, 17 - discontinuities: authentic (a) and inferred (b), 18 - water areas (rivers), 19 - number and location of outcrop: VY01 - Kholomolokh Formation, VY02 - Balyktakh Formation; e - lithology: 20 - limestones, 21 - clayey limestones and marls, 22 - dolomitic limestones, 23 - alternation of dolomites, gypsum, limestones, marls and clays, 24 - dolomites, 25 - clays and siltstones, 26 - grey, reddish, clayey and sandy dolomites of the Kholomolokh Formation.

Download (918KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Microphotographs of sandy dolomites of the Kholomolokhskaya (a-c) and Balyktakhskaya (d-i) formations in parallel (a, b, d, e, g, h) and crossed (c, e, i) nicols of the polarisation microscope. Major mineral components: Dol - dolomite, Qtz - quartz, Kfs - potassium feldspar, Fe - iron oxides and hydroxides. Hereinafter mineral indices are given according to [Whitney, Evans, 2010].

Download (940KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Mineral composition of terrigenous sandy admixture of the studied samples on classification diagrams. a - ratio of quartz (Q), feldspars (F) and rock fragments (L) content, according to [Folk, 1980]): 1 - quartzarenites, 2 - subarcoses, 3 - sublitharenites, 4 - arkoses, 5 - litharcoses, 6 - feldspar litharenites, 7 - litharenites; b - ratio of the content of polycrystalline quartz, including quartzites (Qt), feldspars (F) and rock fragments (L), according to [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al, 1983]; c - ratio of monocrystalline quartz (Qm), feldspars (F) and fragments of reworked rocks (Lt), according to [Dickinson, Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983]. 1-3 - origin of clastic material: 1 - continental block, 2 - volcanic arc, 3 - reworked orogen. Numbers (in the figure) indicate the types of drift sources: 1 - intracratonic, 2 - marginal seas, 3 - basement uplifts, 4 - mixed, 5 - quartz reworked, 6 - transitional reworked, 7 - lithic reworked.

Download (563KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Backscattered electron images of the main morphological types of garnet grains from the Kholomolokhskaya (a-d) and Balyktakhskaya (f-m) formations. a - garnet with a border of calcite and dolomite, b-d - fractured grains, f-i - medium-rolled non-zonal, weakly fractured grains, k-m - medium-good-rolled non-zonal or weakly-zoned rounded and elongated-rounded, non-fractured grains. Mineral inclusions: Dol - dolomite, Cal - calcite, Qtz - quartz, Ce, La - phosphates of Ce and La, Rt - rutile, Zrn - zircon, Kfs - potassium feldspar, Chl - chlorite. Black and white circles show the place of analysis on the scanning electron microscope (spot diameter 3 µm). The scale bar is 50 µm.

Download (743KB)

Indexing metadata

6. Fig. 5. Triangular discriminative diagrams (mol %) for the studied garnet. (a) - Alm + Sps-Prp-Grs diagram [Mange, Morton, 2007]: A - granulite facies metapelites, charnokites and igneous rocks of medium acidic composition, B - amphibolite facies metapelites, Bi - igneous rocks of medium acidic composition, Ci - metabasites of high degrees of metamorphism, Cii - high-magnesian meta-ultramafics (metapyroxenites and metaperidotites), D - metasomatic rocks, metabasites of low degrees of metamorphism, granulites and calcareous-silicate rocks formed in granulite facies of ultrahigh temperature metamorphism. (b, c) - diagrams Alm-Prp-Grs (b) and Alm-Prp-Sps (c) ([Méres, 2008; Aubrecht et al., 2009], modified from [Knierzinger et al., 2019]). A - garnets from high and ultrahigh-pressure rocks, B - garnets from metamorphic rocks of eclogite and granulite facies, C - garnets from rocks of amphibolite facies. Transitional field C1 includes garnets from rocks metamorphosed at higher levels of amphibolite and granulite facies, while field C2 includes garnets from rocks of amphibolite facies, blue schists, skarns, serpentinites and igneous rocks. The numbered fields are: 1 - ultra-high-bar eclogites or garnet peridotites, 2 - high-bar eclogites and basic granulites, 3 - granulites of acidic and medium composition, 4 - gneisses formed in transitional conditions between granulite and amphibolite facies, 5 - amphibolites formed in transitional conditions between granulite and amphibolite facies, 6 - gneisses of amphibolite facies, 7 - amphibolites. (d) - distribution of selected garnet groups in samples. 1 - group I, 2 - group II, 3 - subgroup IIIa, 4 - subgroup IIIb, 5 - group IV.

Download (823KB)

Indexing metadata

7. Fig. 6. Backscattered electron images of the main morphological types of tourmaline grains. a, b, d - rounded and elongated-rounded non-cracked or slightly cracked grains with concentric, rarely polygonal zoning from the Kholomolokhsky Formation (sample VY10/16); c - strongly cracked tourmaline grain from the Kholomolokhsky Formation; e, f - medium-cracked, non-zonal or with polygonal zonality tourmalines from the Balyktakh Formation (sample VY20/16); g-and - non-cracked rounded and elongate-rounded, spotty-zonal grains from the Balyktakh Formation (sample VY21/16). Mineral inclusions: Qtz - quartz, Rt - rutile, Zrn - zircon, Ap - apatite, Po - pyrrhotite. Black and white circles show the place of analysis on the scanning electron microscope (spot diameter 3 µm). The scale bar is 50 µm.

Download (633KB)

Indexing metadata

8. Fig. 7. Triangular diagrams for tourmaline by parent rock type [by Henry, Guidotti, 1985]. (a) - Al-Al50Fe(tot)50-Al50Mg50 diagram: 1 - Li-rich granitoids, pegmatites and aplites, 2 - Li-poor granitoids, pegmatites and aplites, 3 - hydrothermally altered granitic rocks, 4 - metapelites and metapsammites, 5 - Al-poor metapelites and metapsamites, 6 - Fe3+-rich quartz-tourmaline rocks, calcisilicate rocks and metapelites, 7 - low-calcium ultramafics, 8 - metacarbonates and metapyroxenites. (b) - Ca-Fe-Mg diagram: 1 - Li-rich granitoids, pegmatites and aplites, 2 - Li-poor granitoids and associated pegmatites and aplites, 3 - Ca-rich metapelites, metapsammites and calcisilicate rocks, 4 - Ca-poor metapelites, metapsammites and quartz-tourmaline rocks, 5 - metacarbonates; 6 - meta-ultramafics.

Download (390KB)

Indexing metadata

9. Fig. 8. Composition of clastic spinel in sample VY10/16 from the Kholomolokh Formation: triangular classification diagram Cr-Al-Fe3+ [Barnes and Roeder, 2001] (a); combined tectonic discrimination diagram #Mg-#Cr (#Mg = Mg / (Mg + Fe2+), #Cr = Cr / (Cr + Al) [Dick and Bullen, 1984; Hirose and Kawamoto, 1995; Pober and Faupl, 1988] (b). N-MORB - normal basalts of mid-ocean ridges.

Download (459KB)

Indexing metadata

10. Fig. 9. U-Pb concordance diagrams showing the results of LA-ICP-MS analysis of zircon from rocks of the Kholomolokh (a) and Balyktakh (c, e) formations; histograms of 207Pb/206Pb ages and relative probabilities of zircon ages: Kholomolokh (b) and Balyktakh (d, e) formations. The histograms are constructed for concordant and near-concordant age values (D = -4-4%, see Table 3). On the scale of 207Pb/206Pb ages, grey lines indicate zircon occurrences of presumably metamorphic genesis.

Download (946KB)

Indexing metadata

11. Fig. 10. Cathodoluminescence (CL) images of zircon from the Kholomolokhskaya (a-d) and Balyktakhskaya (e-m) formations. Zoning types: a, d, l - oscillatory, b, c, g, k - "spruce tree", h - "flame-shaped", e, i - "football", f, h, m - structureless. Dotted circles show the location of LA-ICP-MS analysis (30 μm spot diameter). The scale bar is 50 µm.

Download (822KB)

Indexing metadata

12. Fig. 11. Diagram of Th/U ratio and 207Pb/206Pb ages for the studied zircon grains. Discrimination lines are drawn according to [Rubatto, 2002]. On the scale of 207Pb/206Pb ages, vertical grey fillings indicate zircon occurrences of presumably metamorphic genesis.

Download (385KB)

Indexing metadata

13. Fig. 12. Schematic palaeogeographic maps of the Siberian Platform in the Late Cambrian (a) (according to [Sukhov, 2016] with modifications) and Early Ordovician, Late Jurassic (b) (according to [Kanygin et al., 2007] with modifications). 1 - Siberian platform boundary, 2 - major rivers, 3 - Lake Baikal, 4 - settlements; sedimentation settings and facies: 5 - low and high land; 6 - coastal sand facies, 7 - subaerial coastal settings (sebkha), 8 - dolomite stromatolite facies, 9 - shallow-marine, including tidal settings, 10 - western-shelf conditions, clay-carbonate facies, 11 - boundaries of facies zones; 12 - location of the studied area, 13 - assumed direction of terrigenous material drift: pink arrows - Upper Cambrian, Verkholensk time (according to [Gladkochub et al., 2022]), green arrows - Early Ordovician (according to [Glorie et al., 2014]), red arrows - the present work.

Download (931KB)

Indexing metadata