Gneisses and granitoids of the basement of the Nepa-Botuoba anteclise: constraints for relation of the archean and paleoproterozoic crust in the boundary zone between Tungus superterrane and Magan terrane (South Siberian craton)

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

The paper presents geochemical and geochronological data on gneisses and granitoids from three deep boreholes (Yalykskaya-4, Danilovskaya-532, Srednenepskaya-1) in the basement of the southwestern part of the Nepa-Botuoba anteclise. Based on U-Pb dating of zircon, three stages of granitoid magmatism were identified: ∼2.8, 2.0 and 1.87 Ga. At ca. 2.8 Ga magmatic TTG protolith of biotite-amphibole gneisses (Yalykskaya-4 borehole) were formed, which represent the Mesoarchean crust and experienced thermal effects at the terminal Neoarchean (∼2.53 Ga), typical of the Tungus superterrane of the the Siberian craton. Biotite gneiss-granites (∼2.0 Ga) (Danilovskaya-532 borehole) correlating in age with the granitoids of the basement of the Magan terrane and the Akitkan fold belt, were derived from a metasedimentary source formed by the erosion of mainly rocks of the Paleoproterozoic juvenile crust. The 1.88 Ga A-type granite (Srednenepskaya-1 borehole) correspond to the main stage of post-collision granite magmatism within the South Siberian magmatic belt. The ca.2.8 Ga biotite-amphibole gneisses mark position of the eastern boundary of the Archean crust in the south part of the Tungus superterrane with the area of the Paleoproterozoic juvenile crust, separated by a transitional zone, which intruded by granites having intermediate isotopic characteristics. The isotopic composition of Paleoproterozoic gneisses and granitoids indicates that marginal south part of the Magan terrane bordering with the Tungus superterrane – includes blocks of both Archean and Paleoproterozoic crust showing similarity with the Akitkan fold belt and accretionary orogens. The final amalgamation of the Tungus superterrane with blocks of the eastern part of the Siberian platform basement correspond to milestone of 1.88 billion years.

Full Text

Введение

Сибирский кратон является наиболее крупным и наименее изученным на Евразийском континенте, поскольку большая часть его фундамента перекрыта мощным (2–5 км) мезопротерозойским до нижнемелового чехлом. Ключевыми для понимания его структуры и геологической истории являются вопросы районирования закрытых территорий. Геофизические (магнитные и гравиметрические) данные служили основой для всех предложенных схем строения фундамента и выделения нескольких тектонических провинций: Тунгусской, Анабарской, Оленекской, Алданской и Становой (Rosen et al., 1994; Розен, 2003; Gladkochub et al., 2006; Donskaya, 2020; Priyatkina et al., 2020).

Различаясь в деталях, касающихся границ отдельных провинций, во всех предложенных схемах западная половина Сибирского кратона относится к наиболее крупной Тунгусской провинции (супертеррейну) (рис. 1). Южная ее часть, обнаженная в Шарыжалгайском выступе, до последнего времени служила основным источником информации о геологическом строении и возрасте, слагающих ее комплексов. В рамках современных представлений тектонические провинции фундамента образованы преимущественно архейской корой. Синтез данных по коллизионным орогенам и маркирующим их гранитоидам позволил не только доказать, что формирование кратона завершилось в позднем палеопротерозое (Rosen et al., 1994; Розен, 2003; Gladkochub et al., 2006; Smelov, Timofeev, 2007; Глебовицкий и др., 2008), но и детализировать последовательность процессов сочленения отдельных блоков, происходивших в широком временном диапазоне ∼2.0–1.84 млрд лет (Donskaya, 2020). В пределах обнаженных частей Тунгусского супертеррейна коллизионный метаморфизм, гранитоидный и базитовый магматизм происходили от 1.88 до 1.84 млрд лет (Туркина, Капитонов, 2019; Донская и др., 2014, 2019а), но эти процессы на южном фланге Тунгусского супертеррейна, скорее, маркируют его сочленение с Лаврентией или неизвестными блоками на ранних стадиях образования палеопротерозойского суперконтинента Колумбия (Нуна). Области сочленения архейских террейнов рассматриваются как коллизионные швы (орогены). В ряде случаев это доказано. Например, в обнаженных структурах Анабарского шита Котуйканская и Билляхская шовные зоны маркируются коллизионными гранитоидами и субсинхронным метаморфизмом на рубеже 1.98–1.96 млрд лет, что определяет наиболее ранние процессы сочленения Далдынского террейна с Маганским и Оленекским (Смелов и др., 2012; Гусев и др., 2013).

Граница между Тунгусским супертеррейном и Маганским террейном, относящимся к Анабарской провинции (супертеррейну), – Саяно-Таймырский (Байкало-Таймырский) орогенный пояс (шовная зона), почти полностью скрыта под осадочным чехлом, что порождает спекуляции как о его тектонической природе, так и времени/характере процессов, приведших к его формированию. В. А. Глебовицкий с соавторами (Глебовицкий и др., 2008) рассматривали эту границу как значительный по ширине палеопротерозойский Восточно-Тунгусский складчатый пояс. Существуют и другие точки зрения, трактующие эту зону либо как коллизионный ороген, сформированный при столкновении блоков архейской коры (Розен, 2003; Donskaya, 2020; и т. д.), либо как аккреционный ороген, образованный в результате палеопротерозойских субдукционных процессов (Priyatkina et al., 2020).

С целью приблизится к пониманию структуры и возраста коры зоны сочленения Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна Анабарского супертеррейна были изучены породы фундамента на юго-западе Непско-Ботуобинской антеклизы (рис. 1). В качестве материала для исследования мы использовали керн из трех глубоких скважин. В настоящей работе представлены данные по составу и изотопным параметрам гнейсов и гранитоидов, U-Pb возрасту циркона из этих пород с целью обосновать гетерогенность коры данного региона, представленной как неоархейскими, так и палеопротерозойскими комплексами ювенильной природы, а также предложить новую тектоническую интерпретацию.

 

Рис. 1. Тектоническая схема строения фундамента Сибирской платформы, по (Donskaya, 2020) с изменениями. 1 – супертерейны; 2 – палеопротерозойские орогенные пояса; 3 – выступы фундамента (цифры в кружках): Ал – Алданский, Ст – Становой, О – Оленекский, Ан – Анабарский, К – Канский, С – Саянский, Ш – Шарыжалгайский, Б – Байкальский, Т – Тонодский; 4 – границы Непско-Ботуобинской антеклизы (НБА); 5 – район расположения изученных скважин (контур рис. 2); 6 – положение скважин в Тунгусском супертеррейне и Маганском террейне: 1 – Унга-Хасынская-2980, 2 – Мегеляхская-2441, 3 – Сюльдюкарская-10-1, 4 – Среднеботуобинская-1, по (Ларичев и др., 2022). Расположение скважин Кулиндинская-1 и Ереминская-101 по (Самсонов и др., 2022), скв. Могдинская-6 по (Попов и др., 2015).

 

Аналитические методики

Содержания главных элементов в породах определены в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ЦКП МИИ СО РАН, г. Новосибирск) рентгенофлюоресцентным методом на спектрометре ARL-9900 XL. Содержание редких элементов в трех реперных образцах (Ял-4, Дн-532 и Сн-1) определены в ЦКП МИИ СО РАН методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000AT+ по методике (Николаева и др., 2008). На стадии химической подготовки образцов использовали сплавление с особо чистым метаборатом лития при 1050°С в платиновых тиглях с последующим растворением полученного сплава в разбавленной азотной кислоте. Для обеспечения стабильности полученного раствора поддерживали общую кислотность на уровне 5% HNO3 и добавляли следовые количества HF, что необходимо для корректного определения высокозарядных элементов. Сплавление при высокой температуре обеспечивает разложение практически всех наиболее трудновскрываемых минералов, которые могут быть концентраторами редкоземельных и высокозарядных элементов, а повышение кислотности и добавки HF в качестве комплексообразователя стабилизируют эти растворы и минимизируют потери высокозарядных элементов, которые могут происходить в результате гидролиза при низкой кислотности. Пределы обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов составляют от 0.005 до 0.1 г/т; точность анализа – в среднем 2–5 отн. %.

Определение содержаний редких и редкоземельных элементов для семи образцов (36, 38, 42, 43, 44, 107, 126 в табл. 1) выполнено методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) в ЦКП “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН (г. Иркутск) на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7900 (Agilent Technologies Inc., США). Концентрации элементов в образцах рассчитаны относительно международных стандартов BHVO-2, BCR-2, G-2, GSP-2. Химическое разложение проб для ICP-MS анализа проведено методом сплавления с метаборатом лития по методике (Panteeva et al., 2003), что позволило достичь полного растворения всех минералов. Ошибка определения содержаний редких и редкоземельных элементов методом ICP-MS составляла ≤5%. Для остальных образцов определение редких и высокозарядных элементов выполнено в Томском региональном центре коллективного пользования Национального исследовательского Томского государственного университета (ТРЦКП НИ ТГУ, г. Томск) методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500cx (Agilent Technologies Inc., США). Пробы переведены в раствор методом кислотного разложения с использованием смеси HF и HNO3 в микроволновой системе Millistone Start D. В качестве внутреннего стандарта использован In (Internal Standard, Inorganic Ventures, США) и внешнего стандарта – СГ-4 (ГСО 10135–2012). Пределы обнаружения составляют 0.005–0.1 г/т. Данная методика не обеспечивает полного растворения циркона, поэтому концентрации Zr и Hf не приведены в табл. 1.

 

Таблица 1. Содержание главных (мас. %) и редких (г/т) элементов в гнейсах и гранитоидах фундамента Непско-Ботуобинской антеклизы

Компоненты

1

2

3

4

5

6

7

8

9

Ял-4

42

43

44

Дн-532

32

33

35

36

SiO2

68.44

73.40

72.54

72.58

73.25

68.06

68.06

72.62

72.86

TiO2

0.35

0.32

0.31

0.29

0.29

0.28

0.28

0.31

0.31

Al2O3

15.40

13.52

13.80

13.93

12.50

18.10

18.10

14.53

14.16

Fe2O3*

3.73

3.01

3.01

2.88

3.99

3.78

3.78

3.62

3.56

MnO

0.05

0.03

0.03

0.03

0.04

0.01

0.01

0.03

0.02

MgO

1.10

1.17

1.40

1.67

0.76

1.26

1.26

0.70

0.73

CaO

2.98

2.95

2.87

2.40

0.72

2.25

2.25

2.15

1.71

Na2O

4.24

3.74

3.74

3.59

1.47

0.35

0.35

1.91

1.82

K2O

2.48

1.77

2.21

2.55

5.96

5.76

5.76

3.92

4.66

P2O5

0.10

0.10

0.10

0.09

0.09

0.15

0.15

0.21

0.16

П.п.п.

0.51

1.08

2.64

1.15

0.59

3.71

3.71

0.77

0.64

Сумма

99.46

99.43

99.53

99.70

99.77

99.60

99.60

99.46

99.51

Th

10.7

13.7

17.6

5.5

16.6

11.3

19.3

16.8

22.9

U

0.41

1.6

0.9

0.9

4.0

2.4

8.0

14.5

14.1

Rb

66

61

62

62

193

182

190

220

236

Ba

538

172

279

387

624

404

428

380

520

Sr

317

359

300

281

69

203

77

69

89

La

30

29.0

34.6

17.2

29

30.3

37.9

27.9

33.8

Ce

55

53.9

62.5

32.5

64

57.5

74.4

55.3

71.1

Pr

5.6

5.3

6.0

3.5

7.4

6.8

9.0

6.6

7.8

Nd

17.4

20.3

20.9

13.0

27

27.9

37.0

27.4

29.6

Sm

2.7

3.0

2.7

2.9

5.6

5.9

8.1

6.8

6.3

Eu

0.58

0.70

0.69

0.80

0.80

0.86

0.83

0.75

0.98

Gd

2.4

2.41

2.29

1.88

4.9

4.04

6.04

5.33

5.68

Tb

0.31

0.39

0.28

0.26

0.78

0.59

0.91

0.92

0.82

Dy

1.75

1.94

1.33

1.50

4.4

2.58

3.67

4.06

3.83

Ho

0.35

0.35

0.26

0.30

0.82

0.45

0.60

0.68

0.63

Er

0.99

0.97

0.66

0.82

2.4

1.10

1.33

1.50

1.54

Tm

0.14

0.15

0.09

0.11

0.39

0.14

0.16

0.19

0.21

Yb

0.88

1.0

0.62

0.73

2.5

1.06

1.17

1.24

1.26

Lu

0.13

0.15

0.10

0.12

0.38

0.15

0.13

0.14

0.19

Zr

122

146

122

149

158

93

–

–

123

Hf

3.2

4.4

3.3

4.8

4.9

3.0

–

–

4.3

Ta

0.25

0.42

0.21

0.47

0.93

0.54

1.02

0.91

0.73

Nb

4.1

5.8

4.2

4.7

8.5

7.8

13.0

12.4

7.5

Y

9.8

9.2

6.3

6.9

25

12.7

16.5

20.7

19.7

Cr

51

46

36

33

80

11

21

39

34

Ni

22

20

10

12

12

12

9.4

85

10

Co

7.4

11

5

7

5.0

3.4

4.4

6.0

4

V

35

41

39

33

15.5

11

13.4

18

12

(La/Yb)n

6.9

19.5

37.8

15.8

7.8

19.4

21.8

15.1

18.1

Eu/Eu*

0.68

0.77

0.83

0.98

0.45

0.51

0.35

0.37

0.49

Компоненты

10

11

12

13

14

15

16

17

18

37

38

Сн-1

107

108

123

124

125

126

SiO2

70.52

69.95

72.42

71.09

68.46

72.62

74.09

66.54

68.83

TiO2

0.22

0.33

0.27

0.25

0.33

0.27

0.23

0.35

0.33

Al2O3

16.69

16.07

13.22

14.49

16.00

15.02

13.37

18.25

17.64

Fe2O3*

2.52

3.31

3.53

2.92

3.09

3.07

2.79

4.10

3.07

MnO

0.02

0.02

0.04

0.02

0.04

0.03

0.03

0.04

0.03

MgO

0.55

0.71

0.34

0.59

0.41

0.74

0.59

1.04

0.71

CaO

2.38

2.32

1.34

1.80

1.57

1.51

1.33

1.64

1.65

Na2O

2.63

2.52

3.12

2.70

3.52

3.52

3.16

3.98

4.05

K2O

4.36

4.63

5.18

6.08

6.47

3.15

4.35

3.95

3.58

P2O5

0.10

0.12

0.06

0.07

0.10

0.08

0.06

0.09

0.09

П.п.п.

0.58

0.60

0.34

0.59

0.41

0.40

0.92

0.34

0.48

Сумма

99.45

99.11

99.99

99.71

99.16

99.24

99.23

99.21

99.60

Th

18.7

11.9

54

68.1

60.1

67.6

65.4

65.7

118.0

U

6.3

4.2

10.0

13.1

9.7

11.5

11.1

12.2

18.4

Rb

217

259

211

236

250

240

237

239

279

Ba

556

583

687

761

784

660

590

679

799

Sr

78

140

100

164

124

113

104

107

118

La

33.0

27.5

82

93.4

103.5

97.3

84.6

94.0

130.7

Ce

67.9

49.4

153

175.2

178

167

144

162

239.8

Pr

7.7

5.4

15.8

17.9

18.1

17.1

14.6

16.5

24.0

Nd

30.9

19.2

50

60.7

61.1

58.7

50.0

57.2

83.8

Sm

6.9

3.8

7.3

9.0

8.8

8.8

7.7

8.9

10.4

Eu

0.68

1.21

0.62

1.07

0.80

0.87

0.71

0.95

1.28

Gd

5.15

3.81

5.0

6.05

6.78

6.40

5.65

6.51

7.37

Tb

0.80

0.56

0.62

0.77

0.79

0.74

0.66

0.77

1.00

Dy

3.30

3.05

2.9

4.21

3.43

2.97

2.73

3.29

4.83

Ho

0.53

0.58

0.60

0.74

0.66

0.58

0.54

0.65

0.92

Er

1.16

1.48

1.58

2.01

1.98

1.72

1.57

1.87

2.66

Tm

0.15

0.19

0.23

0.30

0.28

0.25

0.22

0.26

0.44

Yb

0.98

1.28

1.50

2.34

2.18

1.95

1.73

2.06

2.85

Lu

0.11

0.17

0.22

0.35

0.28

0.26

0.24

0.27

0.40

Zr

-

61

188

206

—

193

150

156

257

Hf

-

2.1

5.7

7.4

 

5.4

4.2

4.5

9.1

Ta

0.72

0.58

1.19

1.98

0.75

1.42

1.22

1.28

1.66

Nb

9.0

3.9

15.5

17.9

21.0

18.6

17.0

18.7

20.1

Y

16.4

15.3

16.3

15.8

19.2

16.9

15.4

18.2

19.4

Cr

34

41

66

36

9

39

49

48

31

Ni

56

13

4

9

8

2

3

5

10

Co

5.4

6

2.9

2

2.4

2.5

2.6

3.3

2

V

20

13

10

7

13

10

9

13

11

(La/Yb)n

22.7

14.5

36.9

26.9

32.1

33.7

32.9

30.7

30.9

Eu/Eu*

0.33

0.96

0.30

0.42

0.30

0.34

0.32

0.36

0.43

Примечание. 1–4 – биотит-амфиболовые гнейсы (скв. Ялтыкская-4), 5–11 – биотитовые гнейсограниты (скв. Даниловская-532), 12–18 – биотитовые граниты (скв. Средненепская-1). Прочерк – нет данных.

 

Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd проведено методом TIMS на мультиколлекторном термоионизационном масс-спектрометре двойной фокусировки TRITON Plus в ЦКП “Геоаналитик” Института геологии и геохимии им. академика А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской академии наук (ИГГ УрО РАН, г. Екатеринбург) в статическом режиме по методике, описанной в работе (Аникина и др., 2018). Холостое внутрилабораторное загрязнение составило 0.07 нг для Sm и 0.4 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ± 1% (2σ), изотопных отношений 147Sm/144Nd ± 0.3% (2σ), 143Nd/144Nd ± 0.003% (2σ). Измеренные значения 143Nd/144Nd нормализованы к 148Nd/144Nd = 0.241572. Оценка качества измерений контролировалась по изотопному стандарту JNdi-1, за период исследования средневзвешенное значение (N =16) 143Nd/144Nd составило 0.512109 ± 6 (2σ). Значения величины εNd определены относительно CHUR (147Sm/144Nd = 0.1967, 143Nd/144Nd = 0.512638) (Jacobsen, Wasserburg, 1984).

U-Pb датирование цирконов из трех образцов (Ял-4, Дн-532, Сн-1) проводилось на масс-спектрометре высокого разрешения с индуктивно связанной плазмой Element XR (Thermo Finnigan) с использованием лазерной абляции UP-213 (New Wave Research) на основе ультрафиолетового Nd: YAG лазера с длиной волны 213 нм (LA-ICP-MS) (ЦКП МИИ СО РАН, г. Новосибирск). Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для получения максимальной интенсивности сигнала 208Pb при минимальном значении 248ThO+/232Th+ (менее 2%), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполнялись по изотопам 206Pb, 207Pb, 208Pb, 232Th, 235U, 238U. Съемка проводилась в режиме E-scan. Детектирование сигналов проводилось в режиме счета (counting) для всех изотопов, кроме 238U (аналоговый режим). Диаметр лазерного луча составлял 25 мкм, частота повторения импульсов 6 Гц и плотность энергии лазерного излучения примерно 3.5 Дж/см2. Данные масс-спектрометрических измерений обрабатывались с помощью программы “Glitter” (Griffin et al., 2008). U-Pb изотопные отношения нормализованы на соответствующие значения изотопных отношений стандартных цирконов TEMORA-2 и Plešovice (Slama et al., 2008). Возраст стандартных образцов циркона в сессии измерений составляет: 91500–1053.3 ± 8.4 млн лет и 1055 ± 11 млн лет; Plešovice – 338.3 ± 2.7 и 337.2 ± 3.2 млн лет. Погрешность единичных анализов (отношений и возрастов) приведена на уровне 1σ, погрешность вычисленных возрастов и пересечений с конкордией – на уровне 2σ.

Для двух образцов (NK-M-2, NK-M-3) датирование цирконов U-Pb методом проводилось на эксимерной системе лазерной абляции Analyte Excite 193 нм (Teledyne CETAC Technologies (США)), совмещенной с масс-спектрометром с индуктивно связанной плазмой AGILENT 7900 (Agilent Technologies, США). Исследования были выполнены на оборудовании ТРЦКП НИ ТГУ. Концентрация элементов в пробе определялась посредством градуировки с использованием элементных стандартов – NIST-610 и NIST-612 (Pearce et al., 2007). Для избежания матричного эффекта в качестве стандартных образцов использовался циркон с хорошо определенным уран-свинцовым отношением: 91500, Temora II, GJ-1 (Wiedenbeck, 1995; Black et al., 2004; Jackson et al., 2004). Возраст стандартного образца циркона 91500 в сессии измерений составил 1062.6 ± 3.7 млн лет. Полученные данные обрабатывались с использованием программного продукта Igor Pro с надстройкой Iolite. Погрешность анализов (отношений и возрастов) приведена на уровне 2σ. Построение графиков с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT 3.00 (Ludwig, 2012).

Результаты исследования

Геологическое положение скважин и петрографическая характеристика гранитоидов

Район исследования представляет фундамент крайней юго-западной части Непско-Ботуобинской антиклизы (рис. 1). Согласно схеме (Rosen et al., 1994), эта область охватывает структуры Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна Алданского супертеррейна. Эта же область отвечает Восточно-Тунгусскому складчатому поясу (2.1–1.9 млрд лет) в тектонической схеме В. А. Глебовицкого с соавторами (Глебовицкий и др., 2008). На геологической схеме строения фундамента в скважинах Ялыкская-4 (Ял-4) и Средненепская-1 (Сн-1) вскрыты архейские комплексы Тунгусского супертеррейна, тогда как скважина Даниловская-532 (Дн-532), расположенная к востоку на правобережье р. Нижняя Тунгуска, находится среди пород Маганского террейна (рис. 1). На карте тектонического районирования фундамента (Гришин, Сурков, 1979) изученная область на западе представлена позднеархейской корой, а на востоке – палеопротерозойской (рис. 2). Породы из трех скважин представлены гнейсами и гранитоидами, которые резко различаются по степени деформации и текстурно-структурным признакам.

 

Рис. 2. Геологическое положение изученных скважин на фрагменте карты тектонического районирования фундамента Сибирской платформы (Гришин, Сурков, 1979). 1 – раннепротерозойские комплексы, 2 – позднеархейские комплексы, переработанные в раннем протерозое, 3 – архейские комплексы, 4 – интрузивные гранитоиды, 5 – интрузивные основные и ультраосновные породы, 6 – глубинные разломы, разграничивающие разновозрастные тектонические структуры, 7 – изученные скважины: Ялтыкская-4 (Ял-4), Средненепская-1 (Сн-1), Даниловская-532 (Дн-532).

 

Наибольшей степенью деформации и гнейсовидностью обладают породы из скв. Ял-4, вскрытые в интервале 3368–3376 м. Макроскопически они представляют собой тонко- до грубополосчатых гнейсы (рис. 3а). Их текстура определяется чередованием полос, сложенных преимущественно кварцем и полевым шпатом, и полос, обогащенных биотитом и амфиболом. Структура пород нематогранобластовая и гнейсовидная без отчетливого идиоморфизма плагиоклаза. Среди полевых шпатов преобладает плагиоклаз (до 40%), содержание микроклина не превышает 10–15% (рис. 4а). Темноцветные минералы распределены крайне неоднородно, образуя гнездообразные скопления и шлиры, подчеркивающие гнейсовидность породы. Преобладающим является темно-зеленый амфибол (10–15%), который замещается вторичным ярко-зеленым амфиболом. Биотит, составляющий 5–10%, замещается хлоритом. Акцессорными минералами являются доминирующие апатит, длиннопризматический циркон и редко встречающийся сфен.

 

Рис. 3. Фотографии керна гнейсов и гранитоидов из скважин. (а) – биотит-амфиболовый гнейс (скв. Ял-4), (б, в) – биотитовые гнейсограниты (скв. Дн-532: (б) – гнейсограниты с “овоидными” обособлениями полевых шпатов (нижняя часть разреза), (в) – гнейсограниты с катакластической текстурой (верхняя часть), отделенные зоной срыва.

 

Рис. 4. Микрофотографии гнейсов и гранитоидов: (а) – биотит-амфиболовый гнейс (скв. Ял-4), (б) – гнейсограниты с “овоидными” обособлениями полевых шпатов (скв. Дн-532), (в) – гранат-биотитовый шлир в гнейсограните; (г) – биотитовый гранит (скв. Сн-1), при скрещенных николях. Масштабная линейка одинакова для всех фото (а–г).

 

Породы из скв. Дн-532 в интервале 2498–2516 м это неравномернозернистые в различной степени деформированные и катаклазированные гнейсограниты. По текстурным признакам среди них можно выделить две разновидности (рис. 3б, 3в). В нижней части интервала (>2511 м) для гнейсогранитов характерны крупные овальные или неправильной формы обособления полевых шпатов (плагиоклаз и микроклин), размер отдельных зерен достигает 1 × 2 см, их обтекают шлировидные выделения биотита, содержание которого составляет 10–15% (рис. 3б, 4б). Крупные зерна плагиоклаза и микроклина субидиоморфны. К шлировидным выделениям биотита приурочены единичные зерна граната (рис. 4в). Зерна граната массивные без включений имеют округлую форму. В основной массе одни участки сложены кварцем и мелкими чешуями биотита, другие – полевыми шпатами, кварцем и биотитом. Структура основной массы гранобластовая. В верхней части интервала, отделенной субпаллельными зонами срыва, распространены более однородные биотитовые гнейсограниты с катакластической текстурой и гипидиоморфнозернистой до гранобластовой структурой, которые также содержат зерна граната (рис. 3в). В целом как текстура, так и структура гнейсогранитов обусловлена деформациями и катаклазом. Акцессорные минералы этих пород включают крупные и мелкие зерна циркона, последние образуют многочисленные включения в биотите, и неправильной формы зерна апатита.

В скв. Сн-1 в интервале 2706–2715 м вскрыты серые и розоватые биотитовые порфировидные среднезернистые граниты с массивной текстурой и гипидиоморфнозернистой структурой, которые лишены следов деформации (рис. 4г). Они сложены микроклином, плагиоклазом и кварцем примерно в равных пропорциях. Крупные порфировые выделения образованы микроклин-пертитом часто сдвойникованным, его содержание варьирует от 25 до 35%, тогда как в основной массе преобладает плагиоклаз. Содержание биотита, который равномерно распределен в породе, составляет 10–15%. К биотиту приурочены зерна галенита. Акцессорные минералы – это апатит, циркон и сфен.

U-Pb возраст циркона из гнейсов и гранитоидов

Датирование циркона было выполнено для трех типов пород, представленных в скважинах Ял-4, Дн-532 и Сн-1, результаты приведены в табл. 2 и 3.

 

Таблица 2. U-Pb изотопные данные и возраст циркона из гнейса и гранитоидов фундамента Непско-Ботуобинской антеклизы

Точка

U,

ppm

232Th

238U

206Pb,

ppm

Возраст, млн лет

D, %

207Pb*

206Pb*

1σ

207Pb*

235U

1σ

206Pb*

238U

1σ

Rho

206Pb

238U

207Pb

206Pb

Гнейс, обр. Ял-4

1

206

0.44

109

2744 ± 28

2794 ± 32

1.9

0.1962

0.0039

14.3253

0.1916

0.5305

0.0067

0.95

2

238

0.35

127

2757 ± 28

2794 ± 32

1.3

0.1961

0.0039

14.4072

0.1922

0.5337

0.0068

0.95

3

155

0.47

83

2758 ± 29

2763 ± 32

0.2

0.1925

0.0038

14.1456

0.1909

0.5338

0.0068

0.94

4

396

0.16

191

2537 ± 27

2688 ± 32

6.0

0.1839

0.0036

12.2082

0.1622

0.4823

0.0061

0.95

5

448

0.57

245

2812 ± 29

2804 ± 32

–0.3

0.1972

0.0039

14.8512

0.1971

0.5469

0.0069

0.95

6

373

0.15

197

2735 ± 28

2706 ± 32

–1.1

0.1859

0.0037

13.5233

0.1796

0.5285

0.0067

0.95

7

323

0.36

153

2496 ± 26

2671 ± 32

7.0

0.1820

0.0036

11.8436

0.1582

0.4727

0.0060

0.95

8

353

0.37

193

2811 ± 29

2768 ± 32

–1.5

0.1931

0.0038

14.5273

0.1936

0.5466

0.0069

0.95

9

456

0.63

251

2826 ± 29

2772 ± 32

–1.9

0.1935

0.0038

14.6565

0.1946

0.5502

0.0070

0.95

10

268

0.57

124

2451 ± 26

2502 ± 33

2.1

0.1644

0.0032

10.4704

0.1407

0.4625

0.0059

0.94

11

191

0.43

102

2761 ± 29

2790 ± 32

1.0

0.1956

0.0039

14.3969

0.1941

0.5347

0.0068

0.94

12

544

0.21

282

2691 ± 26

2714 ± 32

0.9

0.1868

0.0037

13.3274

0.1773

0.5182

0.0066

0.95

13

264

0.42

143

2787 ± 29

2799 ± 32

0.4

0.1967

0.0039

14.6458

0.1965

0.5408

0.0069

0.95

14

241

0.37

129

2753 ± 28

2805 ± 32

1.9

0.1974

0.0039

14.4788

0.1946

0.5328

0.0068

0.95

15

371

0.14

179

2543 ± 27

2729 ± 32

7.3

0.1885

0.0037

12.5545

0.1683

0.4837

0.0061

0.95

16

293

0.13

105

1981 ± 22

2553 ± 33

28.9

0.1696

0.0034

8.4000

0.1139

0.3598

0.0046

0.94

17

315

0.43

153

2552 ± 27

2563 ± 33

0.4

0.1706

0.0034

11.4080

0.1536

0.4858

0.0062

0.94

18

159

0.38

80

2634 ± 28

2801 ± 32

6.3

0.1969

0.0039

13.6860

0.1865

0.5048

0.0065

0.94

19

270

0.46

125

2460 ± 26

2545 ± 33

3.5

0.1688

0.0033

10.7927

0.1463

0.4646

0.0059

0.94

20

417

0.58

230

2832 ± 29

2788 ± 32

–1.6

0.1954

0.0039

14.8404

0.1998

0.5518

0.0070

0.94

21

432

0.08

224

2689 ± 28

2734 ± 32

1.7

0.1890

0.0037

13.4704

0.1818

0.5176

0.0066

0.94

22

178

0.27

94

2729 ± 29

2774 ± 32

1.7

0.1938

0.0039

14.0618

0.1928

0.5271

0.0068

0.93

23

230

0.39

121

2727 ± 28

2798 ± 32

2.6

0.1966

0.0039

14.2517

0.1944

0.5266

0.0067

0.94

27

314

0.37

152

2544 ± 27

2539 ± 33

–0.2

0.1681

0.0033

11.1940

0.1525

0.4838

0.0062

0.94

28

224

0.50

126

2866 ± 30

2791 ± 32

–2.6

0.1958

0.0039

15.0920

0.2059

0.5600

0.0072

0.94

29

269

0.31

135

2622 ± 28

2695 ± 32

2.8

0.1847

0.0037

12.7616

0.1744

0.5019

0.0064

0.93

30

391

0.55

206

2731 ± 28

2792 ± 32

2.2

0.1958

0.0039

14.2230

0.1935

0.5275

0.0067

0.94

31

263

0.33

126

2527 ± 27

2631 ± 33

4.1

0.1776

0.0035

11.7327

0.1613

0.4798

0.0061

0.93

32

378

0.83

197

2707 ± 28

2773 ± 32

2.4

0.1936

0.0038

13.9045

0.1899

0.5217

0.0067

0.93

33

415

0.21

201

2553 ± 27

2603 ± 33

2.0

0.1747

0.0035

11.6847

0.1606

0.4859

0.0062

0.93

34

250

0.23

131

2720 ± 28

2724 ± 32

0.1

0.1879

0.0038

13.5788

0.1886

0.5250

0.0067

0.92

35

141

0.41

72

2652 ± 28

2789 ± 32

5.2

0.1955

0.0039

13.6990

0.1928

0.5089

0.0066

0.92

36

205

0.78

110

2769 ± 29

2777 ± 32

0.3

0.1940

0.0039

14.3322

0.1999

0.5365

0.0069

0.92

37

258

0.43

139

2776 ± 29

2799 ± 32

0.8

0.1966

0.0039

14.5736

0.2023

0.5383

0.0069

0.92

38

103

0.29

48

2473 ± 27

2660 ± 33

7.6

0.1808

0.0037

11.6428

0.1676

0.4677

0.0061

0.91

39

206

0.38

108

2713 ± 29

2744 ± 33

1.2

0.1902

0.0038

13.7006

0.1925

0.5232

0.0067

0.92

40

220

0.41

117

2752 ± 29

2740 ± 33

–0.4

0.1897

0.0038

13.9099

0.1949

0.5325

0.0069

0.92

41

337

0.17

145

2310 ± 25

2670 ± 33

15.6

0.1819

0.0036

10.7892

0.1509

0.4308

0.0055

0.92

42

396

0.23

193

2555 ± 27

2690 ± 33

5.3

0.1840

0.0037

12.3248

0.1722

0.4865

0.0062

0.92

43

433

0.30

221

2662 ± 28

2676 ± 33

0.5

0.1825

0.0037

12.8454

0.1807

0.5113

0.0066

0.91

44

161

0.68

85

2723 ± 29

2759 ± 33

1.3

0.1920

0.0039

13.8948

0.1997

0.5257

0.0068

0.90

45

316

0.30

162

2666 ± 28

2645 ± 33

–0.8

0.1791

0.0036

12.6322

0.1791

0.5122

0.0066

0.91

46

257

0.26

137

2759 ± 29

2751 ± 33

–0.3

0.1910

0.0039

14.0435

0.2000

0.5342

0.0069

0.91

47

424

0.64

214

2638 ± 28

2787 ± 33

5.7

0.1953

0.0039

13.5964

0.1929

0.5057

0.0065

0.91

48

311

0.41

163

2722 ± 29

2736 ± 33

0.5

0.1893

0.0038

13.6985

0.1959

0.5255

0.0068

0.90

50

257

0.45

132

2667 ± 28

2770 ± 33

3.9

0.1932

0.0039

13.6292

0.1959

0.5124

0.0066

0.90

Гнейсогранит, обр. Дн-532

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

35

619

0.05

197

2023 ± 30

2003 ± 45

–1.0

0.1232

0.0032

6.2545

0.1186

0.3687

0.0063

0.91

37

352

0.42

109

1977 ± 29

2029 ± 45

2.6

0.1250

0.0032

6.1758

0.1156

0.3589

0.0061

0.91

38

522

0.28

164

1998 ± 29

2006 ± 44

0.4

0.1234

0.0031

6.1711

0.1145

0.3633

0.0062

0.92

39

456

0.11

142

1976 ± 29

2017 ± 45

2.1

0.1242

0.0032

6.1309

0.1141

0.3587

0.0061

0.92

40

688

0.12

227

2077 ± 30

2019 ± 44

–2.8

0.1243

0.0032

6.5067

0.1199

0.3802

0.0065

0.92

44

367

0.58

107

1865 ± 28

1963 ± 45

5.2

0.1204

0.0031

5.5638

0.1045

0.3356

0.0057

0.91

45

619

0.16

196

2009 ± 29

1998 ± 45

–0.5

0.1229

0.0031

6.1827

0.1148

0.3656

0.0062

0.92

47

413

0.42

133

2041 ± 30

2014 ± 45

–1.3

0.1240

0.0032

6.3546

0.1192

0.3724

0.0064

0.91

50

563

0.17

185

2076 ± 30

2022 ± 45

–2.6

0.1245

0.0032

6.5137

0.1227

0.3800

0.0065

0.91

51

619

0.11

196

2010 ± 29

2029 ± 45

0.9

0.1250

0.0032

6.2999

0.1176

0.3660

0.0062

0.91

52

870

0.09

276

2015 ± 29

1964 ± 45

–2.6

0.1205

0.0031

6.0884

0.1140

0.3670

0.0063

0.91

54

575

0.53

183

2023 ± 30

1993 ± 45

–1.5

0.1225

0.0031

6.2173

0.1168

0.3687

0.0063

0.91

58

226

0.31

68

1928 ± 29

2013 ± 46

4.4

0.1239

0.0032

5.9424

0.1157

0.3485

0.0060

0.88

67

196

0.24

59

1934 ± 29

2009 ± 46

3.9

0.1236

0.0032

5.9545

0.1157

0.3499

0.0060

0.88

73

313

0.42

98

1993 ± 29

2017 ± 46

1.2

0.1242

0.0033

6.1927

0.1206

0.3623

0.0062

0.88

75

272

0.36

85

1987 ± 29

1995 ± 46

0.4

0.1227

0.0032

6.0953

0.1183

0.3610

0.0062

0.88

78

289

0.38

94

2052 ± 30

1995 ± 46

–2.8

0.1227

0.0032

6.3283

0.1245

0.3748

0.0064

0.87

84

235

0.48

74

2009 ± 30

1999 ± 47

–0.5

0.1229

0.0033

6.1884

0.1244

0.3657

0.0063

0.86

85

201

0.65

63

2005 ± 30

2069 ± 46

3.2

0.1279

0.0034

6.4224

0.1287

0.3649

0.0063

0.86

87

389

0.23

108

1792 ± 27

1987 ± 46

10.9

0.1221

0.0032

5.3876

0.1055

0.3205

0.0055

0.87

29*

391

0.44

136

1927 ± 21

2007 ± 36

4

0.1235

0.0025

5.9211

0.0842

0.3483

0.0044

0.88

26*

554

0.09

196

1951 ± 21

2032 ± 36

4

0.1252

0.0025

6.0919

0.0846

0.3534

0.0044

0.89

28*

429

0.27

151

1950 ± 21

2046 ± 36

5

0.1262

0.0026

6.1383

0.0867

0.3533

0.0044

0.88

Гранит, обр. Сн-1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1

555

0.89

116

1399 ± 22

2118 ± 44

51.4

0.1315

0.0034

4.3888

0.0826

0.2424

0.0042

0.92

3

686

0.47

203

1894 ± 28

1917 ± 45

1.2

0.1174

0.0030

5.5200

0.1025

0.3416

0.0059

0.93

4

640

0.40

187

1878 ± 28

1955 ± 45

4.1

0.1199

0.0031

5.5851

0.1056

0.3383

0.0058

0.91

6

186

0.88

55

1881 ± 29

1891 ± 47

0.5

0.1157

0.0031

5.3990

0.1069

0.3389

0.0059

0.88

9

262

1.21

76

1869 ± 28

1907 ± 46

2.0

0.1167

0.0031

5.4058

0.1061

0.3364

0.0059

0.89

11

436

0.53

130

1905 ± 28

1871 ± 45

–1.8

0.1144

0.0029

5.4148

0.1019

0.3438

0.0059

0.92

12

477

0.50

141

1895 ± 28

1864 ± 46

–1.6

0.1140

0.0029

5.3611

0.1016

0.3417

0.0059

0.91

13

165

1.05

48

1866 ± 28

1889 ± 47

1.3

0.1156

0.0031

5.3413

0.1076

0.3356

0.0059

0.87

14

536

1.32

159

1899 ± 28

1897 ± 45

–0.1

0.1161

0.0030

5.4764

0.1018

0.3427

0.0059

0.92

15

533

0.93

141

1721 ± 26

1996 ± 45

16.0

0.1227

0.0032

5.1680

0.0994

0.3060

0.0053

0.90

17

560

0.31

167

1904 ± 28

1897 ± 45

–0.4

0.1161

0.0030

5.4888

0.1022

0.3435

0.0059

0.92

18

607

1.45

179

1890 ± 28

1883 ± 45

–0.4

0.1152

0.0029

5.4036

0.1002

0.3408

0.0058

0.92

19

473

0.86

138

1870 ± 28

1929 ± 45

3.2

0.1182

0.0030

5.4743

0.1022

0.3365

0.0058

0.92

20

308

0.70

83

1745 ± 26

2288 ± 44

31.1

0.1450

0.0037

6.2063

0.1176

0.3110

0.0054

0.91

23

1638

0.58

429

1704 ± 26

1775 ± 45

4.2

0.1085

0.0027

4.5215

0.0827

0.3026

0.0052

0.93

24

1390

0.32

377

1755 ± 26

1752 ± 45

–0.2

0.1072

0.0027

4.6162

0.0844

0.3129

0.0053

0.93

26

132

0.88

38

1867 ± 29

1856 ± 48

–0.6

0.1135

0.0031

5.2492

0.1085

0.3359

0.0059

0.86

27

186

0.93

54

1855 ± 28

1924 ± 46

3.7

0.1179

0.0031

5.4099

0.1059

0.3334

0.0058

0.89

8*

369

0.45

122

1835 ± 19

1847 ± 35

1

0.1129

0.0022

5.1186

0.0647

0.3292

0.0039

0.93

27*

246

0.61

82

1854 ± 19

1880 ± 36

1

0.1150

0.0024

5.2766

0.0722

0.3332

0.0040

0.88

34*

255

0.90

84

1834 ± 19

1873 ± 37

2

0.1145

0.0024

5.1897

0.0735

0.3291

0.0040

0.86

Примечание. Ошибки приведены 1σ. Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений 207Pb*/235U и 206Pb*/238U. D, % – дискордантность рассчитана по уравнению D = 100 × ((206Pb/207Pb age/206Pb/238U age) – 1).

 

Таблица 3. U-Pb изотопные данные и возраст циркона для гнейсогранитов фундамента Непско-Ботуобинской антеклизы

Точка

206Pb,

ppm

U,

ppm

Th,

ppm

232Th

238U

Возраст, млн лет

D, %

207Pb*

206Pb*

2σ

207Pb*

235U

2σ

206Pb*

238U

2σ

Rho

206Pb

238U

207Pb

206Pb

Гнейсогранит, обр. NK-M-2 (глубина 2501,28 м)

3

78

599

86

0.142

1391 ± 106

1900 ± 116

37

0.1188

6.475

3.3728

10.921

0.2060

8.795

0.81

5

73

886

88

0.091

1425 ± 65

1903 ± 89

34

0.1189

4.979

3.6214

7.111

0.2210

5.077

0.71

26

46

951

56

0.058

1429 ± 65

1927 ± 82

35

0.1201

4.606

3.6414

6.871

0.2200

5.099

0.74

31

174

712

221

0.304

1513 ± 99

1877 ± 70

24

0.1163

3.913

4.1513

7.707

0.2590

6.639

0.86

33

41

518

44

0.083

1407 ± 60

1939 ± 55

38

0.1194

3.097

3.5544

5.659

0.2160

4.736

0.84

40

95

832

166

0.194

1420 ± 40

1892 ± 43

33

0.1160

2.376

3.4899

3.973

0.2183

3.184

0.80

46

33

1239

65

0.052

1330 ± 88

1842 ± 100

38

0.1151

5.564

3.2677

9.218

0.2060

7.350

0.80

50

111

568

268

0.444

1422 ± 95

1860 ± 104

31

0.1162

5.767

3.7474

9.001

0.2340

6.910

0.77

53

56

254

62

0.244

1398 ± 49

1908 ± 67

36

0.1192

3.743

3.5501

5.391

0.2161

3.879

0.72

56

63

1970

106

0.054

1285 ± 40

1809 ± 35

41

0.1111

1.904

2.8127

4.141

0.1837

3.677

0.89

60

59

690

73

0.100

1485 ± 82

1910 ± 64

29

0.1173

3.554

3.9122

6.863

0.2420

5.871

0.86

61

55

791

77

0.094

1373 ± 49

1866 ± 38

36

0.1141

2.095

3.4139

4.394

0.2171

3.863

0.88

63

102

614

106

0.160

1422 ± 65

1935 ± 60

36

0.1189

3.349

3.7197

5.975

0.2270

4.948

0.83

64

63

778

89

0.106

1390 ± 49

1886 ± 45

36

0.1164

2.526

3.3544

4.771

0.2091

4.047

0.85

70

74

873

92

0.108

1607 ± 86

1968 ± 65

22

0.1203

3.632

4.7252

6.472

0.2850

5.357

0.83

72

55

625

68

0.097

1617 ± 64

1944 ± 45

20

0.1196

2.546

4.6977

4.731

0.2850

3.987

0.84

73

63

700

68

0.095

1590 ± 145

2010 ± 104

26

0.1263

5.866

4.8042

10.838

0.2760

9.113

0.84

83

51

1760

89

0.050

1250 ± 152

1840 ± 108

47

0.1141

5.957

3.0664

14.638

0.1950

13.371

0.91

87

109

270

116

0.426

1512 ± 58

2014 ± 45

33

0.1248

2.530

4.1314

4.904

0.2402

4.201

0.86

90

100

338

101

0.286

1554 ± 52

2014 ± 44

30

0.1247

2.458

4.3412

4.317

0.2526

3.548

0.82

92

71

459

115

0.223

1840 ± 117

2071 ± 88

13

0.1302

5.016

5.9574

8.135

0.3320

6.404

0.79

94

61

513

68

0.132

1882 ± 49

2004 ± 47

6

0.1238

2.621

5.7891

3.703

0.3393

2.615

0.71

95

95

240

86

0.355

1937 ± 79

1948 ± 73

1

0.1204

4.110

5.8408

5.806

0.3520

4.101

0.71

96

187

798

210

0.263

1327 ± 65

1862 ± 59

40

0.1150

3.286

3.2174

6.416

0.2030

5.510

0.86

98

174

442

165

0.385

1718 ± 70

1908 ± 63

11

0.1169

3.483

4.9299

5.339

0.3060

4.047

0.76

102

48

771

48

0.062

1679 ± 108

1948 ± 85

16

0.1201

4.769

4.9490

8.008

0.2990

6.433

0.80

104

67

625

103

0.169

1414 ± 50

1866 ± 52

32

0.1150

2.875

3.5914

4.797

0.2266

3.839

0.80

112

274

923

359

0.391

1525 ± 47

1897 ± 42

24

0.1171

2.358

4.0798

4.010

0.2528

3.243

0.81

113

296

457

255

0.541

1901 ± 112

1984 ± 70

4

0.1226

3.962

5.8293

7.092

0.3450

5.883

0.83

118

94

402

105

0.258

1542 ± 81

1940 ± 61

26

0.1199

3.403

4.1641

6.591

0.2520

5.645

0.86

121

148

541

227

0.417

1431 ± 44

1837 ± 47

28

0.1131

2.588

3.5788

4.187

0.2296

3.291

0.79

123

27

688

73

0.093

1425 ± 52

1889 ± 46

33

0.1161

2.531

3.5954

4.696

0.2247

3.956

0.84

124

78

350

85

0.238

1669 ± 64

1928 ± 54

16

0.1188

3.032

4.8463

4.899

0.2960

3.848

0.79

Гнейсогранит, обр. NK-M-3 (глубина 2512,00 м)

1

115

489

193

0.366

1446 ± 82

1873 ± 59

30

0.1160

3.261

3.7409

6.887

0.2340

6.066

0.88

13

73

718

74

0.103

1670 ± 75

1994 ± 79

19

0.1240

4.468

5.0585

6.345

0.2960

4.504

0.71

15

48

902

91

0.079

1267 ± 40

1815 ± 37

43

0.1116

2.052

3.0023

4.037

0.1952

3.477

0.86

20

75

731

83

0.112

1424 ± 44

1911 ± 46

34

0.1177

2.581

3.6417

4.236

0.2245

3.359

0.79

25

149

883

180

0.207

1321 ± 36

1833 ± 37

39

0.1128

2.036

3.0905

3.695

0.1988

3.084

0.83

46

34

1358

45

0.033

1375 ± 57

1868 ± 69

36

0.1155

3.855

3.3667

6.003

0.2115

4.602

0.77

51

55

416

53

0.123

1936 ± 55

1984 ± 38

2

0.1220

2.134

5.8983

3.569

0.3508

2.860

0.80

52

69

345

56

0.158

1948 ± 43

2026 ± 38

4

0.1254

2.159

6.1041

3.079

0.3532

2.195

0.71

56

68

488

67

0.141

1850 ± 46

2000 ± 33

8

0.1236

1.834

5.6537

3.099

0.3319

2.499

0.81

Гнейсогранит, обр. NK-M-3 (глубина 2512,00 м)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

58

62

542

79

0.142

1543 ± 32

1954 ± 35

27

0.1205

1.938

4.1717

2.952

0.2512

2.228

0.75

64

76

772

110

0.142

1563 ± 42

1935 ± 43

24

0.1192

2.400

4.5127

3.590

0.2747

2.670

0.74

67

116

1194

171

0.132

1285 ± 56

1882 ± 44

46

0.1158

2.458

3.0817

5.544

0.1931

4.970

0.90

69

151

464

171

0.352

1539 ± 51

2032 ± 43

32

0.1259

2.438

4.3465

4.297

0.2505

3.537

0.82

75

37

764

46

0.060

1445 ± 43

1930 ± 42

34

0.1188

2.330

3.8050

3.937

0.2324

3.174

0.81

82

90

703

189

0.255

1722 ± 47

1997 ± 36

16

0.1234

2.044

5.2160

3.413

0.3067

2.733

0.80

83

68

819

99

0.113

1487 ± 39

1965 ± 36

32

0.1208

2.006

3.9723

3.463

0.2386

2.823

0.82

84

88

676

436

0.633

1628 ± 64

1998 ± 45

23

0.1235

2.552

4.7998

4.768

0.2820

4.027

0.84

87

129

286

133

0.455

1672 ± 40

2019 ± 37

21

0.1251

2.093

5.0085

3.199

0.2905

2.419

0.76

89

117

713

230

0.231

1515 ± 59

1944 ± 65

28

0.1201

3.637

4.0718

5.546

0.2460

4.186

0.75

90

15

82

20

0.231

1373 ± 100

1780 ± 129

30

0.1118

7.137

3.0970

11.111

0.2010

8.517

0.77

99

277

622

305

0.485

1585 ± 70

1958 ± 53

24

0.1206

2.991

4.4710

5.463

0.2690

4.572

0.84

101

212

789

363

0.444

1537 ± 49

1953 ± 39

27

0.1202

2.159

4.2060

3.980

0.2539

3.343

0.84

103

74

810

130

0.138

1407 ± 48

1863 ± 48

32

0.1144

2.644

3.4008

4.663

0.2157

3.841

0.82

105

96

1148

220

0.189

1570 ± 115

1994 ± 74

27

0.1234

4.173

4.5408

8.633

0.2670

7.557

0.88

109

45

549

60

0.109

1546 ± 41

1996 ± 39

29

0.1229

2.194

4.2666

3.590

0.2519

2.842

0.79

110

77

1006

102

0.099

1403 ± 36

1855 ± 38

32

0.1139

2.097

3.3734

3.561

0.2149

2.878

0.81

117

44

713

61

0.084

1409 ± 51

1925 ± 43

37

0.1180

2.420

3.4851

4.714

0.2143

4.045

0.86

121

272

326

258

0.811

1944 ± 49

1984 ± 37

2

0.1225

2.056

5.9512

3.241

0.3525

2.506

0.77

122

136

797

165

0.206

1620 ± 40

1966 ± 50

21

0.1215

2.817

4.4558

3.837

0.2661

2.605

0.68

124

134

616

149

0.245

1450 ± 47

1928 ± 53

33

0.1189

2.950

3.8246

4.537

0.2334

3.447

0.76

130

217

523

263

0.498

1731 ± 102

1974 ± 88

14

0.1224

4.923

5.2125

7.692

0.3090

5.910

0.77

134

91

260

103

0.402

1677 ± 58

1961 ± 45

17

0.1212

2.517

4.9760

4.261

0.2979

3.438

0.81

136

60

616

91

0.142

1567 ± 92

1903 ± 79

21

0.1167

4.400

4.4390

7.346

0.2760

5.883

0.80

137

151

524

297

0.546

1345 ± 55

1863 ± 61

39

0.1149

3.372

3.3507

5.592

0.2116

4.461

0.80

144

71

1009

88

0.086

1419 ± 47

1894 ± 60

33

0.1170

3.317

3.6716

4.841

0.2277

3.526

0.73

147

134

350

146

0.402

1971 ± 69

2012 ± 58

2

0.1258

3.257

6.1895

4.786

0.3570

3.507

0.73

149

71

1062

148

0.112

1499 ± 50

1883 ± 43

26

0.1156

2.383

3.8539

4.295

0.2419

3.574

0.83

Примечание. Ошибки приведены 2σ. Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений 207Pb*/235U и 206Pb*/238U. D, % – дискордантность рассчитана по уравнению D = 100 × ((206Pb/207Pb age/206Pb/238U age) – 1).

 

В гнейсе из образца скв. Ял-4 циркон представлен призматическими кристаллами со слабо развитыми гранями пирамиды размером от 100 до 300 мкм с коэффициентом удлинения Кудл = 1.5–3.0. Полупрозрачные до прозрачных кристаллы имеют светло-коричневую окраску. В катодолюминисцентном изображении (CL) большинство зерен имеет отчетливую осцилляторную зональность, типичную для магматического циркона (рис. 5а). Большинство из 40 проанализированных зерен циркона располагаются вдоль конкордии в диапазоне 2826–2600 млн лет с максимумом на кривой вероятности ∼2780 млн лет. Эти цирконы имеют содержание U = 103–544 ppm и Th/U = 0.14–0.83 (табл. 2). Для 26 зональных в CL зерен циркона с дискордантностью D ≤ 2% средневзвешенный 207Pb/206Pb возраст составляет 2780 ± 12 млн лет (СКВО = 0.37) (рис. 6а, 6б).

 

Рис. 5. Катодолюминисцентное изображение цирконов из гнейсов и гранитоидов. (а) – гнейс (обр. Ял-4), (б) – гнейсогранит (обр. Дн-532), (в) – гранит (обр. Сн-1), (г) – гнейсогранит (обр. NK-M-2), (д) – гнейсогранит (обр. NK-M-3). Цифрами указаны номера точек, также указан 207Pb/206Pb возраст циркона (млн лет).

 

Рис. 6. Диаграммы с конкордией и диаграммы средневзвешенного 207Pb/206Pb возраста для циркона из гнейсов и гранитов. (а, б) – скв. Ялтыкская-4, (в, г) – скв. Средненепская-1.

 

Четыре точки, отвечающие краевым слабо зональным зонам кристаллов или центральным частям, лишенным зональности, с Th/U = 0.13–0.57, U = 268–315 ppm и D ≤ 3.5% дают средневзвешенный возраст 2537 ± 26 млн лет. Одна из оболочек с возрастом 2539 млн лет обрастает зональное ядро с возрастом 2791 млн лет, который близок к таковому основной группы цирконов (рис. 5а, зерно 26). Кривая распределения возраста основной группы цирконов ассиметричная, что позволяет предполагать частичную потерю радиогенного Pb при термальном событии около 2.53 млрд лет. Для 12 призматических кристаллов из основной группы с отчетливой осцилляторной зональностью в CL получен средневзвешенный 207Pb/206Pb возраст 2801 ± 18 млн лет (СКВО = 0.1). Остальные 10 определений имеют промежуточные значения возраста от 2603 до 2695 млн лет и отвечают слабо зональным краевым, а также незональным центральным частям кристаллов. Учитывая их повышенную дискордантность (D = 1–16%) можно полагать, что снижение их возраста связано с частичной потерей радиогенного Pb.

В скв. Дн-532 датирование циркона выполнено для трех образцов, представленных овоидными (обр. Дн-532) и более однородными гнейсогранитами (обр. NK-M-2 и NK-M-3). Амфибол-биотитовый гнейсогранит из обр. Дн-532 содержит длиннопризматический циркон полупрозрачный до прозрачного темно-коричневого цвета. Для определения возраста использованы мелкие (100–300 мкм) и полупрозрачные кристаллы с концентрацией U 196–688 ppm, Th/U = 0.05–0.65 и D ≤5% (табл. 2). В CL-изображении эти цирконы характеризуются низкой светимостью с более светлыми центральными частями и черными краевыми (рис. 5б). Анализировались преимущественно центральные части зерен со слабой осцилляторной зональностью. Для 23 кристаллов циркона средневзвешенный 207Pb/206Pb возраст составляет 2011 ± 18 млн лет (СКВО = 0.29), что аналогично возрасту по верхнему пересечению дискордии с конкордией – 2008 ± 8 млн лет (СКВО= 0.73) (рис. 7а, 7б).

Гнейсогранит (обр. NK-M-2) содержит призматические кристаллы циркона размером 100–300 мкм, нередко трещиноватые и содержащие твердофазные включения. В CL-изображении зерна имеют как слабо выраженную осцилляторную зональность, так и лишены ее (рис. 5г). Цирконы характеризуются содержанием U 240–1970 ppm и нередко пониженным Th 44–359 ppm, результатом является широкий диапазон значений Th/U (0.05–0.54) (табл. 3). Все точки циркона располагаются вдоль дискордии, для 26 зерен возраст по верхнему пересечению дискордии с конкордией составляет 1977 ± 27 млн лет (СКВО = 1.1) (рис. 7в). Оставшиеся три зерна циркона имеют 207Pb/206Pb возраст более 2.0 млрд лет с максимальным значением 2071 млн лет.

В образце гнейсогранита (NK-M-3) кристаллы циркона размером 100–200 мкм в CL-изображении имеют слабо зональную центральную часть, окруженную темной незональной каймой (рис. 5д). Были проанализированы центральные части 37 зерен циркона с содержаниями U 82–1358 ppm и Th 20–436 ppm (табл. 3). Большинство из них имеют типичное для магматического циркона значение Th/U 0.1–0.81, для пяти зерен, обогащенных ураном, Th/U составляет <0.1. На диаграмме с конкордией 33 точки циркона образуют дискордию с верхним пересечением 2017 ± 19 млн лет (СКВО = 1.3) (рис. 7г). Четыре зерна циркона имеют 207Pb/206Pb возраст 1780–1855 млн лет, что, учитывая их высокую D = 30–43%, отражает частичную потерю радиогенного Pb.

 

Рис. 7. Диаграммы с конкордией для циркона из гнейсогранитов скв. Даниловская-532. (а, б) – обр. Дн-532, (в) – обр. NK-M-2, (г) – обр. NK-M-3.

 

В биотитовом граните (обр. Сн-1) циркон представлен дипирамидально призматическими кристаллами полупрозрачными до прозрачных, коричнево-серого цвета. Для большинства крупных цирконов установлено высокое содержание нерадиогенного Pb, что, по-видимому, связано с развитием в этих породах галенита. Для определения возраста использовано 21 зерно полупрозрачного циркона размером 100–200 мкм с Кудл = 1.5–2. Содержание U в цирконах составляет 132–1638 ppm, Th/U = 0.3–1.4 (табл. 2). Многие зерна циркона темные в CL-изображении, вследствие высокого содержания U, другие характеризуются наличием светлых ядер (CL) со слабой выраженной осцилляторной зональностью и темных оболочек (рис. 5в). Светлые 14 зерен циркона (CL) с субконкордантными возрастами (D ≤ 2%) дают средневзвешенный 207Pb/206Pb возраст – 1881 ± 23 млн лет (СКВО = = 0.3) (рис. 6в, 6г). Два наиболее древних значения возраста ∼2.1 и 2.3 млрд лет (D = 31–51%) отвечают незональным ядрам, окруженным темными в CL оболочками (табл. 2, точки 1 и 20). Пять зерен с широкими темными в CL каймами, имеющие 207Pb/206Pb возраст 1917–1955 млн лет, также, вероятно, представляют собой унаследованные ядра. В пользу такой интерпретации свидетельствует наличие широких темных в CL оболочек и снижение возраста (1917 млн лет) в их краевой части. Возраст двух зерен циркона 1752 и 1775 млн лет с высоким содержанием U 1390–1638 ppm, вероятно, связан с частичной потерей радиогенного Pb (рис. 6в).

Геохимия главных и редких элементов и изотопный Nd состав гнейсов и гранитоидов

Гнейсы и гранитоиды из всех скважин имеют сходный диапазон SiO2 67–74 мас. % и по содержанию главных элементов отвечают преимущественно гранитам и лейкогранитам (табл. 1, рис. 8). Наибольшей вариабельностью содержания SiO2 и других петрогенных элементов выделяются гнейсограниты из скв. Дн-532, что связано с их крупнозернистостью и неоднородностью текстуры. Большинство пород принадлежат нормальному ряду щелочности ((Na2O + K2O) = 5.5–8.4 мас. %), тогда как граниты из скв. Сн-1 являются преимущественно субщелочными ((Na2O + K2O) = 6.7–10 мас. %). Все породы являются слабо пералюминиевыми с возрастанием ASI (1.0–1.1) от гнейсов (скв. Ял-4) к гнейсогранитам (скв. Дн-532) и гранитам (скв. Сн-1) (ASI = 1.0–1.3). Биотит-амфиболовые гнейсы из скв. Ял-4 являются низкокалиевыми гранитами (K2O = 1.8–2.5 мас. %) и относятся к магнезиальным по (Frost et al., 2001). Все остальные породы являются преимущественно калиевыми гранитами, гнейсограниты (скв. Дн-532) на диаграмме FeO*/(FeO*+MgO)–SiO2 располагаются вдоль границы магнезиальных и железистых гранитоидов, а граниты из скв. Сн-1 смещены в область железистых разностей (рис. 8а). По соотношению щелочей и CaO (MALI = Na2O + + K2O – CaO) среди изученных пород выделяется ряд от кальциевых гнейсов к щелочно-известковым гнейсогранитам и известково-щелочным гранитам (рис. 8б). Различие в содержании щелочей, прежде всего K2O, сопровождается ростом концентраций Ba и снижением Sr от гнейсов к гнейсогранитам, биотитовые граниты имеют максимальные содержания Ba и Rb при концентрации Sr, близкой к таковой в гнейсогранитах (рис. 8г).

 

Рис. 8. Вариационные диаграммы петрогенных и редких элементов для раннедокембрийских гнейсов и гранитоидов фундамента (НБА). 1 – биотит-амфиболовые гнейсы (скв. Ял-4), 2 – биотитовые гнейсограниты (скв. Дн-532), 3 – биотитовые граниты (скв. Сн-1). Поля гранитоидов: 1 – известковистых, 2 – щелочно-известковистых, 3 – известково-щелочных, 4 – щелочных; Fe – железистых и Mg – магнезиальных по (Frost et al., 2001).

 

Породы из трех изученных скважин отчетливо различаются по концентрациям несовместимых редких элементов: Th, LREE, Nb, Y возрастающих от гнейсов к гнейсогранитам и гранитам (рис. 8в). Если в гнейсах (скв. Ял-4) и гнейсогранитах (скв. Дн-532) их содержание близко к среднему для I- и S-гранитов, то в гранитах (скв. Сн-1) наблюдается резкое обогащение Th, LREE и Nb, близкое к типичным для А-гранитов (Whalen et al., 1987). Различия между тремя типами гранитоидов отчетливо проявлены и по характеру спектров REE (рис. 9). Гнейсы из скв. Ял-4 демонстрируют фракционированные спектры REE ((La/Yb)n = 15–42) со слабой Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.68–0.84). Гнейсограниты (скв. Дн-532) имеют более низкие значения (La/Yb)n = 11–23, но сильнее проявленный Eu-минимум (Eu/Eu* = 0.35–0.83). Варьирующие содержания тяжелых REE и (Gd/Yb)n = = 1.6–4.2 в гнейсогранитах из скв. Дн-532 связаны с неоднородностью распределения в этих породах граната, главного носителя тяжелых лантаноидов. Повышенное значение (La/Yb)n = 31–38 для биотитовых гранитов из скв. Сн-1 обусловлено сильным обогащением легкими REE (La/Sm)n = 6.6–7.4 в сравнении с двумя другими группами пород. Все изученные гранитоиды имеют сходные мультиэлементные спектры с отрицательными аномалиями Ba, Nb, Sr, Ti (рис. 9), эти аномалии наиболее резко проявлены для биотитовых гранитов (скв. Сн-1), что определяет их сходство с А-гранитами (Whalen et al., 1987).

 

Рис. 9. Редкоземельные и мультиэлементные спектры для раннедокембрийских гнейсов и гранитоидов фундамента (НБА). (а, б) – биотит-амфиболовые гнейсы (скв. Ял-4), (в, г) – биотитовые гнейсограниты (скв. Дн-532), (д, е) – биотитовые граниты (скв. Сн-1). ТТГ – средний состав архейских ТТГ-ассоциаций по (Martin, 1994).

 

Изотопный состав Nd определен для гнейсов и гранитоидов из трех скважин (табл. 4, рис. 10). Все эти породы имеют низкое значение 147Sm/144Nd и резко различаются по величине εNd(T) и модельному возрасту. Биотит-амфиболовые гнейсы из скв. Ял-4 имеют εNd(T)= +2.2 и TNd(DM) = 2.9 млрд лет, близкий ко времени их образования. Гнейсогранит из скв. Дн-532 характеризуется εNd(T) = +0.5 и TNd(DM) = 2.4 млрд лет, а биотитовый гранит из скв. Сн-1 – εNd(T) = –4.9 и TNd(DM) = 2.5 млрд лет. Эти изотопные параметры свидетельствует о различных коровых источниках.

 

Таблица 4. Sm-Nd изотопные данные для раннедокембрийских гнейсов и гранитоидов фундамента НБА

№

п/п

Номер образца

T, млн лет

Sm, г/т

Nd, г/т

147Sm/144Nd

143Nd/144Nd

εNd(T)

TNd(DM), млн лет

1

Ял-4

2800

2.9

19.0

0.0938

0.510862 ± 8

2.2

2894

2

Дн-532

2000

8.7

45.0

0.1171

0.511617 ± 5

0.5

2411

3

Сн-1

1880

12.2

87.6

0.0845

0.510995 ± 18

–4.9

2532

 

Рис. 10. Диаграмма εNd(Т)–возраст для раннедокембрийских гнейсов и гранитоидов фундамента (НБА). 1 – гнейс (скв. Ял-4), 2 – гнейсогранит (скв. Дн-532), 3 – гранит (скв. Сн-1).

 

Обсуждение результатов

Источники и происхождение гнейсов и гранитоидов фундамента Непско-Ботуобинской антеклизы

Биотит-амфиболовые гнейсы из скв. Ял-4 по содержанию главных элементов соответствуют известковистым магнезиальным гранитам I-типа. На диаграмме (Laurent et al., 2014), основанной на синтезе данных по составу экспериментально полученных расплавов из различных источников, точки гнейсов располагаются в поле кислых расплавов из базитового источника (рис. 11). По характеру редкоземельных и мультиэлементных спектров они близки типичным архейским породам тоналит-трондьемит-гранодиоритовой серии (ТТГ) (Martin, 1994), отличаясь лишь слабым Eu-минимумом, что может быть связано с фракционированием плагиоклаза при дифференциации исходного расплава (рис. 9). Обеднение тяжелыми REE и высокое значение (La/Yb)n предполагают, согласно экспериментальным данным (Rapp, Watson, 1995), плавление базитового источника с отделением гранатсодержащего рестита при ≥10–15 кбар. Модельный возраст гнейсов TNd(DM) = = 2.9 млрд лет близок ко времени их образования, т. е. гнейсы представляют ювенильную мезоархейскую кору фундамента и маркируют один из этапов роста коры Сибирского кратона.

 

Рис. 11. Диаграмма Al2O3/(FeO*+MgO)–3CaO–5K2O/Na2O для раннедокембрийских гнейсов и гранитоидов фундамента (НБА). 1 – гнейсы (скв. Ял-4), 2 – гнейсограниты (скв. Дн-532), 3 – граниты (скв. Сн-1). Поля источников (Laurent et al., 2014): I – низко- и II – высококалиевых мафических, III – тоналитовых, IV – метаосадочных.

 

Слабо пералюминиевые щелочно-известковые гнейсограниты из скв. Дн-532 содержат единичные зерна граната, что определяет их сходство с гранитами S-типа. Расположение их фигуративных точек на диаграмме (рис. 11) и повышенные значения Rb/Ba = 9 и Rb/Sr = 2.8 свидетельствуют в пользу образования расплава из осадочного источника. Гранат мог образоваться при метаморфизме или при инконгруентном плавлении биотита и, вероятно, был захвачен расплавом. Согласно экспериментальным данным по плавлению пелитовых и граувакковых источников (Vielzeuf, Montel, 1994; Patiño Douce, Harris, 1998), область устойчивости граната ограничена Р ≥ 5–6 кбар, что определяет вероятную глубину генерации гранитного расплава. По изотопным данным (TNd(DM) = 2.4 млрд лет и εNd(Т)= +0.5) источником для гнейсогранитов служили терригенные породы, образовавшиеся при эрозии преимущественно палеопротерозойской коры.

В отличие от гнейсов и гнейсогранитов биотитовые граниты из скв. Сн-1 это преимущественно известково-щелочные и железистые гранитоиды, обогащенные легкими REE, Th, Nb, т. е. сопоставимые с гранитами А-типа. Следует отметить, что в целом в составе Южно-Сибирского пояса среди постколлизионных гранитоидов с возрастом 1.88–1.84 млрд лет доминируют граниты А-типа (Туркина, Капитонов, 2019; Donskaya, Gladkochub, 2021). Формирование гранитов А-типа рассматривается в рамках плавления коровых кварц-полевошпатовых субстратов или плавления/дифференциации мафических источников (Frost, Frost, 2011). Исследованные граниты не имеют повышенных концентраций Ba и Sr, типичных для гранитов А-типа монцонитового ряда, а высокие концентрации легких REE и Th, скорее, свидетельствуют в пользу плавления кварц-полевошпатового источника. Изотопный состав гранитов не отвечает линии эволюции мезоархейской коры (рис. 10), представленной гнейсами, изотопные параметры гранитов (εNd(T) = –5.1 и TNd(DM) = 2.5 млрд лет) предполагают их образование за счет плавления либо неоархейской коры, либо более древнего корового источника при участии ювенильного палеопротерозойского материала.

Возрастные рубежи формирования гнейсов и гранитоидов зоны сочленения Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна

Результаты U-Pb датирования позволяют выделить в фундаменте Непско-Ботуобинской антеклизы три этапа гранитоидного магматизма: ∼2.8, 2.0 и 1.88 млрд лет. К первому этапу относится формирование магматического протолита гнейсов из скв. Ял-4. Как показано выше, цирконы из гнейсов дают ассиметричный пик на кривой вероятности распределения возраста и испытали частичную потерю Pb на рубеже ∼2.53 млрд лет, следовательно наиболее корректной оценкой времени формирования протолита гнейсов служит возраст 12 исследованных наиболее древних кристаллов – 2801 ± 18 млн лет. Расположение точек циркона вдоль конкордии обусловлено малым (∼260 млн лет) интервалом между временем кристаллизации циркона и термальным событием, с которым связано нарушение изотопной системы. Второй этап (∼2.0 млрд лет) представлен образованием гнейсогранитов из скв. Дн-532 с возрастами 2007 ± 4, 2017 ± 19 и 1977 ± 27 млн лет, которые перекрываются в пределах ошибки. С третьим этапом связано образование биотитовых гранитов из скв. Сн-1, имеющих возраст 1884 ± 23 млн лет.

Полученные данные позволяют провести сопоставление выделенных этапов магматизма в фундаменте юго-запада Непско-Ботуобинской антеклизы с магматическими и метаморфическими событиями в Тунгусском супертеррейне и Маганском террейне Анабарского супертеррейна и ограничивающего их с юга Акитканского складчатого пояса (табл. 5). Формирование биотитовых гранитов 1.88 млрд лет назад отвечает главному этапу (1.88–1.84 млрд лет) постколлизионного гранитоидного и базитового магматизма в пределах Южно-Сибирского магматического пояса (ЮСП) (Donskaya, Gladkochub, 2021; Туркина, Изох, 2024). Гранитоиды этого этапа наиболее широко представлены в западной части ЮСП в обнаженных структурах Тунгусского супертеррейна (Шарыжалгайский выступ) (Туркина, Капитонов, 2019), но встречаются также и в Байкальском выступе, который относится к структуре Акитканского складчатого пояса (Donskaya, 2020).

 

Таблица 5. Возраст раннедокембрийских гранитоидных комплексов фундамента Сибирского кратона, зоны сочленения Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна и Акитканского складчатого пояса

Супертеррейн/пояс

Террейн/блок

Комплекс/массив

Порода

Возраст, млн лет

Минерал, метод

Литературный источник

Тунгусский

Непско- Ботуобинский

 

Гранит, A-тип

1884 ± 23

Циркон,

LA-ICP-MS

Настоящая работа

Гнейсогранит, S-тип

2011 ± 18

1977 ± 27

2017 ± 19

Циркон,

LA-ICP-MS

Настоящая работа

Плагиогнейс

2780 ± 12

Циркон,

LA-ICP-MS

Настоящая работа

Анабарский

Маганский

Гранодиорит,

I-тип

2002 ± 16

Циркон,

LA-ICP-MS

Попов и др., 2015

Акитканский

Голоустенский

Еловский массив

Гранит, I-тип

2018 ± 18

Циркон, SHRIMP

Poller et al., 2005

Мигматит- гнейсовая толща

Гранитогнейс

1985 ± 15

Циркон, SHRIMP

Донская и др., 2016

Чуйский

Чуйский комплекс

Гранит, I-тип

2020 ± 12

Циркон,

TIMS

Неймарк и др., 1998

Кутимский комплекс

Гранит, A-тип

2018 ± 16

Циркон, SHRIMP

Донская и др., 2013

Акитканский

Сарминский

 

Плагиогранит

2884 ± 12

Циркон, SHRIMP

Donskaya et al., 2009

Тунгусский

Шарыжалгайский/Иркутный

Гнейс мигматизированный

2858 ± 24

1876 ± 9

Циркон,

LA-ICP-MS

Донская и др., 2019б

 

Реперное значение имеют гнейсограниты с возрастом ∼2.0 млрд лет, поскольку этот этап гранитоидного магматизма ограниченно проявлен в Сибирском кратоне. Гранитоиды с возрастом ∼2.02 млрд лет представлены в Голоустенском и Чуйском блоках Акитканского складчатого пояса, по геохимическим характеристикам они принадлежат преимущественно к I- и реже A-типу (Донская и др., 2013, 2016). Гранодиориты I-типа этого рубежа (∼2.0 млрд лет) установлены также в керне скв. Могдинская-6 (рис. 1) в пределах Маганского террейна (Попов и др., 2015). Гнейсограниты фундамента Непско-Ботуобинской антеклизы с породами Чуйского блока сближает не только близость по времени формирования, но и сходство их изотопного Nd состава, все они характеризуются положительными значениями εNd(T) (+3.5 … +1.3), что свидетельствует о ювенильной изотопной природе их источников. Для гранитов Чуйского блока предполагаются метамагматические базитовые и кварц-полевошпатовые источники (Донская и др., 2013). Изученные нами гнейсограниты образовались из метаосадочного источника, и их наиболее низкое значение εNd(T) = +0.5 позволяет предполагать наряду с палеопротерозойской корой вклад и более древнего, архейского материала в питающей провинции. Более очевиден вклад архейской коры в образование одновозрастных (2.02 млрд лет) гранитов в Голоустенском блоке, поскольку они имеют εNd(T) = –0.9 … –1.8 и TNd(DM) = 2.4–2.5 млрд лет (Донская и др., 2016).

Магматические протолиты биотит-амфиболовых гнейсов (∼2.8 млрд лет) не имеют возрастных аналогов среди пород ТТГ-комплексов Шарыжалгайского выступа, которые формировались в палеоархее (3.40–3.25 млрд лет) (Бибикова и др., 2006; Туркина и др., 2009). Наиболее близки к изученным гнейсам по возрасту плагиограниты (2.88 млрд лет) Сарминского блока Акитканского складчатого пояса (Donskaya et al., 2009), а также биотитовые гнейсы района Листвянки на юго-восточном окончании Тунгусского супертеррейна (Донская и др., 2019). Таким образом, имеющиеся данные показывают, что на юге Тунгусского супертеррейна было проявлено несколько рубежей архейского ТТГ магматизма и формирования континентальной коры.

Наряду с выявленными этапами гранитоидного магматизма, следует отметить проявление тектоно-термального события ∼2.53 млрд лет, с которым связано нарушение изотопной системы циркона из гнейсов в скв. Ял-4. На этом рубеже (2.55–2.53 млрд лет) высокотемпературный метаморфизм и гранитоидный магматизм широко были проявлены в Иркутном и Китойском блоках Шарыжалгайского выступа (Гладкочуб и др., 2005; Туркина, Сухоруков, 2022). Одновозрастные гранитоиды (∼2.56 млрд лет) установлены в фундаменте Байкитской антеклизы на западе, а также в скв. Кулиндинская-1 (рис. 1) в восточной части Тунгусского супертеррейна (Самсонов и др., 2021, 2022). Все эти гранитоиды конца архея рассматриваются как постколлизионные, фиксирующие сочленение архейских блоков и кратонизацию коры Тунгусского супертеррейна.

Структура и этапы формирования коры зоны сочленения Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна

Как отмечалось выше, исследованная область фундамента на большинстве схем (Rosen et al., 1994; Gladkochub et al., 2006; Donskaya, 2020) охватывает область сочленения Тунгусского супертеррейна и Маганского террейна, которая может представлять собой либо относительно узкую шовную зону, либо коллизионный пояс, образованный при столкновении двух раннедокембрийских блоков (например, Восточно-Тунгусский складчатый пояс, 2.1–1.9 млрд лет) (Глебовицкий и др., 2008), либо аккреционный ороген, маркирующий конвергентую границу и сложенный преимущественно палеопротерозойскими породными ассоциациями (Priyatkina et al., 2020). Расположенная на крайнем юго-западе Непско-Ботуобинской антеклизы скв. Ял-4 вскрывает мезоархейские гнейсы, отвечающие по составу типичным для архея ТТГ-комплексам, и, наиболее вероятно, фиксирует распространение архейского фундамента Тунгусского супертеррейна. Далее к северу аналогичная граница маркируется неоархейскими (2.53 млрд лет) гранитами в скв. Кулиндинская-1 (рис. 1), субсинхронными с гранитами Юрубченского массива на западе Тунгусского супертеррейна (Самсонов и др., 2021, 2022). Коллизионные процессы и гранитоидный магматизма конца неоархея (∼2.55 млрд лет) характерны для обнаженного фундамента в Шарыжалгайском выступе (Гладкочуб и др., 2005; Туркина, Сухоруков, 2022). Кроме того, неоархейские (2.60–2.45 млрд лет) детритовые цирконы образуют один из главных максимумов в осадочных отложениях чехла западной части Сибирского кратона (Priyatkina et al., 2020). Таким образом, неоархейские тектоно-магматические процессы являются реперными для Тунгусского супертеррейна в целом. Поскольку данное термальное событие находит отражение в изотопном составе и возрасте краевых зон циркона из гнейсов скв. Ялтыкская-4, это служит веским доказательством принадлежности последних к фундаменту Тунгусского супертеррейна. Обоснованием положения границы Тунгусского супертеррейна в центральной части Сибирского кратона является резкая смена неоархейских гранитов и биотитовых гнейсов с модельным Nd возрастом 2.8–2.9 млрд лет из скв. Кулиндинская-1 гранитогнейсами с TNd(DM) = 2.3–2.4 млрд лет из скв. Ереминская-101, расположенной в 20 км к северо-востоку (Ковач и др., 2000). На юго-западе Непско-Ботуобинской антеклизы распространение палеопротерозойской ювенильной коры маркируют гнейсограниты с возрастом ∼2.0 млрд лет и TNd(DM) = 2.4 млрд лет в скв. Даниловская-532, расположенной примерно в 200 км к северо-востоку от скв. Ялтыкская-4 (рис. 2). Скв. Сн-1 (в 80 км к западу от скв. Дн-532) вскрывает типичные для поздних коллизионных орогенов Сибирского кратона граниты с возрастом 1.88 млрд лет. Поскольку эти граниты имеют промежуточное значение модельного возраста (TNd(DM) = 2.5 млрд лет) между гнейсами и гнейсогранитами, можно предполагать их образование из смешанного архей-палеопротерозойского корового источника. Таким образом, положение скв. Средненепская-1 фиксирует переход от архейского фундамента Тунгусского супертеррейна к блоку или зоне с палеопротерозойской корой. Эта область палеопротерозойской коры может представлять собой как Маганский террейн, так и аккреционный ороген, сформированный в результате предшествующих палеопротерозойских субдукционных процессов.

Возможная интерпретация критически зависит от информации о строении, составе и возрасте пород Маганского террейна Анабарского супертеррейна. В его обнаженной части в пределах Анабарского щита метаграувакки и метавулканиты характеризуются модельным Nd возрастом 2.8–3.1 млрд лет (Розен и др., 2000), что предполагает архейский возраст коры. В центральной части Маганского террейна плагиогранитоиды фундамента, вскрытые в трех глубоких скважинах Мегеляхской-2441, Сюльдюкарской-1001 и Среднеботуобинской-1 (см. рис. 1), имеют возраст от 3.16 до 2.71 млрд лет (Ларичев и др., 2022), что однозначно свидетельствует о доминировании архейской коры. В фундаменте южной и центральной части Непско-Ботуобинского поднятия представлены как парагнейсы с TNd(DM) = 2.3–2.5 млрд лет, так и палеопротерозойские (2.0–1.8 млрд лет) гранитоиды, имеющие TNd(DM) = 2.6–2.7 млрд лет, что интерпретируется как вовлечение архейских блоков в коллизионные процессы при закрытии палеопротерозойского океанического бассейна (Самсонов и др., 2023). На этом основании предполагается, что в южной части Сибирского кратона Таймыро-Байкальский ороген представляет обширную область, близкую к контуру Маганского террейна (Самсонов и др., 2023). Сходная интерпретация Маганского террейна как палеопротерозойского орогенного пояса, разделяющего архейские Тунгусский и Алдано-Анабарский террейны, предполагается и в модели Н. Прияткиной с соавторами (Priyatkina et al., 2020). В отличие от северной части Маганского террейна, образованного архейскими комплексами, в рамках такой интерпретации только его южная часть может рассматриваться как акреционный ороген, включающий как блоки архейской коры, так и океанические/островодужные комплексы новообразованной палеопротерозойской коры. Такая тектоническая структура в южной части Маганского террейна оказывается сходна со строением граничащего с ним Акитканского складчатого пояса, который включает как блоки архейской коры (Donskaya et al., 2009) и сформированные при ее участии палеопротерозойские (1.85–1.88 млрд лет) гранитоиды и кислые вулканиты Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса (Донская и др., 2008), так и комплексы ювенильной палеопротерозойской коры, трассируемые гранитоидами (∼2.0 млрд лет) Чуйского блока (Донская и др., 2013). Очевидно, что требуется более детальная информация по пространственному распространению и соотношению в вертикальном разрезе областей архейской и палеопротерозойской коры, возрасту, составу и геодинамической природе слагающих ее породных ассоциаций для понимания как строения Маганского террейна, так и тектонической природы зоны его сочленения с Тунгусским супертеррейном. Полученные в настоящем исследовании данные позволяют фиксировать восточную границу архейской коры в южной части Тунгусского супертеррейна с областью палеопротерозойской ювенильной коры, разделенных переходной зоной, гранитоиды которой имеют промежуточные изотопные характеристики. Возраст этих гранитоидов свидетельствует о финальной амальгамации Тунгусского супертеррейна с блоками восточной части фундамента Сибирского кратона на рубеже 1.88 млрд лет.

Выводы

В фундаменте юго-западной части Непско-Ботуобинского поднятия проявлено три этапа гранитоидного магматизма: ∼2.8, 2.0 и 1.87 млрд лет. На рубеже ∼2.8 млрд лет формировались магматические ТТГ-протолиты биотит-амфиболовых гнейсов, которые представляют мезоархейскую кору и испытали термальное воздействие в конце неоархея (∼2.53 млрд лет), типичное для Тунгусского супертеррейна. Биотитовые гнейсограниты (∼2.0 млрд лет), коррелирующие по возрасту с гранитоидами фундамента Маганского террейна и Акитканского складчатого пояса, формировались из метаосадочного источника, образованного при эрозии преимущественно пород палеопротерозойской ювенильной коры. Граниты А-типа с возрастом 1.88 млрд лет отвечают главному рубежу постколлизионного гранитообразования в пределах Южно-Сибирского магматического пояса.

Гнейсы с возрастом ∼2.8 млрд лет маркируют положение восточной границы архейской коры в южной части Тунгусского супертеррейна с областью палеопротерозойской ювенильной коры, разделенных переходной зоной, гранитоиды которой имеют промежуточные изотопные характеристики. Изотопный состав палеопротерозойских гранитоидов свидетельствуют о том, что пограничная с Тунгусским супертеррейном область – южная часть Маганского террейна включает блоки как архейской, так и палеопротерозойской коры, что определяет ее сходство с Акитканским складчатым поясом и акреционными орогенами. Финальная амальгамация Тунгусского супертеррейна с блоками восточной части фундамента Сибирской платформы отвечает рубежу 1.88 млрд лет.

Благодарности. Авторы благодарят С.Н. Руднева, а также сотрудников ЦКП МИИ (г. Новосибирск) И.В. Николаеву, С.В. Палесского, Д.В. Семенову, А.В. Карпова, Н.Г. Карманову, выполнивших аналитические работы и подготовку циркона для исследования. Также благодарны А.В. Самсонову за внимательное прочтение рукописи и ценные замечания.

Источники финансирования. Геохимические и изотопные исследования выполнены при поддержке Российского научного фонда (грант № 23-17-00196). Обобщение данных по раннедокембрийскому гранитоидному магматизму проведено по государственному заданию ИГМ СО РАН (№ 122041400044-2).

×

About the authors

О. М. Turkina

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: turkina@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

A. V. Plyusnin

Tyumen State University

Email: turkina@igm.nsc.ru
Russian Federation, Tyumen

Т. V. Donskaya

Institute of the Earth’s Crust, Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Email: turkina@igm.nsc.ru
Russian Federation, Irkutsk

I. О. Afonin

National Research Tomsk State University

Email: turkina@igm.nsc.ru
Russian Federation, Tomsk

S. S. Sanin

Tyumen Industrial University

Email: turkina@igm.nsc.ru
Russian Federation, Tyumen

References

  1. Аникина Е.В., Малич К.Н., Белоусова Е.А. и др. U-Pb возраст и Hf-Nd-Sr изотопная систематика жильных пород Волковского массива (Средний Урал, Россия) // Геохимия. 2018. № 3. С. 209–221.
  2. Бибикова Е.В., Туpкина О.М., Киpнозова Т.И., Фугзан М.М. Дpевнейшие плагиогнейcы Онотcкого блока Шаpыжалгайcкого выcтупа: изотопная геоxpонология // Геоxимия. 2006. № 3. С. 347‒352.
  3. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов А.М. и др. Возраст и геодинамическая интерпретация гранитоидов китойского комплекса (юг Сибирского кратона) // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 11. С. 1139‒1150.
  4. Глебовицкий В.А., Хильтова В.Я., Козаков И.К. Тектоническое строение Сибирского кратона: интерпретация геолого-геофизических, геохронологических и изотопно-геохимических данных // Геотектоника. 2008. № 1. С. 12–26.
  5. Гришин М.П., Сурков В.С. Карта тектонического районирования фундамента Сибирской платформы, масштаб: 1:5000000. 1979. https://www.geokniga.org/maps/16746
  6. Гусев Н.И., Руденко В.Е., Бережная Н.Г. и др. Изотопно-геохимические особенности и возраст (SHRIMP II) метаморфических и магматических пород в Котуйкан-Монхолинской зоне Анабарского щита // Региональная геология и металлогения. 2013. № 54. С. 49‒59.
  7. Донская Т.В., Бибикова Е.В., Гладкочуб Д.П. и др. Петрогенезис и возраст вулканитов кислого состава Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса, Сибирский кратон // Петрология. 2008. Т. 16. № 5. С. 452‒479.
  8. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М. и др. Палеопротерозойские гранитоиды чуйского и кутимского комплексов (юг Сибирского кратона): петрогенезис и геодинамическая природа // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 3. С. 371‒389.
  9. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Вингейт М.Т.Д. Раннепротерозойские постколлизионные гранитоиды Бирюсинского блока Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2014. Т. 55. № 7. С. 1028‒1043.
  10. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М., Лепехина Е.Н. Возраст и источники палеопротерозойских дометаморфических гранитоидов Голоустенского блока Сибирского кратона: геодинамические следствия // Петрология. 2016. Т. 24. № 6. С. 587‒606.
  11. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М. и др. Саяно-Бирюсинский вулканоплутонический пояс (южная часть Сибирского кратона): возраст и петрогенезис // Геология и геофизика. 2019а. Т. 60. № 1. С. 18‒40.
  12. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов А.М. и др. Становление структуры южной – юго-западной части Сибирского кратона в раннем протерозое // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2019б. Вып. 17. С. 86‒87.
  13. Ковач В.П., Котов А.Б., Смелов А.П. и др. Этапы формирования континентальной коры погребенного фундамента восточной части Сибирской платформы: Sm-Nd изотопные данные // Петрология. 2000. Т. 8. № 4. С. 394–408.
  14. Ларичев А.И., Видик С.В., Сергеев С.А., Осадчий И.В. Петрографическая характеристика и возраст пород Алдано-Анабарского блока фундамента Сибирской платформы по данным изучения керна глубоких скважин // Региональная геология и металлогения. 2022. № 92. С. 28‒40.
  15. Николаева И.В., Палесский С.В., Козьменко О.А., Аношин Г.Н. Определение редкоземельных и высокозарядных элементов в стандартных геологических образцах методом масс-спектрометрии с индукционно-связанной плазмой // Геохимия. 2008. № 10. С. 1085–1091.
  16. Попов Н.В., Сафонова И.Ю., Постников А.А. и др. Палеопротерозойские гранитоиды из фундамента центральной части Сибирской платформы (скважина Могдинская-6): U-Pb возраст и состав // Докл. АН. 2015. Т. 461. № 5. С. 558‒562.
  17. Розен О.М. Сибирский кратон: тектоническое районирование, вопросы эволюции // Геотектоника. 2003. № 3. С. 1‒19.
  18. Розен О.М., Журавлев Д.З., Суханов М.К. и др. Изотопно-геохимические и возрастные характеристики раннепротерозойских террейнов, коллизионных зон и связанных с ними анортозитов на северо-востоке Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 2. С. 163‒180.
  19. Самсонов А.В., Постников А.В., Спиридонов В.А. и др. Неоархейские гранитоиды на западе Тунгусского супертеррейна, фундамент Сибирской платформы: геохронология, петрология, тектоническое значение // Петрология. 2021. Т. 29. № 5. С. 451–477.
  20. Самсонов А.В., Ерофеева К.Г., Ларионова Ю.О. и др. Восточная окраина неоархейского Тунгусского террейна: данные по скважинам в центральной части Сибирской платформы // Петрология. 2022. Т. 30. № 6. С. 663‒676.
  21. Самсонов А.В., Ерофеева К.Г., Постников А.В. и др. Палеопротерозойский Таймыро-Байкальский ороген в южной части Сибирского кратона: границы, состав и история формирования по изучению керна скважин // Тектоника и геодинамика земной коры и мантии: фундаментальные проблемы-2023. Материалы LIV Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2023. Т. 2. С. 168‒171.
  22. Смелов А.П., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Возраст и продолжительность формирования Билляхской зоны тектонического меланжа, Анабарский щит // Петрология. 2012. Т. 20. № 3. С. 315‒330.
  23. Туркина О.М., Изох А.Э. Гетерогенная субконтинентальная литосферная мантия под южным флангом Сибирского кратона: свидетельства по составу палеопротерозойских мафических ассоциаций // Геология и геофизика. 2024. https://doi.org/10.15372/GiG2023124
  24. Туркина О.М., Капитонов И.Н. Источники палеопротерозойских коллизионных гранитоидов (Шарыжалгайский выступ, юго-запад Сибирского кратона): от литосферной мантии до верхней коры // Геология и геофизика. 2019. Т. 60. № 4. С. 489‒513.
  25. Туркина О.М., Сухоруков В.П. Раннедокембрийский гранитоидный магматизм Китойского блока и этапы коллизионных событий на юга-западе Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 5. С. 745‒763.
  26. Туркина О.М., Бережная Н.Г., Ларионов А.Н. и др. Палеоархейский тоналит-трондьемитовый комплекс северо-западной части Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона: результаты U-Pb и Sm-Nd исследования // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 1 С. 21‒37.
  27. Black L.P., Kamo S.L., Foudoulis C. Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of a trace element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards // Chemical Geol. 2004. V. 205. P. 115–140.
  28. Donskaya T.V. Assembly of the Siberian Craton: constraints from Paleoproterozoic granitoids // Precambr. Res. 2020. V. 348. 105869.
  29. Donskaya T.V., Gladkochub D.P. Post-collisional magmatism of 1.88–1.84 Ga in the southern Siberian Craton: An overview // Precambr. Res. 2021. V. 367. 106447.
  30. Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Pisarevsky S.A. et al. Discovery of Archaean crust within the Akitkan orogenic belt of the Siberian craton: new insight into its architecture and history // Precambr. Res. 2009. V. 170. P. 61‒72.
  31. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J. et al. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033‒2048.
  32. Frost C.D., Frost B.R. On ferroan (A-type) granitoids: their compositional variability and modes of origin // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 39‒53.
  33. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis // Eds. J.M. Hanchar, P.W.O. Hoskin. Zircon. Rev. Mineral. Geochem. Washington, D.C. Mineral. Soc. Amer. 2003. V. 53. P. 27–62.
  34. Gladkochub D.P., Pisarevsky S.A., Donskaya T.V. et al. Siberian Craton and its evolution in terms of Rodinia hypothesis // Episodes. 2006. V. 29. № 3. P. 169–174.
  35. Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O’Reilly S.Y. GLITTER: Data reduction software for laser ablation ICP-MS // Ed. P. Sylvester. Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current practices and outstanding issues: Mineralogical Association of Canada, Short Course Series. 2008. V. 40. P. 307‒311.
  36. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137–150.
  37. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology // Chemical Geol. 2004. V. 21. P. 47–69.
  38. Laurent O., Martin H., Moyen J.F., Doucelance R. The diversity and evolution of late-Archean granitoids: Evidence for the onset of “modern-style” plate tectonics between 3.0 and 2.5 Ga // Lithos. 2014. V. 205. P. 208‒235.
  39. Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. California. Berkeley. 2012. P. 1‒70.
  40. Martin H. Archean grey gneisses and the genesis of continental crust // Archean crustal evolution. Amsterdam: Elsevier, 1994. P. 205‒259.
  41. 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. https://doi.org/10.1016/S0584-8547(02)00151-9
  42. Patiño Douce A.E., Harris N. Experimental constrains on Himalayan anatexis // J. Petrol. 1998. V. 39. P. 689‒710.
  43. Pearce N.J.G., Perkins W.T., Westgate J.A. et al. A compilation of new and published major and trace element data for NIST SRM 610 and NIST SRM 612 glass reference materials // Geostandards Newsletter. 2007. V. 21. P. 115–144.
  44. Poller U., Gladkochub D., Donskaya T. et al. Multistage magmatic and metamorphic evolution in the Southern Siberian craton: Archean and Paleoproterozoic zircon ages revealed by SHRIMP and TIMS // Precambr. Res. 2005. V. 136. P. 353‒368.
  45. Priyatkina N., Ernst R.E., Khudoley A.K. A preliminary reassessment of the Siberian cratonic basement with new U Pb-Hf detrital zircon data // Precambr. Res. 2020. V. 340. 105645.
  46. Rapp R.P., Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8–32 kbar: implications for continental growth and crust–mantle recycling // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 891‒931.
  47. Rosen O.M., Condie K.C., Natapov L.M., Nozhkin A.D. Archean and Early Proterozoic evolution of the Siberian craton: a preliminary assessment // Archean crustal evolution. Amsterdam: Elsevier, 1994. P. 411‒459.
  48. Slama J., Kosler J., Condon D.J. et al. Plesovice zircon – new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis // Chemical Geol. 2008. V. 249. P. 1–35.
  49. Smelov A.P., Timofeev V.F. The age of the North Asian Cratonic basement: an overview // Gondwana Res. 2007. V. 12. P. 279‒288.
  50. Vielzeuf D., Montel J.-M. Partial melting of metagreywackes. Part I. Fluid-absent experiments and phase relationships // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. V. 117. P. 375–393.
  51. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granite: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 407‒419.
  52. Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F. et al. Three natural zircon standards for U‐Th‐Pb, Lu‐Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Newsletter. 1995. V. 19. P. 1–23.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. Tectonic scheme of the structure of the basement of the Siberian platform, according to (Donskaya, 2020) with modifications. 1 - superterranes; 2 - Paleoproterozoic orogenic belts; 3 - basement protrusions (numbers in circles): Al - Aldan, St - Stanovoy, O - Olenek, An - Anabar, K - Kansky, S - Sayan, Sh - Sharyzhalgay, B - Baikal, T - Tonodsky; 4 - boundaries of the Nepa-Botuoba anteclise (NBA); 5 - area of ​​the studied wells (contour in Fig. 2); 6 – location of wells in the Tunguska superterrane and Magan terrane: 1 – Unga-Khasynskaya-2980, 2 – Megelyakhskaya-2441, 3 – Syuldyukarskaya-10-1, 4 – Srednebotuobinskaya-1, according to (Larichev et al., 2022). Location of wells Kulindinskaya-1 and Ereminskaya-101 according to (Samsonov et al., 2022), well Mogdinskaya-6 according to (Popov et al., 2015).

Download (210KB)
Indexing metadata
3. Fig. 2. Geological position of the studied wells on a fragment of the map of tectonic zoning of the basement of the Siberian platform (Grishin, Surkov, 1979). 1 - Early Proterozoic complexes, 2 - Late Archean complexes reworked in the Early Proterozoic, 3 - Archean complexes, 4 - intrusive granitoids, 5 - intrusive basic and ultrabasic rocks, 6 - deep faults separating tectonic structures of different ages, 7 - studied wells: Yaltykskaya-4 (Yal-4), Srednepskaya-1 (Sn-1), Danilovskaya-532 (Dn-532).

Download (146KB)
Indexing metadata
4. Fig. 3. Photographs of gneiss and granitoids cores from boreholes. (a) – biotite-amphibole gneiss (well Yal-4), (b, c) – biotite gneissogranites (well Dn-532: (b) – gneissogranites with “ovoid” feldspar segregations (lower part of the section), (c) – gneissogranites with cataclastic texture (upper part), separated by a detachment zone.

Download (392KB)
Indexing metadata
5. Fig. 4. Micrographs of gneisses and granitoids: (a) – biotite-amphibole gneiss (well Yal-4), (b) – gneissogranites with “ovoid” segregations of feldspars (well Dn-532), (c) – garnet-biotite schlieren in gneissogranite; (d) – biotite granite (well Sn-1), with crossed nicols. The scale bar is the same for all photos (a–d).

Download (738KB)
Indexing metadata
6. Fig. 5. Cathodoluminescence image of zircons from gneisses and granitoids. (a) – gneiss (sample Yal-4), (b) – gneissogranite (sample Dn-532), (c) – granite (sample Sn-1), (d) – gneissogranite (sample NK-M-2), (d) – gneissogranite (sample NK-M-3). The numbers indicate the point numbers, the 207Pb/206Pb age of zircon (million years) is also indicated.

Download (561KB)
Indexing metadata
7. Fig. 6. Concordia diagrams and weighted average 207Pb/206Pb age diagrams for zircon from gneisses and granites. (a, b) – Yaltykskaya-4 well, (c, d) – Srednepskaya-1 well.

Download (350KB)
Indexing metadata
8. Fig. 7. Concordia diagrams for zircon from gneissogranites of the Danilovskaya-532 borehole. (a, b) – sample DN-532, (c) – sample NK-M-2, (d) – sample NK-M-3.

Download (403KB)
Indexing metadata
9. Fig. 8. Variation diagrams of petrogenic and rare elements for the Early Precambrian gneisses and granitoids of the basement (NBA). 1 – biotite-amphibole gneisses (well Yal-4), 2 – biotite gneissogranites (well Dn-532), 3 – biotite granites (well Sn-1). Granitoid fields: 1 – calcareous, 2 – alkaline-calcareous, 3 – calc-alkaline, 4 – alkaline; Fe – ferruginous and Mg – magnesian after (Frost et al., 2001).

Download (309KB)
Indexing metadata
10. Fig. 9. Rare earth and multielement spectra for Early Precambrian basement gneisses and granitoids (NBA). (a, b) – biotite-amphibole gneisses (well Yal-4), (c, d) – biotite gneissogranites (well Dn-532), (d, e) – biotite granites (well Sn-1). TTG – average composition of Archean TTG associations according to (Martin, 1994).

Download (617KB)
Indexing metadata
11. Fig. 10. εNd(T)–age diagram for Early Precambrian gneisses and granitoids of the basement (NBA). 1 – gneiss (well Yal-4), 2 – gneissogranite (well Dn-532), 3 – granite (well Sn-1).

Download (91KB)
Indexing metadata
12. Fig. 11. Al2O3/(FeO*+MgO)–3CaO–5K2O/Na2O diagram for Early Precambrian basement gneisses and granitoids (NBA). 1 – gneisses (borehole Yal-4), 2 – gneissogranites (borehole Dn-532), 3 – granites (borehole Sn-1). Source fields (Laurent et al., 2014): I – low- and II – high-potassium mafic, III – tonalite, IV – metasedimentary.

Download (82KB)
Indexing metadata

Copyright (c) 2024 Russian Academy of Sciences