Age and sources of terrigenous rocks of basal bench of the Tsagaan-Olom group of the Dzabkhan terrane: results of U–Th–Pb geochronological, Lu–Hf and Sm–Nd isotopic studies

Cover Page

Abstract


The results of the U–Th–Pb geochronological (LA-ICP-MS) and Hf-isotope (LA-MC-ICP-MS) studies of detrital zircons from sandstones as well as results of Nd-isotope studies of whole rocks from the tillite-bearing Maikhan-Uul Formation of the Tsagaan-Olom Group of the shelf cover of the southeastern part of the Dzabkhan terrane of the Central Asian Orogenic Belt are considered. The obtained data allowed to establish that the sources of sandstones of the Maikhan-Uul Formation of the Tsagaan-Olom Group were rocks of the Neoproterozoic and the early Precambrian complexes with Archean and Paleoproterozoic Hf and Nd model ages, as well as the Neoproterozoic igneous rocks formed from both juvenile and crustal sources. The age of the sandstones of the Maikhan-Uul is in the range of ca. 720–660 Ma. It is shown that a large-scale manifestation of convergence processes with the formation of the juvenile crust and the re-working of the ancient continental crust is established in the structures of the central segment of the Central Asian Orogenic Belt in the early Neoproterozoic (ca. 960–780 Ma). Most likely, these processes reflect the development of the global subduction system in the paleooceanic region of the Rodinia supercontinent margins.


ВВЕДЕНИЕ

Строение центрального сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) определяется сочетанием неопротерозойских и палеозойских палеоокеанических, островодужных, окраинно-континентальных комплексов и блоков высокометаморфизованных пород, которые обычно рассматриваются как микроконтиненты (рис. 1) (Моссаковский и др., 1993; Беличенко и др., 2003; Кузьмичев, 2004; Kröner et al., 2017a и др.).

Дзабханский микроконтинент был выделен А.А. Моссаковским с соавторами (Моссаковский и др., 1993) и рассматривался как наиболее крупная структура с раннедокембрийским фундаментом в центральной части ЦАСП. В его состав включались собственно Дзабханский, Отгонский и Байдарикский террейны (блоки), а также Тарбагатайский и Сонгинский выступы с предположительно раннедокембрийским фундаментом (Зайцев, 1990; Моссаковский и др., 1993) (рис. 1). Однако геологические и геохронологические исследования позволили установить раннедокембрийский возраст пород кристаллических комплексов только для северо-западной части Байдарикского террейна (Козаков и др., 1997, 2007), Тарбагатайского выступа (идерский комплекс; Козаков и др., 2011; Kröner et al., 2015a) и юго-западной части Дзабханского террейна (Bold et al., 2016a) (рис. 2). В образованиях, относимых к фундаменту северной части Дзабханского террейна, установлены комплексы пород только неопротерозойского (960–790 млн лет) возраста (Козаков и др., 2014, 2016). Фактически фундамент Дзабханского и сопредельного Сонгинского террейнов представляет собой гетерогенную структуру, сложенную тектоническими пластинами и блоками пород разного состава и происхождения (Ковач и др., 2013; Козаков и др., 2013, 2014, 2016).

 

Рис. 1. Схема геологического положения фрагментов докембрийской континентальной коры в структурах восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. 1 – древние платформы; 2–10 – структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса: 2 – ранние каледониды, 3 – толщи турбидитного бассейна среднего–позднего палеозоя, 4 – поздние каледониды, 5 – герциниды, 6 – индосиниды, 7 – вулканоплутонические пояса позднего палеозоя–мезозоя, 8–10 – фрагменты континентальной коры с нижнедокембрийским (8), неопротерозойским (9) и позднегренвильским (10) основанием; 11 – неопротерозойская Баянхонгорская зона; 12 – главные тектонические границы. Римскими цифрами обозначены: I – Дзабханский террейн, II – Тарбагатайский террейн, III – Тувино-Монгольский массив, IV – Сонгинский террейн, V – Байдарикский террейн, VI – Южно-Гобийский микроконтинент.

 

Отличительным признаком микроконтинентов считается наличие перекрывающего фундамент шельфового чехла (Беличенко и др., 2003). В качестве наиболее ранних отложений такого чехла для Дзабханского микроконтинента рассматриваются терригенно-карбонатные образования цаганоломской свиты (Беззубцев, 1963; Геология…, 1973) позднего неопротерозоя (Овчинникова и др., 2012; Rooney et al., 2015). Результаты исследований шельфовых чехлов микроконтинентов широко используются для решения вопросов межрегиональной корреляции, геодинамических и палеоклиматических реконструкций (например, Khomentovsky, Gibsher, 1996; Lindsay et al., 1996; Badarch et al., 2002; Беличенко и др., 2003; Levashova et al., 2010; Овчинникова и др., 2012; Bold et al., 2016b). В то же время такие вопросы, как источники сноса терригенных пород шельфового чехла Дзабханского микроконтинента, роль ранне- и позднедокембрийских источников, остаются во многом неопределенными.

Для решения этих вопросов были предприняты U–Th–Pb геохронологические и Lu–Hf изотопные исследования детритовых цирконов из песчаников основания тиллитсодержащей майханулской пачки цаганоломской свиты Дзабханского террейна, а также Sm–Nd изотопные исследования терригенных пород этой пачки.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ШЕЛЬФОВОГО ЧЕХЛА ДЗАБХАНСКОГО ТЕРРЕЙНА И ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

В составе шельфового чехла Дзабханского террейна выделяются (снизу вверх) цаганоломская свита эдиакария и согласно перекрывающие ее терригенно-карбонатные толщи баянгольской, саланыгольской и хайрханской свит нижнего кембрия (Беззубцев, 1963; Геология…, 1973).

В основании цаганоломской свиты залегают терригенные породы (гравелиты, валунные алевролиты, тиллиты и песчаники с прослоями аргиллитов), которые выделяются в тайширскую свиту (Гибшер, Хоментовский, 1990) или майханулская пачку (Brasier et al., 1996) мощностью от 2 до 300 м. Майханулская пачка перекрывается пачкой битуминозных тонкослоистых известняков (20–30 м), которые выше по разрезу сменяются мощной (600–650 м) известняково-доломитовой толщей, далее следует пачка глинистых сланцев (20–30 м) со следами размыва, и завершается разрез пачкой, сложенной преимущественно известняками (350–400 м). Необходимо отметить, что У. Болд с соавторами (Bold et al., 2016b) выделяют в составе цаганоломской группы майханулскую, тайширскую, хонгорскую, олскую и шургатскую формации, соответствующие вышеописанным пачкам пород цаганоломской свиты.

 

Рис. 2. Схема положения высокоградных метаморфических комплексов в структурах Западной Монголии; построена с использованием (Зайцев, 1990; Козаков и др., 2013). 1 – четвертичные отложения; 2 – турбидитные отложения девона–карбона; 3 – нерасчлененные вулканоплутонические комплексы палеозоя–раннего мезозоя; 4–8 – подвижные пояса: 4, 5 – раннегерцинские подвижные пояса: 4 – палеоокеанические и островодужные комплексы Южно-Монгольской зоны, 5 – отложения континентального склона и пассивной окраины; 6 – позднекаледонские подвижные пояса Монголо-Алтайской зоны; 7 – раннекаледонские подвижные пояса: 7а – палеоокеанические и островодужные комплексы эдиакария–нижнего кембрия Озерной зоны, 7б – отложения пассивной окраины – Идермегский террейн; 8 – неопротерозойские палеоокеанические и островодужные комплексы Баянхонгорской зоны; 9 – ранненеопротерозойские подвижные пояса; 10–15 – блоки кристаллических пород: 10 – нижнего докембрия (10а – установленные, 10б – предполагаемые), 11 – нерасчлененные метаморфизованные шельфовые и вулканические толщи Баянхонгорской зоны (неопротерозой), 12–15 – метаморфические комплексы, сформированные в раннем неопротерозое (12а – обнаженные, 12б – предполагаемые под чехлом), в позднем неопротерозое (13), раннем палеозое (14), позднем палеозое (15); 16 – тектонические границы, разломы; 17 – положение объектов с ранненеопротерозойскими значениями возрастов: 1 – 983 ± 6, 956 ± 3 и 954 ± 8 млн лет (SIMS, Demoux et al., 2009); 2 – 955 ± 7 млн лет (SIMS, Kröner et al., 2010); 3 – 959 ± 8, 944 ± 6 и 930 ± 6 млн лет (SIMS, Козаков и др., 2016). Цифры в кружках: 1 – Дзабханский террейн; 2 – Байдарикский террейн; 3 – Тацаингольский террейн; 4 – Сонгинский террейн; 5 – Тарбагатайский террейн; 6 – Отгонский террейн; 7 – Хан-Хухэйский блок Тувино-Монгольского массива; 8 – Хамардабанский террейн.

 

Для известняков из надтиллитовой пачки цаганоломской свиты, перекрывающих вулканиты дзабханской серии (разрез в ущелье Цаган-Гол на северном склоне хребта Хасагт-Хайрхан), установлен возраст 635 ± 23 млн лет (Pb–Pb метод, ID-TIMS; Овчинникова и др., 2012). U–Pb–Th изотопные характеристики известняков свидетельствуют о преобладании в областях сноса ювенильных неопротерозойских образований, а также нижнекоровых пород раннедокембрийского возраста (Овчинникова и др., 2012). Для таких же известняков, богатых органикой (основание тайширской формации по (Bold et al., 2016b)), получен Re–Os изохронный возраст 659 ± 4 млн лет (Rooney et al., 2015).

Нижнекембрийская баянгольская свита мощностью 1100–1200 м включает пачки карбонатных пород, согласно залегает на оолитовых известняках кровли цаганоломской свиты и перекрывается пачкой гравелитов (20 м) саланыгольской свиты, сложенной песчаниками (200–300 м) в нижней части и органогенными известняками (300–400 м) в верхней части разреза. Хайрханская свита (мощностью до 500 м) залегает несогласно на баянгольской свите и сложена преимущественно песчаниками с линзами гравелитов и алевролитов. Кембрийские отложения местами с резким угловым несогласием перекрыты ордовикскими конгломератами.

Породы цаганоломской свиты наиболее широко развиты в юго-восточной, восточной и центральной частях Дзабханского террейна. В юго-восточной и центральной частях террейна терригенно-карбонатные отложения цаганоломской свиты несогласно залегают на вулканитах дзабханской серии (рис. 3). Для цирконов из риолитов верхней части разреза дзабханской серии получена оценка возраста 774 ± 4 млн лет, а для циркона из риолитов нижней части разреза – 803 ± 8 млн лет (LA-MC-ICP-MS; Levashova et al., 2010). Позднее U–Pb методом с предварительной химической абразией (CA-ID-TIMS) для единичных зерен циркона из этих же пород были получены оценки возраста 787±1 и 802±1 млн лет для верхней и нижней частей разреза (Bold et al., 2016b). Вулканиты дзабханской серии прорваны щелочными гранитами с возрастом 755 ± 3 млн лет (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Ярмолюк и др., 2008).

В восточной части Дзабханского террейна толща карбонатных пород цаганоломской свиты полого залегает на гранитоидах c возрастом 862 ± 3 млн лет (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Козаков и др., 2017). Эти гранитоиды являются типичными постметаморфическими образованиями, возраст которых определяет стабилизацию фундамента Дзабханского террейна.

Непосредственное залегание толщи карбонатных пород шельфового чехла цаганоломской свиты на кристаллических породах установлено также в юго-восточной части Дзабханского террейна. Однако здесь редуцирована базальная тиллитсодержащая майханулская пачка терригенных пород и толща доломитов c несогласием залегает на позднедокембрийских мигматизированных гнейсах и прорывающих их неопротерозойских гранитоидах Богдынголского массива с возрастом 717 ± 5 млн лет (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Козаков и др., 2015).

Для U–Th–Pb геохронологических и Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов и Sm–Nd изотопных исследований пород в целом были отобраны пробы песчаников из основания тиллитсодержащей майханулской пачки цаганоломской свиты. В сухом русле ручья Баян-гол основание разреза майханулской пачки представлено красноватыми “ржавыми” среднезернистыми полевошпат-кварцевыми песчаниками (проба 7749 в табл. 1; координаты 46°50.382′ с.ш., 95°48.371′ в.д.), с несогласием залегающими на базальтах, которые отнесены к дзабханской свите.  Вверх по разрезу их сменяют тиллиты, глинистые сланцы и серые мелкозернистые полевошпат-кварцевые песчаники (пробы 7748, 7746, табл. 1). Венчают разрез пачки глинистые сланцы и тиллиты (рис. 4). Тиллитсодержащая пачка без признаков несогласия перекрывается маломощной пачкой битуминозных тонкослоистых известняков, которые выше по разрезу сменяются мощной известняково-доломитовой толщей.

 

Рис. 3. Схема геологического строения хребта Хасагт-Хайрхан и бассейна р. Дзабхан; построена на основе (Khomentovsky, Gibsher, 1996; Ярмолюк и др., 2008; Овчинникова и др., 2012). 1 – кайнозойские отложения; 2 – ордовикские конгломераты; 3 – терригенная саланыгольская свита; 4 – терригенно-карбонатная баянгольская свита; 5 – карбонатные толщи цаганоломской свиты; 6 – тиллиты майханулской пачки; 7 – вулканогенные породы дзабханской свиты; 8 – эдиакаро-кембрийский офиолитовый комплекс Озерной зоны; 9 – щелочные граниты; 10 – палеозойские гранитоиды; 11 – положение проб известняков цаганоломской свиты (Pb–Pb, 635 ± 23 млн лет, Овчинникова и др., 2012) и щелочных гранитов (U–Pb ID-TIMS, 755 ± 3 млн лет); 12 – положение проб цирконов из вулканитов нижней (LA-ICP-MS, 803 ± 8 млн лет) и верхней (LA-ICP-MS, 773 ± 4 млн лет) частей разреза дзабханской свиты (Levashova et al., 2010).

 

Рис. 4. Соотношение вулканитов дзабханской серии и терригенно-карбонатных отложений цаганоломской свиты (северный склон хр. Хасагт-Хайрхан, ручей Цаган-гол); составлено на основе (Овчинникова и др., 2012). 1 – известняки; 2 – глинистые сланцы; 3 – доломиты; 4 – гравелиты; 5 – известняки и доломиты с конкрециями фосфоритов; 6 – тиллиты; 7 – песчаники; 8 – песчаники и алевролиты базального горизонта; 9 – вулканогенные породы дзабханской серии; 10 – поверхность размыва. Указаны U–Pb возрасты (млн лет) цирконов из риолитов дзабханской серии (ID-TIMS, Bold et al., 2016b) и Pb–Pb возраст (млн лет) известняков надтиллитовой пачки цаганоломской свиты (Овчинникова и др., 2012).

 

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Для U–Th–Pb геохронологических исследований (LA-ICP-MS) были случайным образом отобраны 175 зерен детритовых цирконов (фракция >85 мкм) из полевошпат-кварцевого песчаника майханулской пачки цаганоломской свиты. Изучение их морфологических особенностей осуществлялось с помощью оптического микроскопа LEICA DMLP при увеличениях до 500–1000 раз и сканирующего электронного микроскопа ABT 55 в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.

U–Th–Pb LA-ICP-MS геохронологические исследования детритовых цирконов выполнены в Институте наук о Земле (Академия Синика, Тайпей, Тайвань) с использованием 193-нанометровой ArF эксимерной системы лазерной абляции Photon Machines Analyte G2 с ICP масс-спектрометром ThermoFinnigan Element XR. Диаметр пучка лазера составлял 40 мкм, длительность измерения 90 с (30 с – холостое загрязнение, 60 с – абляция). Калибровка производилась по стандартному циркону GJ-1 (Jackson et al., 2004). Для контроля качества данных использовались стандартные цирконы Harvard 91500 и Plešocice. Для них в ходе исследований получены конкордантные оценки возраста соответственно 1063 ± 3 и 339 ± 4 млн лет, что находится в хорошем соответствии с данными, полученными методом ID-TIMS (Wiedenbeck et al., 1995; Sláma et al., 2008).

 

Таблица 1. Содержания петрогенных элементов (мас.%) в песчаниках майханулской пачки цаганоломской свиты

Компоненты

Номер образца

7746

7748

7749

SiO2

83.13

73.8

85.27

TiO2

0.12

0.32

0.2

Al2O3

9.44

13.28

6.96

Fe2O3

0.97

4.37

1.89

MnO

0.006

0.032

0.048

MgO

0.25

0.7

0.18

CaO

0.22

0.27

0.8

Na2O

2.47

3.35

1.6

K2O

1.26

1.36

0.97

P2O5

<0.02

0.03

<0.02

Ппп

2.01

2.3

1.97

Сумма

99.89

99.81

99.9

 

U–Th–Pb изотопные отношения были рассчитаны в программе GLITTER© (Van Achterbergh et al., 2001). Поправки на обычный Pb рассчитаны по программе ComPbCorr (Anderson, 2002). Расчет конкордантных возрастов (Concordia Ages) производился в программе Isoplot v. 4.15 (Ludwig, 2008). При построении гистограмм и кривых относительной вероятности возрастов, вычислении их пиков по программам AgePick (Gehrels, 2012) использовались только конкордантные (±2σ) оценки возрастов.

Lu–Hf изотопные LA-MC-ICP-MS исследования цирконов были выполнены с помощью системы лазерной абляции New Wave UP 213 и многоколлекторного ICP масс-спектрометра Nu Plasma HR в Институте наук о Земле (Академия Синика, Тайпей, Тайвань) по методике (Griffin et al., 2000) для тех же “точек”, где были получены U–Th–Pb геохронологические данные. Диаметр лазерного пучка составлял 50 мкм, энергия ~0.4 мДж/см2, частота 5 Гц. Каждый анализ выполнялся в течение приблизительно двух минут, включая 30 с измерения фона и 80 с абляции образца в потоке He. Одновременно измерялись массы 172, 175, 176, 177, 178, 179 и 180. Данные были нормализованы к отношению 179Hf/177Hf = 0.7325. Изобарные интерференции 176Lu и 176Yb с 176Hf корректировались измерением свободных от интерференции изотопов 175Lu и 172Yb. Рекомендованные значения отношений 176Lu/175Lu = 0.02669 и 176Yb/172Yb = 0.5865 (De Biévre, Taylor, 1993; Griffin et al., 2000) были использованы при обработке результатов измерений. В качестве внешнего стандарта применялся международный стандарт циркона Mud Tank, для которого получено долговременное среднее значение отношения 176Hf/177Hf = 0.282495 ± 29 (2σ, n = 525).

Величины εHf(t) и Hf-модельные возрасты tHf(DM) были рассчитаны с использованием константы распада 176Lu–177Hf 1.867 × 10–11a–1 (Söderlund et al., 2004), значения хондритовых отношений 176Hf/177Hf = 0.282772 и 176Lu/177Hf = 0.0332 по (Blichert-Toft, Albarède, 1997), параметров DM (176Hf/177Hf = 0.28325, 176Lu/177Hf = 0.0384) по (Griffin et al., 2004). При расчете “коровых” Hf-модельных возрастов tHf(С) использовано среднекоровое отношение 176Lu/177Hf = 0.0093 (Amelin et al., 1999).

Sm–Nd изотопные исследования выполнены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург). Изотопные составы Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения 143Nd/144Nd нормализованы к отношению 146Nd/144Nd = 0.7219 и приведены к отношению 143Nd/144Nd = 0.511115 в Nd-стандарте JNdi-1. Средневзвешенное значение 143Nd/144Nd в Nd-стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512108 ± 7 (n = 10). Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ± 0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd – ±0.5%, 143Nd/144Nd – ±0.005% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm и 0.5 нг Nd. При расчете величин εNd(t) и модельных возрастов tNd(DM) использованы современные значения 143Nd/144Nd = 0.512638 и 147Sm/144Nd = 0.1967 для однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (143Nd/144Nd = 0.513151, 147Sm/144Nd = 0.21365).

 

Рис. 5. Гистограмма и кривая относительной вероятности возрастов детритовых цирконов цаганоломской свиты. Цифры на диаграмме соответствуют пикам на кривой относительной вероятности возрастов, рассчитанным по программе AgePick (Gehrels, 2012).

 

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И Hf-ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ

U–Th–Pb (LA-ICP-MS) методом было исследовано 113 зерен цирконов из полевошпат-кварцевого песчаника майханулской пачки цаганоломской свиты. Для 72 из них получены конкордантные оценки возраста. Результаты исследований представлены в табл. 2.

Конкордантные возрасты изученных детритовых цирконов находятся преимущественно в интервалах 731–939, 1811–1878 и 2030–2075 млн лет. На кривой относительной вероятности возрастов отчетливо проявлены следующие пики: 783 (n = 28), 844 (n = 14), 885 (n = 9), 934 (n = 3), 1856 (n = 5) и 2067 (n = 3) млн лет (рис. 5). Некоторые зерна циркона имеют конкордантные возрасты в интервале от 2225 до 3060 млн лет (табл. 2). Субконкордантные и дискордантные возрасты исследованных цирконов находятся в интервалах 739–901 млн лет (n= 25) и 1833–2683 млн лет (n = 14). Кроме того, два зерна цирконов имеют мезопротерозойские субконкордантные возрасты 1526 и 1662 млн лет (табл. 2).

Большинство цирконов неопротерозойского возраста, преобладающих в изученном песчанике, представлено неокатанными или слабоокатанными субидиоморфными и идиоморфными кристаллами, что свидетельствует о проксимальных источниках сноса. В режиме катодолюминесценции для них характерна хорошо выраженная тонкая и грубая осцилляторная зональность, свидетельствующая об их магматическом происхождении (рис. 6а–6в). Редко встречаются кристаллы с тонкой оболочкой с высокой люминесценцией, вероятно метаморфогенного генезиса (рис. 6г), а также темные в режиме катодолюминесценции зерна с плохо выраженной зональностью (рис. 6д).

 

Рис. 6. Микрофотографии кристаллов детритовых цирконов из песчаника цаганоломской свиты, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55 в режиме катодолюминесценции. Кругами показаны места анализов, диаметр соответствует приблизительно 30 мкм. Цифры соответствуют конкордантным значениям возраста (млн лет). Погрешности приведены на уровне 2σ.

 

Таблица 2. Результаты U–Pb LA-ICP-MS исследований детритовых цирконов из песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты Дзабханского террейна

№ п/п

Th/ U

206Pbc

Изотопные отношения

Rho

Возраст, млн лет

Конкор-дантный возраст,  млн лет

±2σ

207Pb/ 206Pb

±1σ

207Pb/ 235U

±1σ

206Pb/ 238U

±1σ

207Pb/ 206Pb

±1σ

207Pb/ 235U

±1σ

206Pb/ 238U

±1σ

7749-01

0.56

 

0.0680

0.0004

1.3434

0.0159

0.1434

0.0014

0.84

868

10

865

7

864

8

864

14

7749-02

1.41

 

0.0664

0.0004

1.2267

0.0155

0.1341

0.0013

0.79

817

11

813

7

811

8

812

14

7749-03

1.06

 

0.0649

0.0004

1.1425

0.0146

0.1278

0.0013

0.78

770

12

774

7

775

7

774

13

7749-04

0.85

 

0.0655

0.0007

1.1787

0.0233

0.1305

0.0015

0.58

792

22

791

11

791

9

791

17

7749-07

1.16

 

0.1252

0.0006

6.5163

0.0700

0.3775

0.0037

0.91

2032

8

2048

9

2065

17

2038

15

7749-08

0.52

 

0.0678

0.0004

1.3237

0.0154

0.1416

0.0014

0.84

863

10

856

7

854

8

856

13

7749-09

0.61

 

0.0660

0.0005

1.2038

0.0174

0.1323

0.0014

0.71

807

14

802

8

801

8

802

15

7749-11

0.35

 

0.0677

0.0003

1.3669

0.0153

0.1464

0.0014

0.87

861

10

875

7

881

8

874

15

7749-12

1.01

 

0.0653

0.0004

1.1600

0.0148

0.1288

0.0013

0.78

785

12

782

7

781

7

782

13

7749-13

0.68

 

0.0671

0.0004

1.2871

0.0153

0.1391

0.0014

0.82

842

10

840

7

839

8

840

14

7749-14

1.41

 

0.0669

0.0005

1.2447

0.0186

0.1350

0.0014

0.69

834

14

821

8

816

8

818

15

7749-15

1.79

 

0.0657

0.0004

1.1816

0.0165

0.1305

0.0013

0.73

796

13

792

8

791

8

791

14

7749-16

0.58

 

0.0656

0.0004

1.1907

0.0158

0.1317

0.0013

0.76

794

12

796

7

797

8

797

14

7749-18

0.71

 

0.0682

0.0004

1.3755

0.0172

0.1463

0.0014

0.79

874

11

879

7

880

8

879

14

7749-20

0.30

 

0.0657

0.0004

1.2575

0.0180

0.1389

0.0014

0.72

796

14

827

8

839

8

833

15

7749-22

0.81

 

0.1278

0.0006

6.6408

0.0649

0.3769

0.0035

0.94

2068

7

2065

9

2062

16

2067

12

7749-23

0.60

 

0.0652

0.0004

1.1564

0.0140

0.1287

0.0012

0.79

780

11

780

7

781

7

780

13

7749-24

1.08

 

0.0676

0.0003

1.2565

0.0129

0.1347

0.0012

0.90

858

9

826

6

815

7

  

7749-25

2.22

 

0.0638

0.0004

1.0745

0.0147

0.1221

0.0012

0.72

736

13

741

7

743

7

742

13

7749-26

0.93

1.89

0.1204

0.0033

5.5776

0.1988

0.3360

0.0038

0.32

1962

48

1913

31

1867

18

1875

36

7749-27

0.81

 

0.0644

0.0004

1.1064

0.0136

0.1247

0.0012

0.78

754

11

756

7

757

7

757

13

7749-28

0.76

 

0.0654

0.0003

1.1674

0.0133

0.1296

0.0012

0.82

786

10

785

6

785

7

785

12

7749-29

0.27

 

0.0674

0.0003

1.3011

0.0150

0.1400

0.0013

0.82

851

10

846

7

844

8

846

13

7749-30

0.56

 

0.1151

0.0006

5.3414

0.0607

0.3365

0.0033

0.85

1882

9

1876

10

1870

16

1878

18

7749-31

0.62

 

0.1693

0.0008

10.5511

0.1131

0.4521

0.0043

0.88

2550

8

2484

10

2405

19

  

7749-32

0.73

 

0.0687

0.0004

1.2432

0.0160

0.1312

0.0013

0.77

891

12

820

7

795

7

  

7749-33

0.83

 

0.0651

0.0005

1.1455

0.0167

0.1276

0.0013

0.68

779

15

775

8

774

7

774

14

7749-34

0.88

 

0.0690

0.0004

1.4019

0.0172

0.1474

0.0014

0.78

899

11

890

7

886

8

889

14

7749-36

0.35

 

0.0686

0.0003

1.3364

0.0148

0.1413

0.0013

0.84

886

10

862

6

852

7

  

7749-38

0.46

 

0.1640

0.0007

10.6922

0.1054

0.4729

0.0043

0.92

2497

7

2497

9

2496

19

2497

13

7749-39

1.35

 

0.0772

0.0004

1.3428

0.0160

0.1262

0.0012

0.79

1126

10

864

7

766

7

  

7749-41

0.76

 

0.0787

0.0004

1.3919

0.0142

0.1283

0.0012

0.89

1164

9

885

6

778

7

  

7749-42

0.28

 

0.0824

0.0004

1.7039

0.0182

0.1501

0.0014

0.86

1254

9

1010

7

901

8

  

7749-43

0.70

 

0.0687

0.0004

1.3925

0.0164

0.1470

0.0014

0.80

890

11

886

7

884

8

885

14

7749-44

0.47

 

0.0703

0.0003

1.3122

0.0141

0.1354

0.0013

0.86

936

9

851

6

819

7

  

7749-45

0.43

 

0.1284

0.0006

6.7136

0.0709

0.3794

0.0035

0.87

2075

8

2074

9

2073

16

2075

16

7749-47

0.76

 

0.0658

0.0005

1.1524

0.0163

0.1270

0.0013

0.70

801

14

778

8

771

7

774

14

7749-49

0.58

 

0.1133

0.0005

5.1916

0.0522

0.3324

0.0031

0.92

1853

8

1851

9

1850

15

1852

14

7749-51

0.48

 

0.0692

0.0003

1.4365

0.0156

0.1506

0.0014

0.86

904

9

904

6

904

8

904

13

7749-52

0.56

 

0.1137

0.0005

5.2350

0.0530

0.3339

0.0031

0.91

1860

8

1858

9

1857

15

1859

14

7749-56

0.11

 

0.1482

0.0006

9.3277

0.0898

0.4565

0.0042

0.94

2325

7

2371

9

2424

18

  

7749-57

0.61

 

0.0686

0.0003

1.3131

0.0134

0.1388

0.0013

0.89

887

9

851

6

838

7

  

7749-57

0.57

 

0.0677

0.0003

1.2177

0.0125

0.1305

0.0012

0.90

859

9

809

6

791

7

  

7749-58

1.12

 

0.1273

0.0006

6.5999

0.0720

0.3762

0.0036

0.87

2060

8

2059

10

2058

17

2060

17

7749-59

0.41

 

0.1628

0.0007

11.0910

0.1097

0.4942

0.0045

0.93

2485

7

2531

9

2589

20

  

7749-60

0.31

1.13

0.0949

0.0014

3.3793

0.0712

0.2583

0.0025

0.46

1526

27

1500

17

1481

13

1486

24

7749-61

0.94

 

0.1398

0.0006

7.9387

0.0808

0.4118

0.0038

0.91

2225

7

2224

9

2223

17

2225

15

7749-62

0.47

0.58

0.1021

0.0019

3.9227

0.0968

0.2787

0.0028

0.40

1662

33

1618

20

1585

14

1592

27

7749-63

0.29

 

0.1189

0.0005

5.5101

0.0561

0.3361

0.0031

0.90

1940

8

1902

9

1868

15

  

7749-64

0.79

 

0.0651

0.0004

1.1509

0.0142

0.1283

0.0012

0.77

777

11

778

7

778

7

778

13

7749-65

0.96

 

0.1250

0.0006

6.4157

0.0669

0.3725

0.0036

0.93

2028

8

2034

9

2041

17

2030

14

7749-66

0.05

3.59

0.1120

0.0012

3.6447

0.0589

0.2359

0.0023

0.60

1833

18

1559

13

1365

12

  

7749-71

0.77

 

0.1658

0.0007

11.6997

0.1170

0.5120

0.0049

0.95

2515

7

2581

9

2665

21

  

7749-75

0.49

 

0.1275

0.0006

6.0602

0.0598

0.3447

0.0033

0.96

2064

7

1985

9

1909

16

  

7749-76

0.37

 

0.0685

0.0003

1.5136

0.0153

0.1604

0.0015

0.94

883

9

936

6

959

8

  

7749-77

0.53

 

0.0656

0.0003

1.1844

0.0136

0.1310

0.0013

0.84

793

10

793

6

794

7

793

13

7749-79

0.61

 

0.2311

0.0010

19.3653

0.1953

0.6079

0.0058

0.94

3060

7

3060

10

3061

23

3060

13

7749-80

0.31

 

0.0687

0.0003

1.3921

0.0158

0.1470

0.0014

0.84

890

10

886

7

884

8

886

13

7749-81

2.04

 

0.0677

0.0004

1.2488

0.0149

0.1338

0.0013

0.81

859

11

823

7

810

7

  

7749-82

1.52

 

0.0647

0.0004

1.1125

0.0135

0.1247

0.0012

0.79

765

11

759

7

757

7

759

13

7749-83

0.86

 

0.0629

0.0004

1.1467

0.0159

0.1323

0.0013

0.72

704

14

776

8

801

7

  

7749-84

0.44

 

0.0672

0.0003

1.2989

0.0149

0.1402

0.0013

0.83

844

10

845

7

846

8

845

13

7749-86

0.83

 

0.0651

0.0004

1.1508

0.0147

0.1282

0.0013

0.77

778

12

778

7

777

7

778

13

7749-87

0.60

 

0.0669

0.0004

1.2893

0.0161

0.1397

0.0014

0.78

836

11

841

7

843

8

842

14

7749-91

0.49

 

0.1723

0.0007

10.3694

0.1014

0.4366

0.0041

0.95

2580

7

2468

9

2335

18

  

7749-94

1.52

 

0.0653

0.0003

1.1663

0.0132

0.1297

0.0012

0.85

782

10

785

6

786

7

785

12

7749-95

0.64

 

0.0687

0.0003

1.3988

0.0160

0.1477

0.0014

0.84

890

10

888

7

888

8

888

14

7749-96

0.99

 

0.1133

0.0006

5.1736

0.0600

0.3312

0.0033

0.85

1853

9

1848

10

1844

16

1850

18

7749-97

1.02

 

0.0632

0.0004

1.1616

0.0153

0.1333

0.0013

0.75

715

13

783

7

807

7

  

7749-101

1.14

 

0.0657

0.0004

1.1927

0.0155

0.1317

0.0013

0.75

797

12

797

7

797

7

797

14

7749-102

0.53

 

0.0643

0.0004

1.1172

0.0153

0.1260

0.0013

0.73

752

13

762

7

765

7

763

13

7749-103

0.21

 

0.0672

0.0004

1.2902

0.0165

0.1393

0.0014

0.77

843

12

841

7

841

8

841

14

7749-104

1.08

 

0.0701

0.0004

1.4852

0.0183

0.1537

0.0015

0.79

931

11

924

7

922

8

924

15

7749-105

0.38

 

0.0670

0.0004

1.3295

0.0159

0.1439

0.0014

0.81

839

11

859

7

866

8

860

14

7749-106

1.08

 

0.0657

0.0004

1.1915

0.0158

0.1316

0.0013

0.74

796

12

797

7

797

7

797

14

7749-109

1.12

 

0.0661

0.0005

1.2234

0.0193

0.1342

0.0014

0.66

810

16

811

9

812

8

812

15

7749-111

1.14

 

0.0643

0.0004

1.1163

0.0139

0.1259

0.0012

0.78

753

11

761

7

764

7

762

13

7749-112

0.46

 

0.0668

0.0003

1.2600

0.0147

0.1369

0.0013

0.82

830

10

828

7

827

7

828

13

7749-114

2.04

 

0.0649

0.0005

1.1168

0.0181

0.1249

0.0013

0.65

769

17

761

9

759

8

760

14

7749-115

0.46

 

0.2111

0.0009

16.6127

0.1676

0.5709

0.0054

0.93

2914

7

2913

10

2912

22

2913

13

7749-116

0.84

 

0.0656

0.0004

1.1884

0.0153

0.1313

0.0013

0.76

795

12

795

7

795

7

795

14

7749-119

0.57

 

0.0724

0.0004

1.3169

0.0159

0.1319

0.0013

0.80

997

10

853

7

799

7

  

7749-120

0.35

 

0.0672

0.0004

1.2907

0.0166

0.1393

0.0014

0.77

844

12

842

7

841

8

841

14

7749-121

0.38

 

0.1597

0.0008

10.2050

0.1122

0.4635

0.0045

0.89

2453

8

2454

10

2455

20

2453

17

7749-124

0.42

 

0.1833

0.0008

13.0030

0.1371

0.5146

0.0049

0.91

2683

7

2680

10

2676

21

2682

16

                  

7749-126

0.74

 

0.0655

0.0005

1.1752

0.0174

0.1302

0.0013

0.70

789

14

789

8

789

8

789

14

7749-128

0.40

 

0.1215

0.0006

5.1203

0.0566

0.3056

0.0030

0.88

1979

8

1839

9

1719

15

  

7749-129

0.48

 

0.1608

0.0007

10.1245

0.0985

0.4567

0.0042

0.94

2464

7

2446

9

2425

18

  

7749-130

1.15

 

0.0675

0.0005

1.1298

0.0167

0.1215

0.0012

0.68

852

15

768

8

739

7

  

7749-131

0.41

 

0.0685

0.0003

1.3224

0.0147

0.1401

0.0013

0.84

883

10

856

6

845

7

  

7749-132

0.76

 

0.0678

0.0004

1.2884

0.0158

0.1378

0.0013

0.78

862

11

841

7

832

7

838

14

7749-135

0.31

 

0.0681

0.0003

1.3558

0.0144

0.1444

0.0013

0.87

872

9

870

6

869

8

870

12

7749-136

0.96

 

0.0653

0.0003

1.1580

0.0129

0.1287

0.0012

0.84

783

10

781

6

780

7

781

12

7749-137

0.42

 

0.1697

0.0008

10.6806

0.1101

0.4565

0.0043

0.91

2554

7

2496

10

2424

19

  

7749-138

0.29

 

0.0670

0.0004

1.2800

0.0168

0.1386

0.0014

0.75

837

12

837

7

837

8

837

14

7749-140

0.40

 

0.0672

0.0003

1.3025

0.0145

0.1405

0.0013

0.85

845

10

847

6

848

8

847

13

7749-142

0.51

 

0.0674

0.0004

1.3038

0.0160

0.1403

0.0014

0.79

850

11

847

7

846

8

847

14

7749-144

0.72

 

0.0763

0.0004

1.0562

0.0132

0.1004

0.0010

0.78

1104

11

732

7

617

6

  

7749-145

1.02

 

0.0640

0.0006

1.0587

0.0181

0.1201

0.0013

0.62

740

18

733

9

731

7

731

14

7749-146

0.61

 

0.1107

0.0007

4.9495

0.0661

0.3243

0.0034

0.77

1811

11

1811

11

1811

16

1811

23

7749-147

1.15

 

0.0630

0.0003

1.1521

0.0139

0.1328

0.0013

0.79

707

11

778

7

804

7

  

7749-149

1.79

 

0.0644

0.0004

1.1100

0.0148

0.1250

0.0012

0.73

754

13

758

7

760

7

759

13

7749-150

0.28

0.29

0.1834

0.0010

11.9484

0.1393

0.4726

0.0044

0.80

2683

8

2600

11

2495

19

  

7749-152

0.15

 

0.0694

0.0003

1.4440

0.0142

0.1509

0.0014

0.93

912

8

907

6

906

8

908

11

7749-155

0.05

 

0.0704

0.0003

1.5205

0.0150

0.1567

0.0014

0.93

939

9

939

6

938

8

939

11

7749-156

0.47

 

0.0674

0.0004

1.3055

0.0164

0.1405

0.0014

0.76

850

12

848

7

847

8

848

14

7749-159

0.49

 

0.0652

0.0003

1.1508

0.0124

0.1280

0.0012

0.85

781

10

778

6

776

7

778

12

7749-161

0.57

 

0.0703

0.0003

1.5201

0.0159

0.1569

0.0014

0.88

936

9

939

6

940

8

938

13

7749-162

0.65

 

0.0649

0.0003

1.1362

0.0124

0.1269

0.0012

0.85

772

10

771

6

770

7

771

12

7749-163

0.58

 

0.0657

0.0003

1.1712

0.0131

0.1293

0.0012

0.83

797

10

787

6

784

7

787

12

7749-164

1.75

 

0.0685

0.0003

1.1839

0.0131

0.1254

0.0012

0.84

883

10

793

6

762

7

  

7749-165

0.68

 

0.0690

0.0004

1.4173

0.0175

0.1489

0.0014

0.77

900

11

896

7

895

8

896

14

7749-166

0.52

 

0.0695

0.0003

1.2462

0.0135

0.1300

0.0012

0.85

914

9

822

6

788

7

  

Примечание. 206Pbc – содержание обычного свинца, %; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений 207Pb/235U–206Pb/238U.

 

Цирконы с раннедокембрийскими возрастами обычно представлены окатанными, серыми и темно-серыми в режиме катодолюминесценции зернами с плохо выраженной и зачастую нарушенной зональностью или незональными (рис. 6е–6з). Для них можно предполагать метаморфогенное происхождение. Реже присутствуют зерна циркона магматического генезиса с хорошо выраженной осцилляторной зональностью (рис. 6и).

Изотопный состав Hf в цирконах различных возрастных групп изменяется в широких пределах (табл. 3, рис. 7). Среди цирконов неопротерозойского возраста можно условно выделить несколько групп: εHf(t) от –19.5 до –15.5, tHf(C) = 2.6–2.3 млрд лет; εHf(t) от –8.8 до –6.8, tHf(C) = 1.9–2.0 млрд лет; εHf(t) от –3.4 до +2.2, tHf(C) = 1.7–1.4 млрд лет и εHf(t) от +4.4 до +6.8, tHf(C) = 1.4–1.2 млрд лет. При этом в выделенные группы попадают цирконы различного возраста. Так, возрасты цирконов с высокими положительными величинами εHf(t) = +4.4…+6.8 варьируют от 924 до 793 млн лет, а возрасты цирконов с отрицательными величинами εHf(t) = –19.5…–15.5 находятся в интервале 938–828 млн лет (табл. 3, рис. 7). Это свидетельствует о различном генезисе и палеотектонической природе источников сноса песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты.

Цирконы с палеопротерозойскими и архейскими возрастами характеризуются как отрицательными величинами εHf(t) = –13.0…–2.2 (tHf(C) = 3.4–2.6 млрд лет), так и низкими положительными величинами εHf(t) от +0.1 до +2.8 (tHf(C) = 3.3 и 2.7–2.2 млрд лет).

 

Рис. 7. Диаграмма εHf–возраст для цирконов из песчаника цаганоломской свиты.

 

ND-ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПЕСЧАНИКОВ МАЙХАНУЛСКОЙ ПАЧКИ

Sm–Nd изотопные данные для полевошпат-кварцевых песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты приведены в табл. 4. Исследованные песчаники характеризуются отрицательными величинами εNd(t) от –9.5 до –10.7 и палеопротерозойскими значениями Nd- модельных возрастов tNd(DM) = 2.1–1.8 млрд лет. Эти данные свидетельствуют о преимущественной роли в источниках сноса пород с раннедокембрийскими Nd-модельными возрастами.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные и опубликованные ранее данные позволяют в первом приближении оценить нижнюю возрастную границу, а также длительность накопления терригенных пород шельфового чехла Дзабханского террейна и их возможные источники.

Самый молодой пик на кривой относительной вероятности возрастов для детритовых цирконов из исследованных полевошпат-кварцевых песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты соответствует ~780 млн лет. Сходные результаты получены У. Болд с соавторами (Bold et al., 2016b): конкордантные возрасты детритовых цирконов имеют пик на кривой вероятности около 755 млн лет. Е.Ф. Летниковой с соавторами (Летникова и др., 2016) получены оценки возраста цирконов (U–Th–Pb метод, LA-ICP-MS) из гальки гранитоидов в основании тиллитового горизонта цаганоломской свиты 796 ± 2 и 788 ± 2 млн лет, тогда как максимум возраста детритовых цирконов по отношению 206Pb/238U соответствует ~820 млн лет. В восточной части Дзабханского террейна карбонатные породы цаганоломской свиты перекрывают с несогласием постметаморфические гранитоиды с возрастом 862 ± 3 млн лет (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Козаков и др., 2017), а в юго-восточной (Богдынголский блок) – гранитоиды с возрастом 717 ± 5 млн лет (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Козаков и др., 2015).

 

Рис. 7. Диаграмма εHf–возраст для цирконов из песчаника цаганоломской свиты.

 

Сопоставление изотопных отношений 87Sr/86Sr карбонатных пород цаганоломской свиты с вариациями этих отношений в морской воде неопротерозоя и кембрия (Кузнецов и др., 2014) позволяет сделать вывод о том, что карбонатные отложения чехла восточной части Дзабханского террейна накапливались 700–550 млн лет назад, а в Богдынголском блоке около 660–600 млн лет назад (Козаков и др., 2017). Различие возраста базальных горизонтов карбонатного чехла Дзабханского террейна показывает, что этот чехол начал формироваться неодновременно и залегает на разных по составу и происхождению частях кристаллического фундамента. Учитывая согласное залегание карбонатных и терригенных пород в разрезе цаганоломской свиты, можно предполагать, что накопление песчаников майханулской пачки происходило в интервале около 720–660 млн лет.

 

Таблица 3. Lu–Hf изотопные данные для детритовых цирконов из песчаника майханулской пачки цаганоломской свиты

№ п/п

Возраст,

млн лет

176Yb/177Hf

±2σ

176Lu/177Hf

±2σ

176Hf/177Hfc

±2σ

εHf(t)

tHf(DM),

млрд лет

tHf(C),

млрд лет

7749-01

864

0.040481

0.001100

0.000975

0.000022

0.282197

0.000018

–1.8

1.49

1.6

7749-07

2039

0.018222

0.000600

0.000346

0.000011

0.281268

0.000016

–8.1

2.72

2.9

7749-08

856

0.047408

0.002000

0.001045

0.000041

0.282283

0.000014

1.0

1.37

1.5

7749-09

802

0.066508

0.004200

0.001498

0.000096

0.281831

0.000014

–16.4

2.02

2.3

7749-18

879

0.024135

0.000840

0.000524

0.000018

0.282134

0.000024

–3.4

1.56

1.7

7749-22

2067

0.038163

0.003600

0.000862

0.000066

0.281518

0.000018

0.7

2.42

2.5

7749-23

780

0.084081

0.000740

0.001871

0.000018

0.281771

0.000018

–19.2

2.13

2.4

7749-25

742

0.089134

0.002600

0.001995

0.000054

0.282317

0.000025

–0.7

1.36

1.5

7749-27

757

0.087379

0.001000

0.002025

0.000019

0.282318

0.000017

–0.4

1.36

1.5

7749-29

846

0.034640

0.001400

0.001059

0.000058

0.282243

0.000012

–0.6

1.43

1.6

7749-30

1831

0.019095

0.000690

0.000427

0.000012

0.281433

0.000016

–7.1

2.50

2.7

7749-31

2550

0.021186

0.000250

0.000487

0.000004

0.281258

0.000016

2.9

2.74

2.7

7749-33

774

0.062721

0.000560

0.001459

0.000017

0.281850

0.000018

–16.3

1.99

2.3

7749-36

852

0.026035

0.001500

0.000705

0.000023

0.282182

0.000017

–2.4

1.50

1.7

7749-38

2497

0.013661

0.000110

0.000302

0.000003

0.281347

0.000021

5.2

2.61

2.6

7749-43

885

0.011849

0.000250

0.000278

0.000007

0.282397

0.000015

6.1

1.19

1.3

7749-45

2075

0.026527

0.001200

0.000574

0.000026

0.281359

0.000011

–4.4

2.61

2.7

7749-49

1852

0.042633

0.000170

0.000876

0.000003

0.281504

0.000029

–4.6

2.44

2.6

7749-51

904

0.033654

0.002600

0.000835

0.000067

0.282397

0.000014

6.2

1.20

1.3

7749-52

1859

0.026868

0.000970

0.000569

0.000013

0.281634

0.000019

0.5

2.24

2.3

7749-58

2060

0.020735

0.000440

0.000443

0.000009

0.281263

0.000016

–8.0

2.73

2.9

7749-59

2485

0.032074

0.000550

0.000689

0.000013

0.281167

0.000012

–2.2

2.88

2.9

7749-61

2225

0.038789

0.001600

0.000806

0.000027

0.281405

0.000017

0.2

2.57

2.6

7749-63

1940

0.028239

0.003000

0.000613

0.000059

0.281322

0.000015

–8.8

2.67

2.8

7749-77

793

0.048029

0.000310

0.001188

0.000006

0.282487

0.000021

6.8

1.09

1.2

7749-79

3060

0.018009

0.000750

0.000424

0.000014

0.280847

0.000014

0.1

3.29

3.3

7749-80

872

0.039610

0.002000

0.000887

0.000043

0.282245

0.000020

0.1

1.42

1.6

7749-84

845

0.046772

0.003000

0.001128

0.000052

0.282213

0.000015

–1.7

1.47

1.6

7749-86

778

0.088466

0.002100

0.002021

0.000040

0.282315

0.000018

0.0

1.36

1.5

7749-94

785

0.106754

0.001800

0.002393

0.000035

0.282378

0.000017

2.2

1.28

1.4

7749-95

888

0.021546

0.000250

0.000492

0.000005

0.281992

0.000018

–8.3

1.75

2.0

7749-96

1850

0.029349

0.000840

0.000651

0.000014

0.281262

0.000013

–13.0

2.75

3.0

7749-102

763

0.054207

0.001900

0.001239

0.000039

0.281842

0.000013

–16.7

1.99

2.3

7749-104

924

0.040271

0.001200

0.001029

0.000026

0.282221

0.000016

0.3

1.45

1.6

7749-106

797

0.094545

0.001100

0.002014

0.000019

0.282358

0.000031

1.9

1.30

1.4

7749-112

828

0.086110

0.002700

0.001960

0.000067

0.281849

0.000015

–15.5

2.02

2.3

7749-115

2913

0.015911

0.000600

0.000377

0.000010

0.280828

0.000014

–3.9

3.31

3.4

7749-121

2453

0.031873

0.000400

0.000695

0.000015

0.281035

0.000018

–7.6

3.06

3.2

7749-124

2682

0.030679

0.000310

0.000670

0.000007

0.280959

0.000010

–5.1

3.16

3.2

7749-126

789

0.095581

0.001800

0.002138

0.000035

0.282335

0.000028

0.8

1.33

1.4

7749-135

870

0.054591

0.001700

0.001223

0.000042

0.281797

0.000012

–16.0

2.05

2.4

7749-138

837

0.018788

0.000530

0.000481

0.000012

0.282278

0.000011

0.8

1.36

1.5

7749-146

1811

0.032029

0.001200

0.000785

0.000014

0.281695

0.000023

1.3

2.17

2.2

7749-152

908

0.065183

0.002800

0.001555

0.000046

0.281773

0.000020

–16.2

2.11

2.4

7749-161

938

0.002986

0.000100

0.000057

0.000002

0.281635

0.000011

–19.5

2.21

2.6

7749-165

896

0.030725

0.000490

0.000673

0.000010

0.282032

0.000019

–6.8

1.70

1.9

 

Таблица 4. Sm–Nd изотопные данные для песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты

№ обр.

Sm,  мкг/г

Nd,  мкг/г

147Sm/144Nd

143Nd/144Nd (±2σизм.)

εNd(t)

tNd(DM), млн лет

7746

1.07

7.47

0.0865

0.511677 ± 4

–9.8

1762

7748

3.40

19.51

0.1055

0.511734 ± 3

–10.2

1990

7749

2.73

14.80

0.1115

0.511724 ± 3

–10.9

2122

Примечание. Величины εNd(t) рассчитаны на возраст известняков цаганоломской свиты 659 млн лет (Rooney et al., 2015).

 

Установленные значения возрастов детритовых цирконов из песчаников майханулской пачки (рис. 5) свидетельствуют о преобладании в их источниках пород неопротерозойских структурно-вещественных комплексов, а хорошая сохранность форм кристаллов цирконов (рис. 6) указывает на пространственную близость, по крайней мере, части неопротерозойских источников сноса к бассейну осадконакопления.

Максимум возраста 783 млн лет (рис. 5) хорошо согласуется с оценками возраста как вулканитов дзабханской серии (Levashova et al., 2010; Bold et al., 2016b), так и постметаморфических гранитоидов Дзабханского и Сонгинского террейнов, а также джаргалантского комплекса Тарбагатайского террейна (Козаков и др., 2011, 2013, 2014; Bold et al., 2016a). Hf-изотопные данные для цирконов этой возрастной группы (рис. 7) также свидетельствуют о размыве магматических комплексов с различными изотопными характеристиками (εHf(t) от –19.2 до –16.3 и от –0.7 до +2.2, tHf(C) = 2.4–2.3 и 1.5–1.2 млрд лет), а следовательно имеющих различное происхождение. Необходимо отметить, что кислые вулканиты дзабханской серии характеризуются отрицательными величинами εNd(t) от –15.1 до –8.9, раннедокембрийскими значениями Nd-модельных возрастов tNd(DM) = 2.6–2.1 млрд лет (Ярмолюк и др., 2016) и, таким образом, могли являться одним из источников детритовых цирконов песчаников цаганоломской свиты. Постметаморфические гранитоиды Дзабханского и Сонгинского террейнов, а также джаргалантского комплекса Тарбагатайского террейна обладают варьирующими величинами εNd(t) от –2.6 до +5.2 и Nd-модельными возрастами в интервале 1.8–1.2 млрд лет (Козаков и др., 2011, 2012, 2014; Ковач и др., 2013) и могли являться источниками детритовых цирконов с Hf-модельными возрастами tHf(C) = 1.5–1.2 млрд лет.

В кристаллических породах фундамента Дзабханского террейна развиты неопротерозойские гнейсо-граниты (856 ± 2 млн лет), габбро-диориты (860 ± 3 млн лет) и трондьемиты (862 ± 2 млн лет) (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Козаков и др., 2014а, 2017), а в сопредельном Сонгинском террейне – островодужные риолиты (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS, 888 ± 2 млн лет; Ярмолюк и др., 2015), постаккреционные трондьемиты (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS, 859 ± 3 млн лет; Козаков и др., 2014) и конгломераты с гальками и валунами трондьемитов с возрастом 874 ± 3 млн лет (U–Pb метод по циркону, ID-TIMS; Козаков и др., 2013). Кроме того, в парагнейсах Дзабхан-Мандалской и Ургамалской зон Дзабханского террейна и баяннурского комплекса Сонгинского террейна установлены детритовые цирконы с конкордантными возрастами в интервале 900–820 млн лет (LA-ICP-MS; Козаков и др., 2014). Эти породы характеризуются широкими вариациями величин εNd(t) от –6.7 до +5.6 и Nd-модельных возрастов tNd(DM) = 2.2–1.2 млрд лет (Ковач и др., 2013; Козаков и др., 2014), что в целом согласуется с Hf-изотопными характеристиками детритовых цирконов этого возраста из песчаников майханулской пачки (εHf(t) = –16.0…+6.2,  tHf(C) = 2.4–1.3 млрд лет).

Островодужные комплексы пород с возрастом 959 ± 8, 944 ± 6 и 930 ± 6 млн лет установлены в северо-западной части Дзабханского террейна (SIMS, Козаков и др., 2016) и характеризуются положительными величинами εNd(t) = +4.4…+6.1, а цирконы из них – высокими положительными величинами εHf(t) = +11.4…+15.9 и неопротерозойскими Hf- коровыми модельными возрастами 1.0–0.8 млрд лет (Kröner et al., 2017a). Гранито-гнейсы района Бага-Богд Гобийского Алтая имеют возрасты 983 ± 6, 956 ± 3 и 954 ± 8 млн лет (SIMS, Demoux et al., 2009), умеренно отрицательные величины εNd(t) от –5.5 до –4.0 и палеопротерозойские Nd-модельные возрасты 2.1–2.0 млрд лет (Kröner et al., 2017a). Близкие возрасты установлены для габбро офиолитового комплекса Эрдене-ул (973 ± 12 млн лет), ортогнейсов кристаллического комплекса Замтын-нуру (950 ± 16, 933 ± 6, 941 ± 11 и 947 ± 6 млн лет) и ортогнейсов аккреционного комплекса Алаг-Ханды (940 ± 6 и 953 ± 12 млн лет) (SIMS, Kröner et al., 2010; LA-ICP-MS, Buriánek et al., 2017). Вероятно, подобные образования могли являться источниками детритовых цирконов с возрастом около 934 млн лет.

В настоящее время раннедокембрийские комплексы пород в пределах Дзабханского микроконтинента наиболее полно изучены в Байдарикском и Тарбагатайском террейнах. Цирконы из двупироксеновых тоналитовых гнейсов байдарагинского комплекса Байдарикского террейна имеют возрасты по отношению 207Pb/206Pb от 2804 ± 17 до 2890 ± 14 млн лет, 2603 ± 26 и 2659 ± 20 млн лет и около 2.55–2.48 млрд лет (SIMS, Козаков и др., 2007; Kröner et al., 2017b). U–Pb (TIMS) возраст цирконов из тоналит-трондьемитовых гнейсов составляет 2646 ± 45 млн лет (Козаков и др., 2007). В бумбугерском комплексе этого террейна ядра детритовых цирконов имеют возрасты по отношению 207Pb/206Pb в интервале 2.61–2.48 млрд лет, 2523 ± 29 млн лет и 2.00–1.72 млрд лет (SIMS, Козаков и др., 2007; Kröner et al., 2017b). Становление син- и постметаморфических гранитоидов Байдарикского террейна происходило 2364 ± 6, 2308 ± 4, 1854 ± 5 – 1851 ± 7 и 1825 ± 5 млн лет назад (ID-TIMS, Козаков и др., 1997; SIMS, Kröner et al., 2017b). Раннедокембрийские образования Байдарикского террейна характеризуются преимущественно отрицательными величинами εNd(t) от –4.3 до 0.0 и Nd-модельными возрастами в интервалах 3.3–2.9 и 2.4 млрд лет (Козаков и др., 1997; Kröner et al., 2017b).

Для цирконов магматического генезиса из эндербито-гнейсов и чарнокитов идерского комплекса Тарбагатайского террейна установлен возраст в интервале 2546–2522 млн лет, тогда как метаморфогенные цирконы кристаллизовались около 1860–1855 млн лет назад (ID-TIMS, Козаков и др., 2011; SIMS, Kröner et al., 2015a). Они обладают величинами εHf(t) от –19.2 до +2.7 и модельными возрастами tHf(C) = 3.2–2.7 млрд. лет, близкими к Nd-изотопным характеристикам пород в целом (εNd(t) = –7.6…+1.6, tNd(DM) = 3.1–2.7 млрд лет) (Козаков и др., 2011; Kröner et al., 2015a).

Эти данные позволяют предполагать, что комплексы пород, подобные образованиям раннедокембрийского фундамента Байдарикского террейна и идерского комплекса Тарбагатайского террейна, могли являться источниками, по крайней мере, части раннедокембрийских детритовых цирконов майханулской пачки цаганоломской свиты, характеризующихся широкими вариациями изотопного состава Hf (εHf(t) от –13.0 до +2.8, tHf(C) = 3.4–2.2 млрд лет).

В то же время необходимо отметить, что в юго-западной части Дзабханского террейна выявлены мусковит-биотитовые гнейсы с возрастом 1967 ± 13 млн лет (ID-TIMS, Bold et al., 2016a). Кроме того, установлено, что детритовые цирконы из кварцитов конгломератов и песчаников основания дзабханской серии этого же района имеют конкордантные и субконкордантные возрасты в интервалах 723–855, 1868–2764, 2902–2990 и 3334–3387 млн лет с пиками на кривой вероятности возрастов 778, 2043, 2222, 2491, 2586, 2687, 2939 и 3359 млн лет (пересчитано по данным (LA-ICP-MS; Bold et al., 2016b)). Это свидетельствует о более широком развитии раннедокембрийских образований в южной части Дзабханского террейна, чем предполагалось ранее. Тем не менее, точная идентификация докембрийских источников сноса в настоящее время не представляется возможной.

Полученные геохронологические и Hf-изотопные данные для детритовых цирконов из песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты и Nd-изотопные данные для пород в целом подтверждают сделанный ранее вывод о том, что фундамент Дзабханского террейна представляет собой не единый блок раннедокембрийской континентальной коры, а композитный террейн (Козаков и др., 2012, 2014). В его составе представлены островодужные и окраинно-континентальные комплексы раннего неопротерозоя и раннедокембрийские образования.

К настоящему времени и в других структурах центрального сегмента ЦАСП установлено гораздо более широкое, чем предполагалось ранее, развитие метаморфических и магматических пород неопротерозойского возраста. Так, в строении Тувино-Монгольского массива (микроконтинента) принимают участие Шишхидская островная дуга (около 800 млн лет; Kuzmichev et al., 2005), Сархойская окраинно-континентальная дуга (около 780 млн лет; Кузьмичев, Ларионов, 2011)  и тоналиты-трондьемиты Сумсунурского комплекса (ID-TIMS, 811–785 млн лет; Кузьмичев, 2004; Ковач и др., 2012), прорывающие неоархейские образования Гарганского террейна, а также Окинская аккреционная призма (SIMS, 819–813 млн лет; Кузьмичев, Ларионов, 2013; ID-TIMS, 757 ± 16 млн лет; Kuzmichev et al., 2007). В раннем неопротерозое (около 970, 837–812, 790–775 и 735–723 млн лет) происходило становление островодужных и окраинно-континентальных комплексов пород, гранитоидов и внутриплитных вулканитов Восточно-Забайкальского сегмента ЦАСП (Некрасов и др., 2007; Рыцк и др., 2011; Руженцев и др., 2012; Kröner et al., 2015b).

Необходимо отметить, что детритовые цирконы неопротерозойского возраста часто встречаются в терригенных породах центрального сегмента ЦАСП. Такие цирконы установлены, например, в парагнейсах моренского и эрзинского комплексов Западного Сангилена (Козаков и др., 2005), песчаниках дархатской серии (Демонтерова и др., 2011), хубсугульской серии и мурэнской свиты (Летникова и др., 2017) Тувино-Монгольского массива, метатерригенных породах слюдянского комплекса (Kovach et al., 2013), а также корниловской и шубутуйской свит (Школьник и др., 2016) Хамардабанского террейна, уртагольской свиты Тункинского террейна (Резницкий и др., 2015), гнейсах Ольхонского террейна (Гладкочуб и др., 2010; Donskaya et al., 2017), терригенных породах эдиакаро-палеозойских островодужных и окраинно-континентальных террейнов юга Сибири и Монголии (Rojas-Argamonte et al., 2011; Резницкий и др., 2018).

Можно полагать, что в нижнем неопротерозое в пределах Дзабханского террейна и его обрамления, а также в других структурах центрального сегмента ЦАСП представлены фрагменты энсиматических и энсиалических островных дуг, формирование которых происходило в интервалах около 960–930, 890–860 и 810–780 млн лет назад. Породы этих комплексов выступали источником терригенного материала эдиакаро-палеозойских осадочных бассейнов ЦАСП.

ВЫВОДЫ

  1. Результаты геохронологических и Hf-изотопных исследований детритовых цирконов из песчаников майханулской пачки цаганоломской свиты шельфового чехла Дзабханского террейна, а также Nd-изотопные исследования пород в целом позволили установить, что источниками их сноса являлись неопротерозойские и раннедокембрийские комплексы пород с архейскими и палеопротерозойскими Hf–Nd модельными возрастами, а также магматические породы неопротерозойского возраста, образование которых связано с плавлением смешанных ювенильных и коровых источников.
  2. Возраст песчаников майханулской пачки находится в интервале около 720–660 млн лет.
  3. В раннем неопротерозое (около 960–780 млн лет) устанавливается масштабное проявление процессов конвергенции в центральном сегменте ЦАСП, с которыми связаны формирование ювенильной коры и переработка древней континентальной коры в структурах центрального сегмента ЦАСП. Можно предполагать, что эти процессы отражают развитие глобальной субдукционной системы в палеоокеанической области обрамления суперконтинента Родиния (Cawood et al., 2016).

Источники финансирования. Исследования выполнены при поддержке РНФ (проект 18-17-00229).

V. P. Kovach

Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS

Author for correspondence.
Email: v.p.kovach@gmail.com

Russian Federation, St. Petersburg

I. K. Kozakov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS

Email: v.p.kovach@gmail.com

Russian Federation, St. Petersburg

K. L. Wang

Institute of Earth Sciences, Academia Sinica; National Taiwan University

Email: v.p.kovach@gmail.com

Taiwan, Province of China, Taipei, Taiwan

Yu. V. Plotkina

Institute of Precambrian Geology and Geochronology RAS

Email: v.p.kovach@gmail.com

Russian Federation, St. Petersburg

H. Ya. Lee

Institute of Earth Sciences, Academia Sinica

Email: v.p.kovach@gmail.com

Taiwan, Province of China, Taipei, Taiwan

S. L Chung

Institute of Earth Sciences, Academia Sinica; National Taiwan University

Email: v.p.kovach@gmail.com

Taiwan, Province of China, Taipei, Taiwan

  1. Беззубцев В.В. О стратиграфии докембрия и кембрия бассейна р. Дзабхан // Материалы по геологии МНР. М.: Недра, 1963. С. 29–43.
  2. Беличенко В.Г., Резницкий Л.З., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Тувино-Монгольcкий маccив (к пpоблеме микpоконтинентов Палеоазиатcкого океана) // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 6. С. 554–565.
  3. Геология МНР. Т. 1. Стратиграфия. М.: Недра, 1973. 584 с.
  4. Гибшер А.С., Хоментовский В.В. Разрез цаганоломской и баянгольской свит венда–нижнего кембрия Дзабханской зоны Монголии // Поздний докембрий и ранний палеозой Сибири. Вопросы региональной стратиграфии. Новосибирск: ИГГ СО АН СССР, 1990. С. 79–91.
  5. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Федоровский В.С. и др. Ольхонский метаморфический террейн Прибайкалья: раннепалеозойский композит фрагментов неопротерозойской активной окраины // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 5. С. 571–588.
  6. Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Резницкий Л.З. и др. История формирования Тувино-Монгольского массива по данным U–Pb-датирования методом LA-ICP-MS детритовых цирконов из песчаника дархатской серии (Западное Прихубсугулье, Северная Монголия) // Докл. АН. 2011. Т. 441. № 3. С. 358–362.
  7. Зайцев Н.С. Тектоника Монголии // Эволюция геологических процессов и металлогения Монголии. М.: Наука, 1990. С. 15–22.
  8. Ковач В.П., Рыцк Е.Ю., Сальникова Е.Б. и др. Новые U–Pb (TIMS) геохронологические данные о возрасте тоналитов сумсунурского комплекса Гарганской глыбы – к дискуссии о палеозойской органике и древних толщах Восточного Саяна // Материалы V Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: ИГЕМ РАН, 2012. С. 158–160.
  9. Ковач В.П., Козаков И.К., Ярмолюк В.В. и др. Этапы формирования континентальной коры Сонгинского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии: II. Геохимические и Nd изотопные данные // Петрология. 2013. Т. 21. № 3. С. 451–469.
  10. Козаков И.К., Кирнозова Т.И., Ковач В.П. и др. Позднерифейский возраст кристаллического фундамента карбонатного чехла Дзабханского микроконтинента // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2015. Т. 23. № 3. С. 3–12.
  11. Козаков И.К., Ковач В.П., Бибикова Е.В. и др. Позднерифейский этап формирования кристаллических комплексов Дзабханского микроконтинента: геологические, геохронологические и Nd изотопно-геохимические данные // Петрология. 2014. Т. 22. № 5. С. 516–545.
  12. Козаков И.К., Козловский А.М., Ярмолюк В.В. и др. Кристаллические комплексы Тарбагатайского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии // Петрология. 2011. Т. 19. № 4. С. 445–464.
  13. Козаков И.К., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Корообразующие процессы в геологическом развитии Байдарикского блока Центральной Монголии: Sm–Nd изотопные данные // Петрология. 1997. Т. 5. № 3. С. 240–248.
  14. Козаков И.К., Кузнецов А.Б., Эрдэнэжаргал Ч. и др. Неопротерозойские комплексы фундамента шельфового чехла Дзабханского террейна восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2017. Т. 25. № 5. С. 3–16.
  15. Козаков И.К., Натман А., Сальникова Е.Б. и др. Метатерригенные толщи Тувино-Монгольского массива: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2005. Т. 13. № 1. С. 1–20.
  16. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Вонг Т. и др. Кристаллические комплексы нижнего докембрия Дзабханского микроконтинента Центральной Азии: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 2. С. 3–24.
  17. Козаков И.К., Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Раннебайкальский кристаллический комплекс в фундаменте Дзабханского микроконтинента раннекаледонской складчатой области Центральной Азии // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 3. С. 3–12.
  18. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ярмолюк В.В. и др. Этапы формирования континентальной коры Сонгинского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии: I. Геологические и геохронологические данные // Петрология. 2013. Т. 21. № 3. С. 227–246.
  19. Козаков И.К., Kröner A., Ковач В.П. Ранненеопротерозойский этап в формировании фундамента Дзабханского террейна восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Тектоника, глубинное строение и минерагения Востока Азии: IX Косыгинские чтения. Материалы Всероссийской конференции. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2016. С. 35–38.
  20. Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М. Возможности стронциевой изотопной хемостратиграфии в решении проблем стратиграфии верхнего протерозоя (рифея и венда) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22. № 6. С. 3–25.
  21. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: ПРОБЕЛ, 2004. 192 с.
  22. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Сархойская серия Восточного Саяна: неопротерозойский этап (770–800 млн лет), вулканический пояс андийского типа // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 7. С. 875–895.
  23. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Неопротерозойские островные дуги Восточного Саяна: длительность магматической активности по результатам датирования вулканокластики по цирконам // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 1. С. 45–57.
  24. Летникова Е.Ф., Вишневская И.А., Летников Ф.А. и др. Осадочные комплексы чехла Дзабханского микроконтинента: различные бассейны седиментации и источники сноса // Докл. АН. 2016. Т. 470. № 5. С. 570–574.
  25. Летникова Е.Ф., Школьник С.И., Летников Ф.А. и др. Основные этапы тектоно-магматической активности Тувино-Монгольского микроконтинента в докембрии: данные U–Pb-датирования цирконов // Докл. АН. 2017. Т. 474. № 5. С. 599–604.
  26. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3–33.
  27. Некрасов Г.Е., Родионов Н.В., Бережная Н.Г. и др. U–Pb-возраст цирконов из плагиогранитных жил мигматизированных амфиболитов Шаманского хребта (Икат-Багдаринская зона, Витимское нагорье, Забайкалье) // Докл. АН. 2007. Т. 412. № 5. С. 661–664.
  28. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И.М. и др. U–Pb возраст и Sr-изотопная характеристика надтиллитовых известняков неопротерозойской цаганоломской свиты, бассейн р. Дзабхан, Западная Монголия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28–40.
  29. Резницкий Л.З., Демонтёрова Е.И., Бараш И.Г. и др. Нижний возрастной предел и источники метатерригенных пород аллохтона Тункинских гольцов (Восточный Саян) // Докл. АН. 2015. Т. 461. № 6. С. 691–695.
  30. Резницкий Л.З., Ковач В.П., Бараш И.Г. и др. Возраст и источники терригенных пород Джидинского террейна: результаты U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологических исследований детритовых цирконов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 5. С. 3–29.
  31. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. и др. Байкало-Витимская складчатая система: строение и геодинамическая эволюция // Геотектоника. 2012. № 2. С. 3–28.
  32. Рыцк Е.Ю., Ковач В.П., Ярмолюк В.В. и др. Изотопная структура и эволюция континентальной коры Восточно-Забайкальского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геотектоника. 2011. № 5. С. 17–51.
  33. Школьник С.И., Станевич А.М., Резницкий Л.З., Савельева В.Б. Новые данные о строении и временном диапазоне формирования Хамардабанского террейна: свидетельства U–Pb LA-ICP-MS датирования цирконов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 1. С. 23–43.
  34. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Анисимова И.В. и др. Позднерифейские щелочные граниты Дзабханского микроконтинента: к оценке времени распада Родинии и формирования микроконтинентов Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. АН. 2008. Т. 420. № 3. С. 375–381.
  35. Ярмолюк В.В., Козловский А.М., Сальникова Е.Б. и др. Строение, возраст и условия формирования ранненеопротерозойских магматических комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса на примере Холбонурской зоны Сонгинского террейна // Докл. АН. 2015. Т. 465. № 1. С. 73–77.
  36. Ярмолюк В.В., Козловский А.М., Саватенков В.М. и др. Состав, источники и геодинамическая природа гигантских батолитов Центральной Азии: по данным геохимических и Nd исследований гранитоидов Хангайского зонального магматического ареала // Петрология. 2016. Т. 24. № 5. С. 468–498.
  37. Amelin Y., Lee D.-C., Halliday A.N., Pidgeon R.T. Nature of the Earth’s earliest crust from hafnium isotopes in single detrital zircons // Nature. 1999. V. 399. P. 252–255.
  38. Anderson T. Correction of common lead in U–Pb analyses that do not report 204Pb // Chem. Geol. 2002. V. 192. P. 59–79.
  39. Badarch G., Cunningham W.D., Windley B.F. A new terrane subdivision for Mongolia: implications for Phanerozoic crustal growth of Central Asia // J. Asian Earth Sci. 2002. V. 21. P. 87–110.
  40. Blichert-Toft J., Albarède F. The Lu–Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle–crust system // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 148. P. 243–258.
  41. Bold U., Crowley J.L., Smith E.F. et al. Neoproterozoic to early Paleozoic tectonic evolution of the Zavkhan terrane of Mongolia: implications for continental growth in the Central Asian Orogenic Belt // Lithosphere. 2016a. V. 8 (6). P. 729–750.
  42. Bold U., Smith E.F., Rooney A.D. et al. Neoproterozoic stratigraphy of the Zavkhan terrane of Mongolia: the backbone for Cryogenian and Early Ediacaran chemostratigraphic records // Am. J. Sci. 2016b. V. 316. P. 1–63.
  43. Brasier M.D., Shields G., Kuleshov V.N., Zhegalo E.A. Integrated chemo- and biostratigraphic calibration of early animal evolution: Neoproterozoic‒early Cambrian of southwest Mongolia // Geol. Mag. 1996. V. 133. № 1/4. P. 445–485.
  44. Buriánek D., Schulmann K., Hrdličková K. et al. Geochemical and geochronological constraints on distinct Early-Neoproterozoic and Cambrian accretionary events along southern margin of the Baydrag Continent in western Mongolia // Gondwana Res. 2017. V. 47. P. 200–227.
  45. Cawood P.A., Strachan R.A., Pisarevsky S.A. et al. Linking collisional and accretionary orogens during Rodinia assembly and breakup: implications for models of supercontinent cycles // Earth Planet. Sci. Lett. 2016. V. 449. P. 118–126.
  46. De Biévre P., Taylor P.D.P. Table of the isotopic compositions of the elements // Int. J. Mass Spectrometry and Ion Processes. 1993. V. 123. P. 149–166.
  47. Demoux A., Kröner A., Liu D., Badarch G. Precambrian crystalline basement in southern Mongolia as revealed by SHRIMP zircon dating // Int. J. Earth Sci. 2009. V. 98. P. 1365–1380.
  48. Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Fedorovsky V.S. et al. Pre-collisional (> 0.5 Ga) complexes of the Olkhon terrane (southern Siberia) as an echo of events in the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2017. V. 42. P. 243–263.
  49. Gehrels G. Detrital zircon U–Pb geochronology: current methods and new opportunities // Tectonics of Sedimentary Basins: Recent Advances. Eds. Busby C., Azor A. Chichester, UK: Wiley-Blackwell, 2012. P. 47–62.
  50. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249–265.
  51. Griffin W.L., Pearson N.J., Belousova E. et al. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICMPS analysis of zircon megacrysts in kimberlites // Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. V. 64. P. 133–147.
  52. Griffin W.L., Belousova E.A., Shee S.R. et al. Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton: U–Pb and Hf-isotope evidence from detrital zircons // Precambrian Res. 2004. V. 131. P. 231-282.
  53. 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 // Chem. Geol. 2004. V. 211. P. 47–69.
  54. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm–Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137–150.
  55. Khomentovsky V.V., Gibsher A.S. The Neoproterozoic–lower Cambrian in northern Govi-Altay, western Mongolia: regional setting, lithostratigraphy and biostratigraphy // Geol. Mag. 1996. V. 133. P. 445–485.
  56. Kovach V., Salnikova E., Wang K.-L. et al. Zircon ages and Hf isotopic constraints on sources of clastic metasediments of the Slyudyansky high-grade complex, southeastern Siberia: implication for continental growth and evolution of the Central Asian Orogenic Belt // J. Asian Earth Sci. 2013. V. 62. P. 18–36.
  57. Kröner A., Lehmann J., Schulmann K. et al. Lithostratigraphic and geochronological constraints on the evolution of the Central Asian Orogenic Belt in SW Mongolia: early Paleozoic rifting followed by late Paleozoic accretion // Am. J. Sci. 2010. V. 310. P. 523–574.
  58. Kröner A., Kovach V.P., Kozakov I.K. et al. Zircon ages and Nd–Hf isotopes in UHT granulites of the Ider Complex: a cratonic terrane within the Central Asian Orogenic Belt in NW Mongolia // Gondwana Res. 2015a. V. 27. P. 1392–1406.
  59. Kröner A., Fedotova A.A., Khain E.V. et al. Neoproterozoic ophiolite and related high-grade rocks of the Baikal–Muya belt, Siberia: geochronology and geodynamic implications // J. Asian Earth Sci. 2015b. V. 111. P. 138–160.
  60. Kröner A., Kovach V., Alexeiev D. et al. No excessive crustal growth in the Central Asian Orogenic Belt: further evidence from field relationships and isotopic data // Gondwana Res. 2017a. V. 50. P. 135–166.
  61. Kröner A., Kovach V., Kozakov I. et al. Granulites and Palaeoproterozoic lower crust of the Baidarik Block, Central Asian Orogenic Belt of NW Mongolia // J. Asian Earth Sci. 2017b. V. 145. Pt. B. P. 393–407.
  62. Kuzmichev A., Kröner A., Hegner E. et al. The Shishkid ophiolite, northern Mongolia: a key to the reconstruction of a Neoproterozoic island-arc system in central Asia // Precambrian Res. 2005. V. 138. P. 125–150.
  63. Kuzmichev A., Sklyarov E., Postnikov A., Bibikova E. The Oka Belt (southern Siberia and northern Mongolia): a Neoproterozoic analog of the Japanese Shimanto Belt? // The Island Arc. 2007. V. 16. P. 224–242.
  64. Levashova N.M., Kalugin V.M., Gibsher A.S. et al. The origin of the Baidaric microcontinent, Mongolia: constraints from paleomagnetism and geochronology // Tectonophysics. 2010. V. 485. P. 306–320.
  65. Lindsay J.F., Brasier M.D., Shields G. et al. Glacial facies associations in a Neoproterozoic back-arc setting, Zavkhan Basin, western Mongolia // Geol. Mag. V. 133. № 4. P. 391–402.
  66. Ludwig K.R. Isoplot v. 4.15: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 2008. № 4. 76 p.
  67. Rojas-Agramonte Y., Kröner A., Demoux A. et al. Detrital and xenocrystic zircon ages from Neoproterozoic to Palaeozoic arc terranes of Mongolia: significance for the origin of crustal fragments in the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2011. V. 19. P. 751–763.
  68. Rooney A.D., Strauss J.V., Brandon A.D., Macdonald F.A. A Cryogenian chronology: two long-lasting synchronous Neoproterozoic glaciations // Geology. 2015. V. 43. № 5. P. 459–462.
  69. Sláma J., Košler J., Condon D.J. et al. Plešovice zircon – a new natural reference material for U–Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. V. 249. P. 1.
  70. Söderlund U., Pattchet P.J., Vervoort J.D., Isachsen C.E. The 176Lu constant determined by Lu–Hf and U–Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 219. P. 311–324.
  71. Van Achterbergh E., Ryan C.G., Jackson S.E., Griffin W.L. LA-ICP-MS in the Earth Sciences – Appendix 3, data reduction software for LA-ICP-MS // Short Course. Ed. Sylvester P.J. St. John’s Mineral. Assoc. Can. 2001. V. 29. P. 239–243.
  72. Wiedenbeck M.P.A., Corfu F., Griffin W.L. et al. Three natural zircon standards for U–Th–Pb, Lu–Hf, trace element and REE analyses // Geostandards and Geoanalytical Res. 1995. V. 19. P. 1–23.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1. Fig. 1. Scheme of the geological position of fragments of the Precambrian continental crust in the structures of the eastern part of the Central Asian fold belt. 1 - ancient platforms; 2–10 - structures of the Central Asian fold belt: 2 — early Caledonides, 3 — strata of the middle – Late Paleozoic turbidite basin, 4 — late Caledonides, 5 — hercynides, 6 — indosinids, 7 — Late Paleozoic – Mesozoic volcanoplutonic belts, 8–10 — fragments of the continental crust with the Lower Precambrian (8), Neoproterozoic (9), and Late Grenville (10) bases; 11 - Neoproterozoic Bayanhongor zone; 12 - the main tectonic boundaries. Roman numerals denote: I - Dzabkhan Terrane, II - Tarbagatai Terrane, III - Tuvino-Mongolian massif, IV - Songinsky Terrane, V - Baidarik Terrane, VI - South Gobi microcontinent. View (302KB) Indexing metadata
2. Fig. 2. Scheme of the position of high-grad metamorphic complexes in the structures of Western Mongolia; built using (Zaitsev, 1990; Kozakov et al., 2013). 1 - Quaternary deposits; 2 - Devonian – Carboniferous turbidite deposits; 3 - undifferentiated Paleozoic – Early Mesozoic volcanoplutonic complexes; 4–8 — mobile belts: 4, 5 — Early Hercene mobile belts: 4 — paleo-oceanic and island-arc complexes of the South Mongolian zone, 5 — sediments of the continental slope and passive margin; 6 - Late Caledonian mobile belts of the Mongolo-Altai zone; 7 - Early Caledonian mobile belts: 7a - paleooceanic and island arc complexes of Ediacaria – Lower Cambrian of the Lake zone, 7b - deposits of the passive margin - Idermegsky terrane; 8 - Neoproterozoic paleooceanic and island arc complexes of the Bayanhongor zone; 9 - early Neoproterozoic mobile belts; 10–15 — blocks of crystalline rocks: 10 — Lower Precambrian (10a — established, 10b — assumed), 11 — undifferentiated metamorphosed shelf and volcanic strata of the Bayanhongor zone (neoproterozoic), 12–15 — metamorphic complexes formed in the early neoproterozoic (12a - naked 12b - assumed under the cover), in the late Neoproterozoic (13), Early Paleozoic (14), Late Paleozoic (15); 16 - tectonic boundaries, faults; 17 - position of objects with early Neoproterozoic age values: 1–983 ± 6, 956 ± 3 and 954 ± 8 Ma (SIMS, Demoux et al., 2009); 2 - 955 ± 7 Ma (SIMS, Kröner et al., 2010); 3 - 959 ± 8, 944 ± 6 and 930 ± 6 Ma (SIMS, Kozakov et al., 2016). Numbers in the circles: 1 - Dzabkhan Terrane; 2 - Baidarik Terrane; 3 - Tatsaingol Terrane; 4 - Songinsky terrane; 5 - Tarbagatai terrane; 6 - Otgon Terrain; 7 - Khan-Khukhey block of the Tuvino-Mongolian massif; 8 - Hamardabansky terrane. View (225KB) Indexing metadata
3. Fig. 3. Scheme of the geological structure of the Hasagt-Khairkhan ridge and the basin of the r. Dzabhan; built on the basis of (Khomentovsky, Gibsher, 1996; Yarmolyuk et al., 2008; Ovchinnikova et al., 2012). 1 - Cenozoic deposits; 2 - Ordovician conglomerates; 3 - terrigenous Salanygol Formation; 4 - terrigenous-carbonate Bayangol Formation; 5 - carbonate strata of the Tsaganol suite; 6 - taylites of the Mayhanul pack; 7 - volcanogenic rocks of the Dzabhan Formation; 8 - Ediacar – Cambrian ophiolitic complex of the Lake zone; 9 - alkaline granites; 10 - Paleozoic granitoids; 11 - position of limestone samples of the Tsaganol Formation (Pb – Pb, 635 ± 23 Ma, Ovchinnikova et al., 2012) and alkaline granites (U – Pb ID – TIMS, 755 ± 3 Ma); 12 - position of zircon samples from volcanic rocks of the lower (LA-ICP-MS, 803 ± 8 Ma) and upper (LA-ICP-MS, 773 ± 4 Ma) parts of the Dzabhan Formation section (Levashova et al., 2010). View (162KB) Indexing metadata
4. Fig. 4. The ratio of volcanic dzabkhan series and terrigenous-carbonate sediments of the Tsaganol suite (the northern slope of the Khasagt-Khairkhan Ridge, Tsagan-Gol stream); compiled on the basis of (Ovchinnikova et al., 2012). 1 - limestone; 2 - shale; 3 - dolomites; 4 - gravelites; 5 - limestones and dolomites with phosphorite nodules; 6 - tillity; 7 - sandstones; 8 - sandstones and aleurolites of the basal horizon; 9 - volcanogenic rocks of the Dzabhan series; 10 - erosion surface. The U – Pb ages (Ma) of zircons from the rzoliths of the Dzabhan series (ID-TIMS, Bold et al., 2016b) and Pb – Pb age (Ma) of limestones of the over-millite pack of the Tsaganol Formation (Ovchinnikova et al., 2012) are indicated. View (100KB) Indexing metadata
5. Fig. 5. The histogram and the relative probability curve for the ages of the detrital zircons of the Tsaganol suite. The numbers in the diagram correspond to the peaks in the relative age probability curve calculated by the AgePick program (Gehrels, 2012). View (38KB) Indexing metadata
6. Fig. 6. Micrographs of crystals of detrital zircons from sandstone of Tsaganol suite, performed on an ABT 55 scanning electron microscope in the cathodoluminescence mode. Circles show the locations of analyzes, the diameter corresponds to approximately 30 microns. Figures correspond to concordant values ​​of age (million years). The errors are given at the 2σ level. View (124KB) Indexing metadata
7. Fig. 7. The εHf – age diagram for zircons from the sandstone of the Tsaganol suite. View (16KB) Indexing metadata

Views

Abstract - 38

PDF (Russian) - 14

Cited-By


PlumX

Refbacks

  • There are currently no refbacks.

Copyright (c) 2019 Russian academy of sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies