Sources of the Upper Proterozoic Terrigenous Deposits in the Northwestern Part of the Argun Massif, Central Asian Fold Belt: Results of U–Th–Pb Geochronological and Sm–Nd Isotopic-Geochemical Studies

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Аргунский континентальный массив является одним из крупных массивов, расположенных в восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1, врезка). Наиболее древние образования в восточной части массива представлены условно архейскими кислыми и средними магматическими породами бекетского и гонжинского комплексов, а также метаморфизованными осадочными и вулканическими породами гонжинской серии. Геохронологические и изотопно-геохимические исследования позволили уточнить, что протолиты метаосадочных и метавулканических пород гонжинской серии и наложенные на них структурно-метаморфические преобразования имеют мезозойский возраст (Котов и др., 2009, 2013; Сальникова и др., 2012). К наиболее ранним относятся рифейские слабометаморфизованные вулканогенно-осадочные породы чаловской серии и гранитоиды чаловского комплекса (Петрук, Козлов, 2009). В то же время проведенные в последние годы U–Pb геохронологические исследования метавулканитов исагачинской толщи (Сорокин и др., 2014) и U–Pb (LA-ICP-MS) датирование зерен детритового циркона из метаосадочных пород гребневской и магдагачинской толщ (Смирнова, Сорокин, 2019) свидетельствуют об ордовикском возрасте чаловской серии.

Рис. 1. Геологические схемы северо-западной части Аргунского массива. Составлены по (Павлова и др., 2001; Озерский, Винниченко, 2002), с изменениями авторов

1 – кайнозойские рыхлые отложения; 2 – меловые вулканогенные и осадочные комплексы; 3 – юрские терригенные отложения; 4 – триасовые и позднеюрские гранитоиды; 5 – пермские гранитоиды ундинского и кадаинского комплексов; 6 – вендские метагаббро быркинского комплекса; 7 – вендские(?) осадочные породы быркинской серии; 8–10 – верхнерифейские(?) терригенные и терригенно-карбонатные отложения даурской серии: 8 – нортуйской свиты, 9 – дырбылкейской свиты, 10 – урулюнгуйской свиты; 11 – средне-позднерифейские гранитоиды урулюнгуйского комплекса; 12 – среднерифейские(?) осадочные породы надаровской свиты; 13 – раннепротерозойские(?) метаморфические породы; 14 – разломы; 15 – места отбора образцов для геохимических, Sm–Nd изотопно-геохимических и U–Th–Pb изотопно-геохронологических исследований и их номера. На врезке: 16 – положение объекта исследований; 17 – супертеррейны (континентальные массивы): АР – Аргунский, БЦ – Бурея-Цзямусинский, в том числе террейны: Буреинский (БЦ(Б)), Малохинганский (БЦ(М)), Ханкайский (БЦ(Х)); 18 – палеозойские-раннемезозойские складчатые пояса (ЮМ – Южно-Монгольско-Хинганский, МО – Монголо-Охотский, СЛ – Солонкерский, ВД – Вундурмиао); 19 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса

На государственной геологической карте масштаба 1 : 1 000 000 (Шивохин и др., 2010) в северо-западной части Аргунского массива выделяются ишагинский метаморфический, чонгульский габбровый, урюмканский гранодиорит-гранитовый и урульгинский метаморфический комплексы раннепротерозойского возраста. Однако по данным изотопно-геохимических (Sm–Nd) исследований выявлено, что протолиты гнейсов ишагинского комплекса и гранитогнейсов урюмканского комплекса характеризуются среднерифейским Nd-модельным возрастом (Гордиенко и др., 2019). Возраст габбро Цугольского массива чонгульского комплекса, согласно U–Pb (SIMS) геохронологическим исследованиям, позднеордовикский (448 ± 9 млн лет; Лыхин и др., 2007). По существующим представлениям рифейские магматические образования рассматриваются в составе урулюнгуйского гранитового, уртуйского базальт-риолитового и бухотуйского гранитового комплексов (Шивохин и др., 2010). Установлено, что возраст гранитов Уртуйского массива урулюнгуйского комплекса равен 804 ± 7 и 784 ± 7 млн лет (U–Pb геохронологические исследования, ID-TIMS метод; Голубев и др., 2010). Nd-модельный возраст гранитов урулюнгуйского комплекса 1720–1550 млн лет (Голубев и др., 2010). Возраст гранитов бухотуйского комплекса составляет 765 ± 20 млн лет (Rb–Sr изохрона по породе в целом; Шивохин и др., 2010). К рифейскому структурному этажу также отнесены осадочные породы надаровской, урулюнгуйской, дырбылкейской и нортуйской свит (Шивохин и др., 2010). В последние годы нами были выполнены комплексные геологические, геохимические, изотопно-геохимические исследования осадочных пород урулюнгуйской и дырбылкейской свит даурской серии, а также U–Th–Pb и Lu–Hf изотопные исследования зерен детритового циркона, которые позволили реконструировать обстановки их накопления и выявить основные источники сноса кластического материала (Смирнова и др., 2022). В то же время осадочные породы среднерифейской(?) надаровской свиты и верхнерифейской(?) нортуйской свиты оставались не изученными. Однако они несут в себе важную информацию о докембрийской истории формирования Аргунского массива. Главной целью настоящей работы является выявление основных источников сноса кластического материала для терригенных пород этого массива на основе результатов геохимических, изотопно-геохимических (Sm–Nd) и изотопно-геохронологических (U–Th–Pb, LA-ICP-MS) исследований, а также уточнение нижней возрастной границы накопления осадочных толщ надаровской и нортуйской свит с помощью U–Th–Pb датирования циркона.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ

Среди рифейских отложений в пределах северо-западной части Аргунского массива выделяются надаровская, урулюнгуйская, дырбылкейская и нортуйская свиты (рис. 2).

Рис. 2. Сводная стратиграфическая колонка средне-верхнерифейских(?) осадочных пород северо-западной части Аргунского континентального массива. Составлена по (Павлова и др., 2001; Озерский, Винниченко, 2002)

1 – известняки; 2 – доломиты; 3 – алевролиты, алевропесчаники; 4 – песчаники; 5 – гравелиты; 6 – конгломераты; 7 – сланцы; 8 – туфы кислого и основного состава; 9 – места отбора образцов для U–Th–Pb датирования зерен детритового циркона и их номера

Надаровская свита мощностью 1200–1900 м сложена чередованием филлитизированных алевролитов, алевропелитов и кварцевых песчаников. В составе свиты установлены горизонты мраморизованных известняков и доломитов. Возраст свиты принят условно среднерифейским (Шивохин и др., 2010).

С угловым несогласием на породах надаровской свиты залегают отложения условно верхнерифейской урулюнгуйской свиты, которая сложена осадочными и вулканогенно-осадочными породами. В нижней части свиты наблюдаются дресвяники, осадочные брекчии, конгломератобрекчии, туфы кислого и основного состава, сменяющиеся вверх по разрезу конгломератами, гравелитами, кварцевыми и аркозовыми песчаниками. В ряде выходов урулюнгуйской свиты выявлены более тонкообломочные породы (алевролиты, алевропесчаники) с горизонтами доломитов, известняков и мергелей. Мощность свиты до 2670 м. Возраст принят условно позднерифейским на основании налегания урулюнгуйской свиты на гранитоиды позднерифейского урулюнгуйского комплекса (Шивохин и др., 2010). Наиболее молодая группа зерен циркона из песчаника урулюнгуйской свиты имеет позднерифейский возраст с пиком на кривой относительной вероятности возрастов ~899 млн лет (Смирнова и др., 2022).

На породах урулюнгуйской свиты согласно залегают карбонатные и терригенно-карбонатные отложения дырбылкейской свиты, среди которых преобладают доломиты и известняки с пачками мощностью до 400–450 м гравелитов, песчаников, филлитизированных алевролитов и алевропелитов (Шивохин и др., 2010). Общая мощность свиты достигает 3000 м. В свите обнаружены единичные находки водорослевых остатков Girvanella (?), Panomnienella, Shanganella, строматолитов Conophyton metula Kir. и микрофитолитов Osagia grandis Z. Zhur., Vesicularites consuetus Yak., Volvatella vadosa Z. Zhur., V. horridus Z. Zhur., Ambigolamellatus horridus Z. Zhur. (Шивохин и др., 2010). Возраст дырбылкейской свиты принят условно позднерифейским. Наиболее молодая группа циркона из песчаника дырбылкейской свиты имеет позднерифейский возраст ~771 млн лет (Смирнова и др., 2022).

Нортуйская свита сложена в нижней части разреза кварцевыми и аркозовыми песчаниками, переслаивающимися с алевролитами, выше сменяющимися толщей известняков и известковистых доломитов (Шивохин и др., 2010). В основании свиты установлены седиментационные брекчии, дресвяники, песчаники и алевропелиты. Общая мощность свиты до 2000 м. Среди органических остатков в свите выявлены единичные находки водорослей Renalcis? sp., Subtifloria sp. и микрофитолитов Ambigolamellatus horridus Z. Zhur., Volvatella zonalis Nar., Osagia nimia Z. Zhur., O. minuta Z. Zhur., O. tenuilamellata Reitl., Vesicularites flexuosus Reitl. Возраст свиты принят условно позднерифейским. Контакты с нижележащими отложениями дырбылкейской свиты согласные.

Для уточнения позднедокембрийской истории формирования Аргунского континентального массива, в его северо-западной части нами были проведены исследования вещественного состава осадочных пород среднерифейской(?) надаровской свиты и верхнерифейской(?) нортуйской свиты. Образцы пород надаровской свиты отобраны в районе г. Гут-Халтуй (50°07’58.4” с.ш., 117°52’58.8” в.д.) и в бассейне р. Урулюнгуй (50°24’18.2” с.ш., 118°48’32.3” в.д.), а нортуйской свиты – вблизи пос. Талман-Борзя (50°29’35.3” с.ш., 118°46’52.4” в.д.) (рис. 1).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Содержания породообразующих компонентов в породах определены рентгенофлуоресцентным методом в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск) на рентгеновском спектрометре Lab Center XRF-180. На стадии пробоподготовки проводилось взвешивание навески пробы на аналитических весах AUW220D фирмы Shimadzu, просушивание навески при температуре 105°C в сушильном шкафу SNOL 58/350 в течение двух часов, определение потерь при прокаливании при температуре 950°C в муфельной печи Nabertherm в течение двух часов. Далее производилось смешивание пробы со смесью тетрабората и метабората лития с последующей гомогенизацией и сплавлением. Концентрации микроэлементов определены методом ICP-MS на квадрупольном ICP масс-спектрометре NexION300D в Центре коллективного пользования (ЦКП) “Изотопно-геохимические исследования” Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН (ИГХ СО РАН, г. Иркутск). Сплавление образцов (навеска 100 мг) с безводным метаборатом лития (400 мг) проводилось в стеклоуглеродных тиглях марки СУ-2000 при температуре 1150°C (3 мин) в высокочастотной индукционной печи ВЧГ-4, с последующим разложением плавня смесью перегнанных кислот HF и HNO₃ и отгонкой SiF₄, окончательный фактор разведения основного раствора пробы составил 1000. Двойную и тройную перегонку кислот осуществляли последовательно в системах глубокой очистки кислот: subPUR/duo PUR Milestone microwave laboratory systems, затем в Savillex DST-1000 sub-boiling Distillation System User’s Manual. Кислотность всех готовых к анализу растворов составила 2–3% HNO₃. Перед началом измерений проводилась настройка прибора и оптимизация инструментальных параметров с целью получения максимального значения аналитического сигнала и его стабильности при минимальном вкладе в сигнал оксидных и двухзарядных ионов, низком фоновом уровне. Для расчета концентраций применялась градуировка по сертифицированным растворам CLMS-1–4 фирмы SPEX (США) с концентрациями элементов 0.1, 1.0, 5.0 нг/мл с контролем дрейфа сигнала по внутреннему стандарту, в качестве которого выбран ¹⁰³Rh. Нивелирование матричного эффекта достигалось путем разбавления готовых растворов проб для анализа в 10000 раз. Переведение анализируемого раствора в аэрозоль проводилось с помощью концентрического низкопотокового распылителя Meinhard (0.1 мл/мин). Для оценки правильности результатов анализа применялись хорошо охарактеризованные стандартные образцы горных пород различного состава Геологических служб США, Японии, Китая и России. Относительная погрешность определения содержаний петрогенных и малых элементов составила 3–10%.

Sm–Nd изотопно-геохимические исследования пород проводились в ЦКП “Изотопно-геохимические исследования” ИГХ СО РАН (г. Иркутск). Около 100 мг истертого образца разлагали в смеси кислот HF, HNO₃ и HCLO₄. Перед разложением к образцу добавляли смешанный изотопный индикатор ¹⁴⁹Sm–¹⁵⁰Nd. Сумму редкоземельных элементов выделяли с использованием ионообменной смолы BioRad AGW50-X8 (200–400 меш) по традиционным методикам (Richard et al., 1976; Pin et al., 1994; Makishima et al., 2008). Чистые фракции Sm и Nd выделяли из суммы редких земель при помощи ионообменной смолы LN-Spec (100–150 меш) согласно (Yang et al., 2011). Измерения изотопного состава Sm и Nd проводили на 9-коллекторном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой MC-ICP-MS Neptune Plus в статическом режиме. В течение проведения измерений бланк составил 0.1–0.2 нг для Sm и 0.2–0.5 нг для Nd. Погрешности определения отношений ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – не более 0.003 и 0.4% соответственно. Полученные данные были нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219. Результаты измерений международного изотопного стандарта JNdi-1 (n = 40): ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512107 ± 4 при рекомендованном значении ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512115 ± 7 (Tanaka et al., 2000). Для изотопного состава Nd и концентраций Nd и Sm в международных породных стандартах получены следующие значения: 1) BCR-2 (n = 28), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512630 ± 14; Nd = 28.8 ± 0.1 мкг/г; Sm = 6.52 ± 0.03 мкг/г; 2) AGV-2 (n = 8), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512769 ± 16; Nd = 30.3 ± 0.1 мкг/г; Sm = 5.42 ± 0.03 мкг/г.

Исследование изотопного состава Nd в международном образце BCR-2, подготовленном к анализу по описанной выше методике, проводилось также с использованием 7-коллекторного термоионизационного масс-спектрометра Finnigan MAT-262 (ЦКП “Геодинамика и геохронология” Института земной коры СО РАН). Измерения изотопного состава неодима выполнялись с использованием двухленточного источника ионов с рениевыми катодами в статическом режиме. Количество наносимого образца составляло в среднем 100–200 нг. Ионный ток ¹⁴⁶Nd обычно был равен 0.5–1.0 × 10 (–11) А. Присутствие в спектре неодима следов самария контролировалось по величине отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd, которое всегда было ниже 0.00005. Правильность результатов определения изотопного состава оценивалась по результатам измерения стандартных образцов JNdi-1 и ВCR-2, которые в процессе проведения аналитических работ составили: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512107 ± 4 (2SD, n = 35) и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512629 ± 8 (2SD, n = 18) соответственно. Полученные результаты свидетельствуют о полной сопоставимости Sm–Nd изотопных данных, полученных с использованием как высокоточной масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой, так и классического термо-ионизационного изотопного анализа. При расчете величин ε_Nd(t) и модельных возрастов t_Nd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988).

Выделение детритового циркона произведено в минералогической лаборатории Института геологии и природопользования ДВО РАН с применением тяжелых жидкостей. Непосредственно U–Th–Pb датирование детритового циркона выполнено в ЦКП “Геоспектр” Геологического института им. Н.Л. Добрецова СО РАН (г. Улан-Удэ) на одноколлекторном магнитно-секторном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой Element XR (Termo Scientific), оснащенном устройством лазерной абляции UP-213 (New Wave Research). Детальное описание аналитических процедур приведено в публикации (Хубанов и др., 2016). Диаметр лазерного пучка составлял 30 мкм при плотности потока энергии ~4.5 Дж/см². Масс-спектрометром измеряли сигналы следующих изотопов: в режиме счета “Counting” – ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb; в аналоговом режиме – ²³²Th, ²³⁸U. Сигнал ²³⁵U рассчитывали из сигнала ²³⁸U, основываясь на постоянстве современного значения их отношения (²³⁸U/²³⁵U = 137.88). Съемку осуществляли в скоростном режиме электростатического сканирования (E-scan). В течение одного измерения проводили 800 сканирований. В качестве внешнего стандарта измеряли эталонные зерна циркона 91500 (1065 млн лет; Wiedenbeck et al., 1995), в качестве контрольного образца – эталоны Plešovice (337 млн лет; Sláma et al., 2008) и GJ-1 (608 млн лет; Jackson et al., 2004).

Обработку первичных сигналов и расчет изотопных отношений проводили с помощью программы Glitter (Griffin et al., 2008), конвертацию в excel-формат и расчет значений концентраций U, Th и U/Th – с помощью программы Gtail (автор М.Д. Буянтуев, ГИН СО РАН), построение графиков, расчет конкордантного возраста циркона и показателя дискордантности – с помощью excel-макроса Isoplot (Ludwig, 2008). Поправка на нерадиогенный свинец не проводилась. Относительные погрешности измерения изотопных отношений в контрольных образцах варьировали в пределах: 1.0–3.7% для ²⁰⁷Pb/²³⁵U и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, 0.7–1.3% для ²⁰⁶Pb/²³⁸U. При этом значения средневзвешенных конкордантных возрастов цирконов Plešovice и GJ-1, определенных LA-ICP-MS методом (по 12 измерений каждого контрольного эталона), составили 338 ± 2 и 601 ± 3 млн лет соответственно. Для стандартов GJ-1 и Plešovice средневзвешенные значения возраста по отношениям ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U составляют 630 ± 23, 599 ± 3, 605 ± 4 млн лет и 366 ± 24, 337 ± 2, 340 ± 3 млн лет соответственно. Для анализа выбирались зерна циркона без микротрещин и включений. Для построения кривых относительной вероятности возраста зерен детритового циркона использовали только конкордантные оценки возрастов. Пики кривой относительной вероятности возрастов зерен циркона рассчитывали с помощью программы AgePick (Gehrels, 2007).

МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Среди отложений надаровской свиты были изучены песчаники и алевролиты. Песчаники темно-серого цвета, с мелкозернистой псаммитовой структурой и массивной текстурой. Обломочный материал (0.10–0.20 мм) слабоокатанной формы представлен преимущественно кварцем (до 75%) и полевыми шпатами (до 5%). Реже встречаются чешуйки мусковита, серицита и биотита (до 10%). Единичны обломки слюдистых и слюдисто-кварцевых сланцев. Цемент контактовый, слюдисто-кварцевого состава. В песчаниках наблюдается углеродистое вещество (до 10%). Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, гранатом, гидроксидами железа и магнетитом.

Алевролиты бурого цвета, с грубой бластоалевритовой структурой и массивной текстурой. Обломочный материал характеризуется слабоокатанной формой и представлен кварцем (до 30%), слюдистыми, слюдисто-кремнистыми и углеродисто-слюдистыми сланцами (до 10%) и полевыми шпатами (до 7%). Среди слюд (до 8%) наблюдаются мусковит и биотит (часто эпидотизирован и хлоритизирован). Цемент базальный, слюдисто-кварцевого состава. Акцессорные минералы: циркон, апатит, гранат, магнетит, гидроксиды железа.

В коллекции образцов, отобранных из нортуйской свиты, присутствуют алевролиты песчанистые, темно-серого цвета, с бластоалевропсаммитовой структурой и массивной текстурой. Обломочный материал имеет слабоокатанную форму. В составе алевролитов преобладают кварц (20–25%), полевые шпаты (до 10%), обломки слюдистых и слюдисто-кварцевых сланцев (5–10%). Среди слюд присутствуют мусковит, хлоритизированный и эпидотизированный биотит (10–15%). Единичны обломки вулканических пород кислого состава. Цемент базальный, слюдисто-кварцевого состава. В алевролитах отмечается тонкораспыленное углеродистое вещество (до 10%). Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, гранатом, магнетитом и гидроксидами железа.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Осадочные породы надаровской свиты характеризуются значительными вариациями содержаний породообразующих компонентов. В песчаниках надаровской свиты установлены более высокие концентрации SiO₂ (от 82.59 до 94.54 мас.%) по сравнению с таковыми в алевролитах (от 53.26 до 61.08 мас.%; 1). При этом в алевролитах надаровской свиты отмечаются более высокие содержания Al₂O₃ (17.22–18.48 мас.%), Fe₂O₃* (10.77–17.85 мас.%), TiO₂ (0.97–1.10 мас.%), чем в песчаниках (Al₂O₃ = 1.83–10.97 мас.%, Fe₂O₃* = 0.31 – 1.99 мас.%, TiO₂ = 0.23 – 0.90 мас.%) ( 1). Подобные особенности геохимического состава, вероятно, связаны с возрастанием в составе алевролитов надаровской свиты слюдистого материала и полевых шпатов и со снижением количества обломков кварца. Несмотря на эти различия, для осадочных пород надаровской свиты, за исключением одного образца песчаника, характерно преобладание K₂O над Na₂O (K₂O/Na₂O = 3.6–8.1).

Таблица 1. Содержания основных петрогенных компонентов и микроэлементов в осадочных породах надаровской и нортуйской свит Аргунского континентального массива

Примечание. Оксиды приведены в мас. %, микроэлементы – в мкг/г. Fe₂O₃* – общее железо в форме Fe₂O₃.

Таблица 1. Окончание

В песчанистых алевролитах нортуйской свиты отмечаются незначительные вариации основных петрогенных компонентов: SiO₂ (69.89–77.16 мас.%), Al₂O₃ (11.78–13.95 мас.%), Fe₂O₃* (2.40–5.45 мас.%), TiO₂ (0.66–0.96 мас.%), Na₂O (0.16–0.23 мас.%), K₂O (2.71–4.10 мас.%) (табл. 1). Значения отношения K₂O/Na₂O в них изменяются от 15.1 до 20.1.

По значениям логарифмических соотношений SiO₂/Al₂O₃ и Na₂O/K₂O (Петтиджон и др., 1976) алевролиты надаровской и нортуйской свит соответствуют породам аркозового состава (рис. 3а). Песчаники надаровской свиты из-за значительных вариаций соотношения SiO₂/Al₂O₃ сосредоточены в поле аркозов, субаркозов и сублитоидных аренитов (рис. 3а).

Рис. 3. Диаграммы log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Na₂O/K₂O) (Петтиджон и др., 1976) (а), log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Fe₂O₃/K₂O) (Herron, 1988) (б) для осадочных пород надаровской и нортуйской свит Аргунского континентального массива

1 – алевролиты надаровской свиты; 2 – песчаники надаровской свиты; 3 – песчанистые алевролиты нортуйской свиты

На классификационной диаграмме log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Fe₂O₃/K₂O) (Herron, 1988) точки состава алевролитов надаровской свиты расположены в поле сланцев, а песчаников надаровской свиты – в поле аркозов, субаркозов и Fe-песчаников (рис. 3б). Фигуративные точки состава песчанистых алевролитов нортуйской свиты на диаграмме log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Fe₂O₃/K₂O) (Herron, 1988) попадают в поля аркозов и вакк (рис. 3б).

В алевролитах надаровской свиты отмечаются вариации суммарных концентраций редкоземельных элементов (ΣREE = 125 до 278 мкг/г) при слабодифференцированном распределении лантаноидов ([La/Yb]_n = 3.7–8.5) и отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.56–0.62) (рис. 4а). Для песчаников надаровской свиты характерны более низкие содержания редкоземельных элементов (ΣREE = 24–75 мкг/г) при их слабодифференцированном распределении ([La/Yb]_n = 1.1–5.8) и отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.45–0.66) (рис. 4а).

Рис. 4. Графики распределения редкоземельных элементов для осадочных пород надаровской (а) и нортуйской (б) свит Аргунского континентального массива. Состав хондрита по (McDonough, Sun, 1995)

В песчанистых алевролитах нортуйской свиты сумма лантаноидов варьирует от 126 до 180 мкг/г при четко проявленной отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.40–0.52) и слабодифференцированном распределении редкоземельных элементов ([La/Yb]_n = 2.9–5.2) (рис. 4б).

В алевролитах надаровской свиты содержания большинства элементов-примесей находятся на уровне таковых в верхней континентальной коре при незначительном дефиците Pb (8–13 мкг/г), Nb (16–19 мкг/г), Ta (1.26–1.45 мкг/г), Ba (421–485 мкг/г) и Sr (71–106 мкг/г) (рис. 5а). В песчаниках надаровской свиты отмечается дефицит концентраций практически всех микроэлементов, кроме Zr (189–434 мкг/г) (рис. 5а), относительно таковых в верхней континентальной коре. Песчанистые алевролиты нортуйской свиты в сравнении с составом верхней континентальной коры деплетированы в отношении Nb (14–17 мкг/г), Ta (1.06–1.44 мкг/г) и Sr (10–156 мкг/г) (рис. 5б).

Рис. 5. Спайдер-диаграммы для осадочных пород надаровской (а) и нортуйской (б) свит Аргунского континентального массива. Состав верхней континентальной коры по (Тейлор, Мак-Леннан, 1988)

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ (Sm–Nd) ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Результаты Sm–Nd изотопно-геохимических исследований осадочных пород надаровской и нортуйской свит представлены в табл. 2. Для алевролитов надаровской свиты и песчанистых алевролитов нортуйской свиты характерны отрицательные значения величины ε_Nd(t) (–6.6 и –3.5 соответственно) (рис. 6). Осадочные породы надаровской и нортуйской свит характеризуются раннепротерозойскими значениями неодимового модельного возраста (t_Nd(DM) = 2.0–1.8 млрд лет).

Таблица 2. Результаты Sm–Nd изотопно-геохимических исследований осадочных пород надаровской и нортуйской свит Аргунского континентального массива

Рис. 6. Диаграмма возраст–Σ_Nd для осадочных пород надаровской и нортуйской свит Аргунского континентального массива

1–4 – линии Nd-изотопного состава осадочных пород: 1 – надаровской свиты, 2 – урулюнгуйской свиты (Смирнова и др., 2022), 3 – дырбылкейской свиты (Смирнова и др., 2022), 4 – нортуйской свиты; 5 – поле эволюции изотопного состава Nd позднепротерозойских гранитогнейсов массива Ухусишань (Wuhuxishan) (Liu et al., 2020)

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА

Из алевролита надаровской свиты (обр. Ю-117) было выделено 120 зерен детритового циркона. Конкордантные оценки возраста получены для 81 зерна (рис. 7а, табл. 3). Наиболее молодые позднерифейские значения возраста (953–762 млн лет) установлены для 33 зерен циркона c пиками на диаграмме относительной вероятности возрастов ~ 887 и ~775 млн лет (рис. 7а). В значительном количестве присутствуют средне- и раннерифейские зерна циркона (1303–1043 млн лет, 7 зерен и 1650–1353 млн лет, 12 зерен соответственно) с пиками на кривой относительной вероятности возрастов ~1401, ~1369 и ~1167 млн лет. Раннепротерозойский возраст установлен для 23 зерен циркона (2485–1664 млн лет) с пиками на кривой относительной вероятности возрастов ~2009, ~1807 и ~1652 млн лет. Для шести зерен циркона характерны позднеархейские значения возраста (2982–2586 млн лет).

Рис. 7. Кривые относительной вероятности возрастов зерен детритового циркона (а) из алевролита надаровской свиты (обр. Ю-117) и (б) из песчанистого алевролита нортуйской свиты (обр. Ю-123) Аргунского континентального массива

Таблица 3. U–Th–Pb (LA-ICP-MS) данные для зерен детритового циркона из алевролита надаровской свиты (обр. Ю-117) Аргунского континентального массива

Примечание. Rho – коэффициент корреляции между ошибками отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U–²⁰⁶Pb/²³⁸U: Rho = (σ(²⁰⁶Pb/²³⁸U)/(²⁰⁶Pb/²³⁸U))/(σ(²⁰⁷Pb/²³⁵U)/(²⁰⁷Pb/²³⁵U)), где σ – относительная ошибка того или иного отношения (Gerdes, Zeh, 2006; Powerman et al., 2021); CA – конкордантный возраст (Ludwig, 2008), D – дискордантность, вычислялась по формуле (Возраст(²⁰⁶Pb/²³⁸U)/Возраст(²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb)×100) – 100%. (**) – для построения кривой относительной вероятности цирконов и вычисления ее пиков использовались только те значения возрастов, которые характеризуются конкордантным возрастом (СА), при этом в них значения показателя дискордантности составляли не более 10%, а ошибка значений отношения возрастов ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U не более 3%.

Из песчанистого алевролита нортуйской свиты (обр. Ю-123) было проанализировано 120 зерен циркона, конкордантные оценки возраста получены для 74 зерен (рис. 7б, табл. 4). Доминирующая часть циркона имеет позднерифейский возраст (992–719 млн лет, 70 зерен) с пиками на кривой относительной вероятности возрастов ~859 и ~744 млн лет. Четыре зерна имеют раннеархейский возраст (~3893, ~3802, ~3622 и ~3495 млн лет).

Таблица 4. U–Th–Pb (LA-ICP-MS) данные для зерен детритового циркона из алевролита нортуйской свиты (обр. Ю-123) Аргунского континентального массива