Первые данные о возрасте и источниках протолита гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского континентального массива, Центрально-Азиатский складчатый пояс

Обложка

Цитировать

Полный текст

Аннотация

Приведены результаты геохимических исследований биотитовых гнейсов дичунской свиты Буреинского континентального массива, а также U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологических и Lu–Hf изотопных исследований циркона из них. Метаморфические породы дичунской свиты традиционно рассматриваются в составе раннедокембрийского фундамента Буреинского массива. В результате реконструкции первичной природы протолита установлено, что биотитовые гнейсы дичунской свиты бассейна р. Ниман северо-восточной части Буреинского массива имеют первично-магматическое происхождение и соответствуют дацитам. Предполагается, что они являются фрагментом вулканогенно-осадочного разреза. В результате U–Th–Pb геохронологических исследований циркона показано, что формирование протолита рассматриваемых ортогнейсов отвечает позднетонийскому (771 ± 2 млн лет), а не раннедокембрийскому этапу геологической истории, как было принято считать ранее. Полученная оценка возраста является первой датировкой для метаморфических образований дичунской свиты в пределах Буреинского массива. Геохимические особенности метаморфических пород дичунской свиты указывают на их сходство с внутриплитными магматическими образованиями кислого состава. Не противоречат данному выводу результаты Lu–Hf in situ изотопных исследований, указывающих на значительную роль ювенильного материала в ходе формирования исходных для их протолита расплавов. Новые и ранее опубликованные геохронологические данные свидетельствуют о широком проявлении неопротерозойских магматических процессов в истории геологического развития Буреинского массива. Одновозрастные магматические импульсы также отмечаются в пределах всего ансамбля континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса и, вероятно, могут быть связаны с распадом суперконтинента Родиния.

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Структурный план Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) определяется сочетанием континентальных массивов и разделяющих их фанерозойских складчатых поясов (Моссаковский и др., 1993; Şengör, Natal’in, 1996 и др.). Одним из необходимых условий для разработки интегрированной геодинамической модели формирования этого крупнейшего подвижного пояса Земли является расшифровка наиболее ранних этапов магматизма и метаморфизма, проявленных в геологической истории вовлеченных в структуру пояса континентальных массивов.

В пределах восточной части ЦАСП выделяется коллаж континентальных массивов, включающий Аргунский, Сингъянский, Сонгнен-Жангункайский, Буреинский, Цзямусинский и Ханкайский массивы (рис. 1). В существующих схемах тектонического районирования (Ханчук, 2000; Парфенов и др., 2003) Буреинский, Цзямусинский и Ханкайский массивы, занимающие восточное положение в обозначенном ансамбле, рассматриваются в качестве составных частей Бурея-Цзямуси-Ханкайского супертеррейна. На сегодняшний день возрастающее количество новых систематических геохронологических и Sm–Nd, Lu–Hf изотопных данных для геологических комплексов континентальных массивов восточной части ЦАСП послужило основой для генерации новых идей, касающихся сходства геологической истории Буреинского и Сонгнен-Жангункайского массивов (Ovchinnikov et al., 2021, 2023, 2024) и гетерогенности Буреинского массива (Ханчук и др., 2022). В целом ограничение возрастных рубежей и механизм амальгамации континентальных блоков восточной части ЦАСП относятся к числу наиболее дискуссионных моментов в рамках реконструкции геологической эволюции восточного сегмента ЦАСП.

 

Рис. 1. Схема геологического строения северо-восточной части Буреинского континентального массива (бассейн р. Ниман). Составлена по (Тоноян, 1964), с изменениями авторов. 1 – условно раннепротерозойские биотитовые, гранат-биотитовые, силлиманит-биотитовые, биотит-роговообманковые, графит-роговообманковые гнейсы туловчихинской свиты; 2 – условно раннепротерозойские амфиболиты, биотитовые гнейсы с прослоями и линзами слюдяных сланцев и мраморов дичунской свиты; 3 – условно раннепротерозойские гранитоиды; 4 – условно раннепалеозойские гранитоиды; 5 – раннедевонские терригенные образования; 6 – условно позднепалеозойские гранитоиды; 7 – юрские осадочные образования; 8 – условно позднемеловые диориты, кварцевые диориты, диоритовые порфириты; 9 – нижнечетвертичные отложения; 10 – разломы; 11 – место отбора образца для геохронологических исследований и его номер. На врезке прямоугольником показано положение исследуемого объекта в структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (тектоническая основа по (Красный, Пэн Юньбяо, 1999; Zhou, Wilde 2013; Luan et al., 2017a)), с изменениями авторов: 12 – континентальные массивы/террейны: БЦХ ‒ Бурея-Цзямуси-Ханкайский супертеррейн (БЦХ(Б) – Буреинский, БЦХ(Ц) – Цзямусинский, БЦХ(Х) – Ханкайский континентальный массивы/террейны); 13 – палеозойские–раннемезозойские складчатые пояса (МО – Монголо-Охотский складчатый пояс); 14 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса; 15 – район исследования.

 

Согласно традиционным представлениям (Cao et al., 1992; Dang, Li, 1993; Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Серёжников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009), в геологическом строении континентальных массивов восточной части ЦАСП выделяются высокометаморфизованные осадочные и магматические образования, рассматривающиеся в качестве раннедокембрийского фундамента этих массивов. Вместе с тем в результате геохронологических исследований последних лет показано, что к условно раннедокембрийским метаморфическим и магматическим комплексам ошибочно отнесены породы широкого возрастного интервала. Так, установлено, что протолиты метаморфических пород, отнесенных к туловчихинской свите и дягдаглейской толще центральной и северной частей Буреинского массива, имеют неопротерозойский (Sorokin et al., 2019), раннепалеозойский (Овчинников и др., 2020) и раннемезозойский возрасты (Ovchinnikov et al., 2024). Наиболее древние оценки возраста для интрузивных пород Буреинского массива отвечают неопротерозою (Сорокин и др., 2017; Yang et al., 2020). Для метаосадочных и метамагматических пород, объединенных в составе машаньской серии Цзямусинского массива, были получены мезо-, неопротерозойские оценки возраста, при ранне-, позднекембрийском возрасте наложенных на них структурно-метаморфических преобразований (Wilde et al., 2000; Luan et al., 2017a; Yang et al., 2017, 2018, 2022). В составе амурской серии Малохинганского блока (северо-восточная часть Цзямусинского массива на российской территории) совмещены породы палеозойского и раннемезозойского возрастов (Котов и др., 2009а, 2009б; Сальникова и др., 2013). Для метаморфических пород, отнесенных к гонжинской, сингхуадукоу, мендулихе, мохе серий Аргунского массива, получены неопротерозойские и палеозойские оценки возраста (Котов и др., 2009в, 2013; Zhou et al., 2011; Zhou, Wilde, 2013; Сальникова и др., 2012). Также неопротерозою отвечают и наиболее древние оценки возраста магматических образований в структуре Аргунского массива (Wu et al., 2011; Tang et al., 2013; Zhang et al., 2013; Liu et al., 2020). Для серии магматических, метамагматических образований, отнесенных к раннедокембрийским образованиям Ханкайского и Сонгнен-Жангункайского массивов, установлены неопротерозойские и палеозойские возрасты (Ханчук и др., 2010, 2022; Luan et al., 2017b, 2019, 2022; Luan, 2021).

Вышеприведенные данные имеют кардинальное значение для реконструкции геодинамической эволюции восточного сегмента ЦАСП. При этом они послужили основой для новых представлений о гетерогенности фундамента континентальных массивов, вовлеченных в структуру восточной части пояса (например, Ханчук и др., 2022; Luan et al., 2022). В решении данного вопроса ключевое значение имеет комплексное изучение ранее не исследованных условно раннедокембрийских комплексов.

В связи с этим нами выполнены геохимические исследования биотитовых гнейсов дичунской свиты бассейна р. Ниман северо-восточной части Буреинского континентального массива, а также U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологические, Lu–Hf изотопные исследования циркона из них. Метаморфические породы дичунской свиты относятся к одним из наиболее древних образований Буреинского массива и традиционно рассматриваются в качестве его раннедокембрийского фундамента.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ БУРЕИНСКОГО МАССИВА И ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Согласно существующим представлениям (Красный, Пэн Юньбяо, 1999; Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Серёжников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009), в качестве раннедокембрийского фундамента Буреинского континентального массива рассматриваются условно раннедокембрийские высокометаморфизованные образования, объединенные в составе амурской серии, включающей (снизу вверх) туловчихинскую, дичунскую, урильскую свиты, и дягдаглейской толщи. Предполагается, что с ними тесно ассоциируют тела метаморфизованных габброидов амурского комплекса и гранитов древнебуреинского комплекса. Вместе с тем в результате точечных геохронологических исследований последних лет показано, что формирование протолитов ортоамфиболитов и ортогнейсов, отнесенных к туловчихинской свите центральной части массива, связано с ранненеопротерозойским этапом магматизма (950–920 млн лет; Sorokin et al., 2019). Для парагнейсов и метариолитов в северо-западной части Буреинского массива, объединенных в составе дягдаглейской толщи, получен раннепалеозойский (Овчинников и др., 2020) и раннемезозойский возраст (Ovchinnikov et al., 2024) соответственно. Для гранитоидов и габброидов древнебуреинского и амурского комплексов северной части массива установлен среднепермский и раннеюрский возраст (Овчинников и др., 2018).

К палеопротерозойскому структурному этажу в существующих схемах корреляции геологических комплексов Буреинского массива относят слюдяные, графитовые сланцы с пластами глиноземистых и зеленых сланцев, кварцитов и мраморов нятыгранской свиты, а также прорывающие их бимодальные интрузивные образования, объединенные в составе нятыгранского комплекса (Мартынюк и др., 1990; Петрук, Волкова, 2006; Геодинамика…, 2006). В результате геохронологических исследований последних лет показано, что в составе нятыгранского комплекса совмещены разновозрастные образования. Так, для габброидов и гранитоидов, отнесенных к данному комплексу в центральной части Буреинского массива, установлены неопротерозойские оценки возраста, отвечающие трем этапам магматической активности: 940–933, 896–891, 804–789 млн лет (Сорокин и др., 2017; Yang et al., 2020). В то время как для плутона в северной части массива, сложенного двуслюдяными лейкогранитами нятыгранского комплекса, получен раннеюрский (194 ± 3 млн лет) возраст (Овчинников и др., 2018).

К неопротерозойскому уровню в строении Буреинского массива традиционно относят терригенные и вулканические отложения, объединяемые в составе “туранской серии” (Решения..., 1994; Серёжников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009). Вместе с тем для метапесчаников и метариолитов туранской серии в центральной части массива получен более молодой, раннепалеозойский, возраст (Сорокин и др., 2011, 2014).

Эдиакарские и нижнекембрийские терригенно-карбонатные отложения, содержащие микрофитолиты и археоциаты (мельгинская, чергиленская, аллинская свиты), представлены в центральной части Буреинского континентального массива в пределах Мельгинского прогиба (Зубков, Васькин, 1984; Решения…, 1994; Красный, Пэн Юньбяо, 1999; Геодинамика…, 2006; Забродин и др., 2007 и др.). Результаты геохронологических исследований детритового циркона из песчаников чергиленской и аллинской свит свидетельствуют о том, что в них преобладает неопротерозойский циркон с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 0.94, 0.82, 0.78 млрд лет (Овчинников и др., 2019). Вторая по значимости популяция представлена цирконом мезопротерозойского возраста, максимумы отвечают 1.45, 1.38, 1.04 млрд лет (Овчинников и др., 2019).

Значительную часть Буреинского континентального массива занимают ранне-, позднепалеозойские и раннемезозойские гранитоиды. Традиционно формирование наиболее ранних из них – габбро-гранитного кивилийского и гранитного суларинского комплексов – связывалось с ордовикским этапом магматизма (Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Серёжников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009). В то же время в результате геохронологических исследований магматических образований, объединенных в составе этих комплексов, был установлен более широкий возрастной интервал их проявления – от раннего кембрия до позднего силура (541–426 млн лет; Ovchinnikov et al., 2021).

Наибольшим распространением в пределах Буреинского континентального массива пользуются преимущественно известково-щелочные гранитоиды, относимые (Мартынюк и др., 1990; Петрук, Волкова, 2006; Васькин, Дымович, 2009 и др.) к позднепалеозойскому многофазовому габбро-диорит-гранодиорит-гранитному тырмо-буреинскому комплексу. Вместе с тем установлено, что становление интрузий, относимых к этому комплексу, в центральной части массива произошло не в позднем палеозое, а в раннем мезозое (218–185 млн лет; Сорокин и др., 2007, 2010). Близкие оценки возраста были получены для гранитоидов алтахтинского и харинского комплексов и вулканитов таловского комплекса (Sorokin et al., 2016; Long et al., 2021).

Наиболее молодые образования Буреинского континентального массива представлены позднемезозойскими терригенными толщами, вулканическими и вулканоплутоническими комплексами (Петрук, Волкова, 2006; Забродин и др., 2007; Серёжников, Волкова, 2007; Васькин, Дымович, 2009).

Объектами наших исследований являются метаморфические породы дичунской свиты, представленные в береговых обнажениях в бассейне р. Ниман (рис. 1) северо-восточной части Буреинского массива. Свита сложена темно-зелеными до черных амфиболитами с прослоями и линзами биотитовых, роговообманковых, биотит-роговообманковых гнейсов, слюдяных сланцев и мраморов (рис. 2) и согласно залегает на туловчихинской свите. Мощность составляет около 500 м (Тоноян, 1964; Петрук, Волкова, 2006; Геодинамика…, 2006).

 

Рис. 2. Стратиграфическая колонка метаморфических образований дичунской свиты северо-восточной части Буреинского континентального массива. Составлена по (Тоноян, 1964). 1 – амфиболиты; 2 – гнейсы; 3 – слюдяные сланцы; 4 – мраморы.

 

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определения содержаний главных и редких элементов в породах выполнены с использованием рентгенофлуоресцентного метода (основные породообразующие компоненты, Zr) в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск) и с помощью метода ICP-MS (Li, Ga, Rb, Sr, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Y, Nb, Ta, Th, U, Pb, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn) в Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск). Гомогенизация порошковых проб для РФА выполнена путем сплавления со смесью метабората и тетрабората лития в муфельной печи при температуре 1050–1100°С. Величина интенсивности аналитических линий скорректирована на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Измерения проводились на рентгеновском спектрометре Pioneer 4S.

Химическая подготовка проб для ICP-MS метода проводилась путем сплавления образцов с безводным метаборатом лития в стеклоуглеродных тиглях при температуре 1150°С в высокочастотной индукционной печи ВЧГ-4, с последующим разложением плавня смесью перегнанных кислот HF и HNO3 и отгонкой SiF4. Измерения проводились на ICP/HRMS масс-спектрометре ELEMENT-2. Относительная погрешность определения содержаний главных и малых элементов составила 3–10%.

Извлечение циркона из образцов для U–Pb геохронологических исследований выполнено в минералогической лаборатории ИГиП ДВО РАН с применением тяжелых жидкостей. Выделенные кристаллы циркона совместно со стандартными кристаллами циркона (FC, SL и R33) были вмонтированы в шашку, изготовленную из эпоксидной смолы, и приполированы приблизительно до середины зерен. Внутреннее строение зерен циркона исследовалось в режиме BSE (back-scattered electron) с использованием сканирующего электронного микроскопа HitachiS-3400N, оснащенного детектором GatanChromaCL2. Перед анализом шашку очищали в растворе 1%-ной HNO3 и 1%-ной HCl в ультразвуковой ванне. U–Th–Pb геохронологические исследования циркона выполнены в Геохронологическом центре Аризонского университета (ArizonaLaserChronCenter, USA) с использованием системы лазерной абляции PhotonMachinesAnalyteG2 и ICP масс-спектрометра ThermoElement 2. Диаметр кратера составлял 20 мкм, глубина – 15 мкм. Калибровка проводилась по стандарту FC (Duluth complex, 1099.3 ± 0.3 млн лет; Paces, Miller, 1993). В качестве вторичных стандартов для контроля измерений использовались кристаллы циркона SL (SriLanka) и R33 (Braintree complex) (Black et al., 2004). Значения возрастов по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/206Pb для стандарта SL в процессе измерений составили 557 ± 5 и 558 ± 7 млн лет (2σ) соответственно, что хорошо согласуется со значениями, опубликованными в (Gehrels et al., 2008), полученными с использованием ID-TIMS метода. Средневзвешенные значения возрастов по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/206Pb для стандарта R33 составили 417 ± 7 и 415 ± 8 млн лет соответственно и корреспондируют с рекомендованными (Black et al., 2004; Mattinson, 2010). Систематические погрешности составляют 0.9% для отношения 206Pb/238U и 0.8% для отношения 206Pb/207Pb (2s). Поправки на обычный Pb вводились по 204Pb, скорректированному на 204Hg, в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Использованы следующие константы распада U и отношения: 238U = 9.8485 × 10-10, 235U = 1.55125 × 10-10, 238U/235U = 137.88. Средневзвешенные значения возрастов, конкордантные возрасты (Concordia Ages) и диаграммы с конкордией построены с использованием программы Isoplot v. 4.15 (Ludwig, 2008).

Lu–Hf изотопные исследования зерен циркона были выполнены в Геохронологическом центре Аризонского университета (ArizonaLaserChronCenter, USA) с использованием многоколлекторного масс-спектрометра с индукционно-связанной плазмой (MC-ICP-MS) NuHigh-Resolution и эксимерного лазера AnalyteG2. Для настройки инструментов и проверки качества анализов использовались стандартные растворы JMC475, SpexHf и SpexHf, Yb и Lu, а также стандарты циркона MudTank, 91500, Temora, R33, FC52, Plesovice и SL. Hf-изотопные анализы проводились в том же месте зерен циркона, что и U–Th–Pb анализы. Диаметр лазерного пучка составлял 40 мкм, мощность лазера около 5 Дж/см2, частота 7 Гц, скорость абляции около 0.8 мкм/с. Стандартные зерна циркона анализировались через каждые 20 неизвестных. Детали аналитической методики изложены на сайте www.laserchron.org. Для расчета величин εHf(t) использованы константа распада 176Lu (λ = 1.867e–11) по (Söderlund et al., 2004), хондритовые отношения 176Hf/177Hf (0.282772) и 176Lu/177Hf (0.0332) по (Blichert-Toft, Albarède, 1997). Коровые Hf-модельные возрасты tHf(C) рассчитаны с учетом среднего отношения 176Lu/177Hf в континентальной коре 0.0093 (Vervoort, Patchett, 1996; Amelin, Davis, 2005). Для расчета изотопных параметров деплетированной мантии использованы современные отношения 176Hf/177Hf = 0.28325 и 176Lu/177Hf = 0.0384 (Griffin et al., 2004).

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Метаморфические породы дичунской свиты, отобранные нами в береговых обнажениях р. Ниман, представлены биотитовыми гнейсами, сложенными кварцем, калиевым полевым шпатом, плагиоклазом и биотитом (рис. 3). Акцессорные минералы представлены цирконом, оксидами железа. Структура пород лепидогранобластовая, текстура – гнейсовидная. Рассматриваемые гнейсы не мигматизированы. Согласно (Тоноян, 1964; Геодинамика…, 2006), образования дичунской свиты метаморфизованы в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма.

 

Рис. 3. Фотография и микрофотография биотитового гнейса дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. bt – биотит; kfs – калиевый полевой шпат; pl – плагиоклаз; qz – кварц.

 

Рассматриваемые породы характеризуются положительными значениями функции Dfshaw 1.06…2.20 (рис. 4а), отрицательными значениями функции Df(X) –0.38…–0.74 (рис. 4б), высокими значениями P2O5/TiO2 = 0.25–0.27 (рис. 4в), что позволяет предполагать первично-магматическую природу их протолита (Shaw, 1972; Werner, 1987; Великославинский и др., 2013). На классификационных диаграммах SiO2–(Zr/TiO2) × 0.0001 и SiO2–Nb/Y (Winchester, Floyd, 1977) фигуративные точки составов биотитовых гнейсов соответствуют дацитам (рис. 5а, 5б). На диаграммах Zr–Y (Ross, Bédard, 2009) и Th–Co (Hastie et al., 2007) составы исследуемых пород отвечают известково-щелочной, высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой сериям (рис. 5в, 5г), а по величине Fe2O3*/(Fe2O3* + MgO) = 0.82–0.83 они соответствуют железистым породам (рис. 5д).

 

Рис. 4. Диаграммы, отражающие значения дискриминационных функций: (а) DFshaw (Shaw, 1972) и (б) DF(Х) (Великославинский и др., 2013), и классификационная диаграмма P2O5/TiO2–MgO/CaO (Werner, 1987) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. DFshaw = 10.44 – 0.21SiO2 – 0.32Fe2O3 – 0.98MgO + 0.55CaO + 1.46Na2O + 0.54K2O (Shaw, 1972); DF(X) = –0.24SiO2 – 0.16TiO2 – – 0.25Al2O3 – 0.28FeO* – 0.30MgO – 0.48CaO – 0.79Na2O – 0.46K2O – 0.10P2O5 + 26.64 (Великославинский и др., 2013).

 

Рис. 5. Классификационные диаграммы: (а) SiO2–(Zr/TiO2)×0.0001, (б) SiO2–Nb/Y (Winchester, Floyd, 1977), (в) Zr–Y (Ross, Bédard, 2009), (г) Th–Co (Hastie et al., 2007), (д) FeOtot/(FeOtot + MgO)–SiO2 (Frost et al., 2001) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива.

 

Распределение РЗЭ в биотитовых гнейсах дичунской свиты имеет умеренно дифференцированный характер ([La/Yb]n = 6.0–10.7), при отчетливо выраженной отрицательной европиевой аномалии Eu/Eu* = 0.6–0.7 (рис. 6а). На мультиэлементных диаграммах выражен дефицит Ba, Nb, Sr, Ti и обогащение в отношении Th, U, Pb, Zr, LREE (рис. 6б).

 

Рис. 6. Распределение редкоземельных (а) и редких (б) элементов в биотитовых гнейсах дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Состав хондрита по (McDonough, Sun, 1995), состав примитивной мантии по (Sun, McDonough, 1989).

 

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Место отбора образца для геохронологических исследований показано на рис. 1. Циркон из биотитового гнейса дичунской свиты (обр. R-114) представлен субидиоморфными, идиоморфными кристаллами, основными элементами огранки которых являются грани призмы и дипирамиды. Размер кристаллов циркона изменяется от 60 до 140 мкм. В режиме катодолюминесценции анализируемые кристаллы циркона характеризуются наличием осцилляторной зональности, свидетельствующей об их магматическом происхождении (рис. 7).

 

Рис. 7. Микрофотографии кристаллов циркона в режиме катодолюминесценции.

 

Для проведения U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологических исследований было использовано 59 зерен циркона (табл. 1, рис. 8а). Полученные конкордантные оценки возраста для пятидесяти трех зерен циркона находятся в интервале 794–626 млн лет. Из дальнейших расчетов были исключены наиболее дискордантные аналитические данные и значения с высокой ошибкой по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/235U. Кроме этого, были исключены значения трех зерен циркона, в которых были получены аномально древние конкордантные возрасты 1057, 1028 и 825 млн лет (табл. 1). Данные кристаллы обладают ростовой зональностью, характеризуются высокими значениями Th/U = 0.42–0.21. В этих кристаллах, вероятно, присутствуют унаследованные компоненты более древнего свинца. Данное предположение подтверждается наличием в пробе трех зерен циркона с древними ядрами, фиксируемыми в режиме катодолюминесценции. Для них получены дискордантные оценки возраста по отношению 206Pb/207Pb в диапазоне 2439–1398 млн лет (табл. 1).

 

Рис. 8. Диаграммы с конкордией (а, б) и диаграмма TuffZircAge (в) для циркона из биотитового гнейса дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива.

 

Таблица 1. Результаты U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологических исследований акцессорного циркона из биотитового гнейса дичунской свиты (обр. R-114) бассейна р. Ниман северо-восточной части Буреинского континентального массива

№ п/п

Номер анализа

Th, мкг/г

U, мкг/г

206Pb/ 204Pb

Th/U

Изотопные отношения*

Возраст, млн лет

D

**

206Pb/

207Pb

±1σ, %

207Pb/

235U

±1σ, %

206Pb/

238U

±1σ, %

Rho

206Pb/

238U

±1σ

207Pb/

235U

±1σ

206Pb/

207Pb

±1σ

CA

±2σ

±95%

1

R-114_20

98

781

48007

0.13

16.1165

0.8

0.8514

2.1

0.1003

1.9

0.90

616.0

10.9

625.4

9.7

660.6

19.7

626

19

240

–6.7

 

2

R-114_16

38

460

32032

0.08

15.7632

0.9

0.9434

1.2

0.1090

0.7

0.61

667.0

4.7

674.7

6.0

701.5

20.5

669

9

92

–4.9

 

3

R-114_56

177

994

71574

0.18

15.9241

0.6

0.9610

1.0

0.1116

0.8

0.78

681.8

4.9

683.8

4.9

691.4

13.1

683

9

 

–1.4

 

4

R-114_55

312

650

15184

0.48

15.5054

0.7

0.9878

1.1

0.1130

0.7

0.63

690.0

4.6

697.6

5.7

723.2

18.7

692

9

95

–4.6

 

5

R-114_14

68

262

1792

0.26

14.2392

1.3

0.9806

5.0

0.1147

0.8

0.15

700.0

5.1

693.9

25.4

674.9

106.7

700

10

 

3.7

 

6

R-114_6

103

403

3390

0.26

14.8898

1.1

1.0259

5.0

0.1184

0.7

0.14

721.3

5.0

716.9

25.9

703.9

106.2

721

10

 

2.5

 

7

R-114_39

404

584

3659

0.69

14.8311

0.8

1.0365

4.1

0.1187

0.6

0.15

723.2

4.2

722.2

21.2

719.9

86.1

723

8

 

0.5

 

8

R-114_32

118

380

3885

0.31

14.9593

0.8

1.0538

5.6

0.1211

0.6

0.11

737.2

4.2

730.8

29.0

712.1

117.5

737

8

 

3.5

 

9

R-114_50

150

265

9456

0.57

15.2749

1.0

1.0769

2.0

0.1225

0.6

0.30

745.1

4.1

742.1

10.3

734.0

39.6

745

8

 

1.5

 

10

R-114_51

141

420

24823

0.34

15.2667

0.9

1.1038

1.3

0.1237

0.8

0.62

751.8

5.8

755.2

7.0

766.0

21.6

753

11

 

–1.9

**

11

R-114_29

107

217

15981

0.49

15.2339

0.9

1.1056

1.3

0.1242

0.6

0.42

754.7

4.0

756.0

7.2

760.8

25.6

755

8

 

–0.8

**

12

R-114_40

145

503

36433

0.29

15.3139

0.7

1.1153

1.1

0.1249

0.7

0.65

758.5

5.0

760.7

5.8

768.0

17.4

759

10

 

–1.2

**

13

R-114_46

195

422

18274

0.46

15.1208

0.8

1.1227

1.1

0.1250

0.7

0.61

759.2

5.0

764.2

6.1

779.9

18.9

761

10

 

–2.7

**

14

R-114_41

225

779

61375

0.29

15.3216

0.7

1.1218

1.0

0.1254

0.7

0.70

761.3

5.2

763.8

5.6

772.1

15.7

762

10

 

–1.4

**

15

R-114_45

108

340

12047

0.32

15.0411

1.0

1.1275

1.6

0.1256

0.8

0.50

762.7

5.6

766.6

8.4

778.7

28.4

763

11

 

–2.1

**

16

R-114_2

183

586

40811

0.31

15.3459

0.6

1.1210

1.0

0.1258

0.6

0.60

763.6

4.2

763.5

5.2

763.9

16.3

764

8

 

0.0

**

17

R-114_3

76

546

38627

0.14

15.2711

0.8

1.1295

1.3

0.1261

0.8

0.63

765.8

5.7

767.5

6.8

773.6

20.7

766

11

 

–1.0

**

18

R-114_57

217

472

35871

0.46

15.2868

0.8

1.1270

1.0

0.1261

0.6

0.59

765.8

4.5

766.3

5.6

768.8

17.8

766

9

 

–0.4

**

19

R-114_17

210

750

55174

0.28

15.2471

0.7

1.1329

1.0

0.1262

0.7

0.67

766.3

5.0

769.1

5.6

778.3

16.1

767

10

 

–1.5

**

20

R-114_37

332

619

43473

0.54

15.2869

0.7

1.1311

1.0

0.1263

0.7

0.66

766.6

4.9

768.3

5.6

774.0

16.5

767

9

 

–1.0

**

21

R-114_38

167

282

22709

0.59

15.3006

0.9

1.1256

1.3

0.1264

0.7

0.51

767.1

4.8

765.6

7.0

762.3

23.8

767

10

 

0.6

**

22

R-114_31

105

399

20912

0.26

15.1460

0.7

1.1393

1.3

0.1265

0.6

0.50

767.9

4.7

772.2

6.9

785.5

23.3

769

9

 

–2.2

**

23

R-114_33

97

306

26466

0.32

15.2129

0.8

1.1359

1.1

0.1267

0.6

0.49

769.0

4.0

770.6

6.1

775.9

20.7

769

8

 

–0.9

**

24

R-114_44

218

954

87803

0.23

15.2451

0.7

1.1404

1.1

0.1267

0.7

0.68

769.1

5.2

772.7

5.7

783.8

16.2

770

10

 

–1.9

**

25

R-114_10

164

419

42296

0.39

15.2772

0.7

1.1364

1.0

0.1269

0.6

0.61

770.4

4.4

770.8

5.4

773.0

16.8

771

9

 

–0.3

**

26

R-114_13

123

371

31257

0.33

15.3570

1.0

1.1294

1.3

0.1270

0.8

0.62

771.0

6.0

767.5

7.1

758.0

21.9

770

12

 

1.7

**

27

R-114_52

128

280

8640

0.46

15.0856

1.0

1.1292

2.0

0.1271

0.7

0.34

771.6

4.9

767.4

10.7

756.0

39.4

771

10

 

2.1

**

28

R-114_23

153

377

27256

0.41

15.3521

0.9

1.1291

1.2

0.1272

0.7

0.63

771.7

5.4

767.3

6.3

755.5

19.0

770

10

 

2.1

**

29

R-114_58

91

650

53336

0.14

15.3144

0.7

1.1390

1.0

0.1273

0.7

0.67

772.2

4.7

772.0

5.2

772.4

15.1

772

9

 

0.0

**

30

R-114_5

199

665

15949

0.30

15.1979

0.7

1.1366

1.6

0.1273

0.6

0.39

772.3

4.5

770.9

8.6

767.6

31.1

772

9

 

0.6

**

№ п/п

Номер анализа

Th, мкг/г

U, мкг/г

206Pb/ 204Pb

Th/U

Изотопные отношения*

Возраст, млн лет

D

**

206Pb/

207Pb

±1σ, %

207Pb/

235U

±1σ, %

206Pb/

238U

±1σ, %

Rho

206Pb/

238U

±1σ

207Pb/

235U

±1σ

206Pb/

207Pb

±1σ

CA

±2σ

±95%

31

R-114_7

139

480

41234

0.29

15.3370

0.7

1.1366

1.0

0.1273

0.6

0.62

772.3

4.5

770.9

5.4

767.6

16.5

772

9

 

0.6

**

32

R-114_19

185

427

31492

0.43

15.3384

0.8

1.1335

1.1

0.1274

0.7

0.63

773.1

5.1

769.4

6.0

759.8

18.3

772

10

 

1.7

**

33

R-114_42

132

484

30594

0.27

15.3579

0.7

1.1337

1.2

0.1275

0.7

0.56

773.3

5.0

769.5

6.6

759.4

21.5

773

10

 

1.8

**

34

R-114_47

200

363

27066

0.55

15.2948

0.9

1.1369

1.3

0.1275

0.7

0.54

773.8

5.0

771.0

6.9

763.8

22.7

773

10

 

1.3

**

35

R-114_4

182

557

38791

0.33

15.2152

0.7

1.1475

1.0

0.1276

0.7

0.64

774.2

4.8

776.0

5.5

782.3

16.4

775

9

 

–1.0

**

36

R-114_8

460

1065

80708

0.43

15.2355

0.7

1.1508

0.9

0.1277

0.6

0.70

774.7

4.7

777.6

5.0

787.1

13.7

776

9

 

–1.6

**

37

R-114_59

249

818

69137

0.30

15.2380

0.6

1.1504

0.9

0.1278

0.6

0.67

775.2

4.6

777.5

5.1

785.0

14.6

776

9

 

–1.2

**

38

R-114_11

125

381

25387

0.33

15.1820

0.8

1.1480

1.1

0.1279

0.6

0.54

775.7

4.3

776.3

5.8

778.9

19.0

776

8

 

–0.4

**

39

R-114_27

169

592

51175

0.29

15.2385

0.7

1.1484

1.0

0.1279

0.6

0.61

775.8

4.5

776.5

5.5

779.3

16.7

776

9

 

–0.4

**

40

R-114_36

347

819

19401

0.42

15.2302

0.7

1.1435

1.3

0.1280

0.7

0.53

776.4

5.1

774.2

7.1

768.6

23.6

776

10

 

1.0

**

41

R-114_25

199

579

40759

0.34

15.3273

0.6

1.1446

1.0

0.1284

0.6

0.65

778.5

4.7

774.7

5.4

764.7

15.9

777

9

 

1.8

**

42

R-114_28

156

373

24765

0.42

15.2350

0.8

1.1482

1.1

0.1284

0.7

0.61

778.9

5.2

776.4

6.2

770.1

19.1

778

10

 

1.1

**

43

R-114_18

169

584

45334

0.29

15.2521

0.7

1.1522

0.9

0.1285

0.6

0.62

779.3

4.0

778.3

4.8

776.2

14.6

779

8

 

0.4

**

44

R-114_30

124

443

33704

0.28

15.2010

0.7

1.1593

1.1

0.1287

0.6

0.59

780.3

4.5

781.6

5.7

786.2

17.9

781

9

 

–0.7

**

45

R-114_12

188

868

74647

0.22

15.2986

0.7

1.1535

1.0

0.1287

0.6

0.66

780.6

4.8

778.9

5.4

774.8

15.7

780

9

 

0.8

**

46

R-114_26

166

536

45646

0.31

15.2390

0.7

1.1565

1.0

0.1289

0.7

0.63

781.4

4.8

780.3

5.6

778.1

16.9

781

9

 

0.4

**

47

R-114_53

173

505

39914

0.34

15.2298

0.8

1.1581

1.2

0.1290

0.8

0.65

782.3

5.8

781.0

6.6

778.2

19.4

782

11

 

0.5

**

48

R-114_21

191

475

36580

0.40

15.2595

0.9

1.1614

1.2

0.1297

0.8

0.65

785.9

6.0

782.6

6.8

774.1

19.9

785

11

 

1.5

**

49

R-114_22

82

201

16488

0.41

15.3571

1.1

1.1229

1.4

0.1272

0.7

0.49

771.8

5.1

764.4

7.7

743.5

26.4

771

10

69

3.8

 

50

R-114_9

91

249

19795

0.36

15.3987

1.0

1.1412

1.5

0.1293

0.8

0.50

783.7

5.6

773.1

8.2

743.5

27.9

782

11

100

5.4

 

51

R-114_15

146

410

28873

0.36

15.3164

0.8

1.1568

1.1

0.1299

0.7

0.60

787.2

5.1

780.4

6.2

761.9

19.4

786

10

81

3.3

 

52

R-114_48

159

435

33570

0.37

15.2894

0.8

1.1654

1.2

0.1305

0.7

0.59

790.6

5.4

784.5

6.7

767.9

20.8

789

10

73

3.0

 

53

R-114_24

116

315

29498

0.37

15.3716

0.8

1.1676

1.2

0.1316

0.7

0.57

797.0

5.2

785.5

6.6

754.1

21.0

794

10

130

5.7

 

54

R-114_49

186

444

56080

0.42

13.5437

0.9

1.8167

1.2

0.1795

0.9

0.70

1064.3

8.4

1051.5

8.0

1025.8

17.8

1057

15

190

3.8

 

55

R-114_34

122

589

50577

0.21

14.9961

0.6

1.2505

0.9

0.1368

0.6

0.71

826.8

4.9

823.6

5.0

816.0

13.1

825

9

 

1.3

 

56

R-114_54

127

351

37477

0.36

13.5172

0.7

1.7506

1.0

0.1730

0.6

0.63

1028.8

5.8

1027.4

6.2

1025.3

15.0

1028

11

 

0.3

 

57

R-114_35

151

263

27683

0.57

11.1906

0.8

2.4375

1.1

0.1993

0.7

0.64

1171.7

7.5

1253.7

7.9

1398.3

16.3

     

58

R-114_1

98

312

21817

0.32

9.2899

0.9

3.7855

1.8

0.2575

1.5

0.84

1476.9

20.0

1589.7

14.5

1743.4

17.8

     

59

R-114_43

135

505

108259

0.27

6.2953

0.7

8.2662

1.0

0.3786

0.8

0.76

2069.5

13.8

2260.6

9.3

2439.1

11.3

     

Примечание. ** – значения, использованные в окончательном расчете возраста; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений 207Pb/235U–206Pb/238U; D – дискордантность; CA – конкордантный возраст (Ludwig, 2008), млн лет.

 

Для оставшихся 39 зерен циркона с Th/U = 0.59–0.14 получены конкордантные оценки возраста со средневзвешенным значением 771 ± 2 млн лет (СКВО = 0.13, вероятность = 0.72), практически идентичным возрасту, полученному при расчете с использованием пакета TuffZirc 772 +4/–2 млн лет (рис. 8б, 8в). Морфологические особенности, внутреннее строение изученных кристаллов циркона из биотитовых гнейсов дичунской свиты, а также высокие значения Th/U отношения в них свидетельствуют об их магматическом происхождении. Это позволяет рассматривать полученную оценку возраста 771 ± 2 млн лет в качестве возраста кристаллизации протолита рассматриваемых гнейсов.

РЕЗУЛЬТАТЫ Lu–Hf ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Результаты изотопных исследований приведены в табл. 2.

 

Таблица 2. Lu–Hf изотопные данные для циркона из биотитовых гнейсов дичунской свиты (обр. R-114) бассейна р. Ниман северо-восточной части Буреинского массива

Образец/ точка

Возраст, млн лет

(176Yb+176Lu)/ 176Hf (%)

176Lu/177Hf

176Hf/177Hf

± (1σ)

ɛHf(t)

tHf(DM), млрд лет

tHf(C), млрд лет

R-114_9

782

14.8

0.000945

0.282493

0.000028

6.7

1.1

1.2

R-114_13

770

15.8

0.000994

0.282340

0.000033

0.9

1.3

1.4

R-114_15

786

24.5

0.001411

0.282494

0.000031

6.6

1.1

1.2

R-114_18

779

16.5

0.001039

0.282416

0.000031

3.8

1.2

1.3

R-114_39

723

33.3

0.002008

0.282330

0.000028

–0.9

1.3

1.5

R-114_22

771

20.3

0.001228

0.282468

0.000023

5.4

1.1

1.2

R-114_24

794

19.4

0.001138

0.282372

0.000036

2.5

1.2

1.4

R-114_33

769

17.1

0.001066

0.282455

0.000024

5.0

1.1

1.2

R-114_40

759

25.7

0.001708

0.282417

0.000036

3.1

1.2

1.3

R-114_42

773

25.8

0.001610

0.282378

0.000030

2.1

1.3

1.4

R-114_45

763

20.9

0.001297

0.282295

0.000019

–1.0

1.4

1.5

R-114_48

789

17.0

0.001099

0.282433

0.000019

4.6

1.2

1.3

R-114_50

745

27.8

0.001647

0.282191

0.000024

–5.2

1.5

1.7

R-114_53

782

16.1

0.001003

0.282370

0.000038

2.3

1.2

1.4

R-114_57

766

43.1

0.002632

0.282278

0.000017

–2.1

1.4

1.6

R-114_34

825

28.6

0.001781

0.282426

0.000040

4.8

1.2

1.3

R-114_49

1057

18.7

0.001222

0.282131

0.000029

–0.3

1.6

1.7

R-114_54

1028

14.6

0.000888

0.282173

0.000034

0.8

1.5

1.7

R-114_1

1743

8.8

0.000534

0.281676

0.000027

–0.5

2.2

2.3

R-114_43

2439

4.5

0.000346

0.281018

0.000032

–7.7

3.1

3.2

 

Позднетонийский циркон из биотитовых гнейсов дичунской свиты обладает варьирующими значениями ɛHf(t) от –2.1 до + 6.7 и мезопротерозойскими модельными возрастами tHf(C) = 1.6–1.2 млрд лет (рис. 9, табл. 2). Для одного зерна с неопротерозойским возрастом получено отрицательное значение ɛHf(t) = –5.2 и палеопротерозойское значение Hf-модельного возраста tHf(C) = 1.7 млрд лет.

 

Рис. 9. Диаграмма ɛHf(t) – возраст кристаллизации (млн лет) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива.

 

Ксеногенный циркон с конкордатными возрастами 1057–825 млн лет характеризуется слабо отрицательными и положительными значениями ɛHf(t) от –0.3 до +4.8 при палео-, мезопротерозойских модельных возрастах tHf(C) = 1.7–1.3 млрд лет (табл. 2).

Циркон с дискордантными оценками возраста, обладающий древними 206Pb/207Pb возрастами 1743 и 2439 млн лет, имеет отрицательные значения ɛHf(t) = –7.7...–0.5 и палеопротерозойский и палеоархейский модельный возраст tHf(C) (2.3 и 3.2 млрд лет соответственно; табл. 2).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Выявленные геохимические особенности биотитовых гнейсов дичунской свиты свидетельствуют о первично-магматической природе этих образований (рис. 4). С таким выводом согласуется присутствие фактически одной возрастной популяции циркона (табл. 1). При этом присутствие в составе дичунской свиты прослоев мраморов и слюдяных сланцев (Тоноян, 1964) позволяет рассматривать исследуемые гнейсы в качестве фрагмента вулканогенно-осадочного разреза.

В результате выполненных геохронологических исследований установлено, что возраст протолита биотитовых гнейсов дичунской свиты в бассейне р. Ниман северо-восточной части Буреинского массива составляет ~771 млн лет. Полученная оценка возраста является первой датировкой для метаморфических образований дичунской свиты в пределах Буреинского массива. Вместе с тем в ходе геохронологических исследований последних лет в бассейне р. Чепкан центральной части массива были установлены биотитовые лейкограниты и гастингсит-лепидомелановые граниты с возрастами 804 ± 8 и 789 ± 4 млн лет (Сорокин и др., 2017). Данные магматические образования по геохимическим особенностям схожи с рассматриваемыми в настоящей работе метаморфическими породами дичунской свиты (рис. 10), а также характеризуются близкими изотопными параметрами ɛNd(t) от –0.7 до +0.3 при мезопротерозойских модельных возрастах tNd(С) = 1.5 млрд лет (Сорокин и др., 2017), что позволяет предполагать близость источника расплавов позднетонийских гранитоидов и протолита гнейсов дичунской свиты.

 

Рис. 10. Распределение редких элементов в биотитовых гнейсах дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Поле составов позднетонийских гастингсит-лепидомелановых гранитов и биотитовых лейкогранитов бассейна р. Чепкан центральной части Буреинского массива показано розовым цветом (данные из (Сорокин и др., 2017)).

 

Для определения диапазона проявления позднетонийских магматических событий в геологической истории Буреинского массива необходимо учитывать: во-первых, полученные нами новые геохронологические данные; во-вторых, оценки возраста гранитоидов бассейна р. Чепкан (Сорокин и др., 2017); в-третьих, результаты геохронологических исследований раннепалеозойских песчаников чергиленской и аллинской свит Мельгинского прогиба центральной части массива, согласно которым в них преобладает популяция неопротерозойского детритового циркона (~80%) с максимумами на кривой относительной вероятности 0.78, 0.82 млрд лет (Овчинников и др., 2019); в-четвертых, результаты геохронологических исследований парагнейсов дягдаглейской толщи, согласно которым в данных образованиях установлено значительное количество неопротерозойского детритового циркона с максимумами на кривой относительной вероятности 0.69 и 0.78 млрд лет (Овчинников и др., 2020). Вместе с тем магматических и метаморфических образований с возрастом ~690 млн лет, способных выступать в роли потенциальных источников циркона для протолита парагнейсов дягдаглейской толщи, в строении Буреинского массива на данный момент не установлено. Таким образом, представляется возможным в первом приближении ограничить проявление позднетонийских магматических импульсов в геологической истории Буреинского массива интервалом 820–770 млн лет.

Неопротерозойские магматические процессы широко проявлены в пределах континентальных массивов восточной части ЦАСП (Xie, 2008a, 2008b; Ханчук и др., 2010, 2022; Wu et al., 2011; Zhou et al., 2011; Sun et al., 2012; Gou et al., 2013; Quan et al., 2013; Tang et al., 2013; Zhang et al., 2013; Wang et al., 2014; Ge et al., 2015; Zhao et al., 2016; Сорокин и др., 2017; Sorokin et al., 2019; Luan et al., 2017a, 2017b, 2019, 2021, 2022; Yang et al., 2017, 2018, 2020; Liu et al., 2020; Ding et al., 2024 и др.). При этом одно из наиболее интенсивных магматических событий приходится на поздний тоний.

Для расшифровки тектонической природы проявления позднетонийского магматизма Буреинского массива нам представляется критически важным отметить значительность проявления импульсов этого магматизма в пределах всего ансамбля континентальных блоков восточного сегмента ЦАСП. Так, в Цзямуси-Ханкайском блоке позднетонийский возраст в диапазоне 849–726 млн лет (табл. 3) установлен для пород различного состава, включающих мигматиты, амфиболиты, метабазальты, ортогнейсы, гнейсограниты, сиенограниты, щелочно-полевошпатовые граниты (Xie, 2008a, 2008b; Ханчук и др., 2010, 2022; Yang et al., 2018; Luan et al., 2021; Ding et al., 2024). В Сонгнен-Жангункайском блоке выявлены монцониты, монцограниты, гранодиориты, ортосланцы (Quan et al., 2013; Luan et al., 2017b, 2022) с возрастами в интервале 841–757 млн лет (табл. 3). В Аргунском блоке позднетонийские образования представлены широким спектром породных ассоциаций, включающим гнейсы, габбро, габбро-диориты, гранодиориты, монцограниты, сиенограниты, щелочно-полевошпатовые граниты и туфы (Wu et al., 2011; Sun et al., 2012; Tang et al., 2013; Zhang et al., 2013; Ge et al., 2015; Zhao et al., 2016) с возрастами в диапазоне 844–737 млн лет (табл. 3). Для Сингъянского блока в опубликованной литературе присутствует только одна позднетонийская оценка возраста, полученная для биотит-плагиоклазового гнейса (767 ± 4 млн лет; Zhou et al., 2011), отражающая проявление позднетонийской активности в геологической истории этого массива.

 

Таблица 3. Сводная таблица геохронологических данных для позднетонийских образований континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса

 

Порода

Метод датирования

Возраст, млн лет

Ссылка

Буреинский массив

1

гастингсит-лепидомелановые граниты

U–Pb метод, ID-TIMS

804 ± 8

Сорокин и др., 2017

2

биотитовые лейкограниты

U–Pb метод, ID-TIMS

789 ± 4

Сорокин и др., 2017

3

биотитовые гнейсы

U–Pb метод, LA-ICP-MS

771 ± 2

данная работа

Цзямуси-Ханкайский массив

1

гнейсограниты

U–Pb метод, SIMS

849 ± 20

Ханчук и др., 2022

2

мигматиты

U–Pb метод, SIMS

843 ± 10

Xie et al., 2008a

 

амфиболиты

U–Pb метод, SIMS

777 ± 18

Xie et al., 2008b

3

гнейсограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

774 ± 3

Luan et al., 2021

4

метабазальты

U–Pb метод, SIMS

757 ± 4

Ханчук и др., 2010

5

ортогнейсы

U–Pb метод, SIMS

752 ± 3

Yang et al., 2018

6

ортогнейсы

U–Pb метод, SIMS

752 ± 7

Yang et al., 2018

7

ортогнейсы

U–Pb метод, SIMS

752 ± 25

Yang et al., 2018

8

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

752 ± 5

Ding et al., 2024

9

гнейсограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

740 ± 6

Luan et al., 2021

10

щелочно-полевошпатовые граниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

727 ± 8

Ding et al., 2024

11

щелочно-полевошпатовые граниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

726 ± 4

Ding et al., 2024

Сонгнен-Жангункайский массив

1

гранодиориты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

841 ± 5

Luan et al., 2017b

2

монцониты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

797 ± 9

Luan et al., 2022

3

монцограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

792 ± 3

Luan et al., 2022

4

монцониты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

787 ± 7

Luan et al., 2022

5

гранатовые сланцы

U–Pb метод, LA-ICP-MS

757 ± 9

Quan et al., 2013

Аргунский массив

1

диориты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

844 ± 23

Ge et al., 2015

2

гнейсы

U–Pb метод, LA-ICP-MS

843 ± 6

Wu et al., 2011

3

монцограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

817 ± 6

Wu et al., 2011

4

монцограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

817 ± 6

Ge et al., 2015

5

туфы

U–Pb метод, LA-ICP-MS

798 ± 6

Zhao et al., 2016

6

щелочно-полевошпатовые граниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

795 ± 13

Wu et al., 2011

7

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

794 ± 14

Ge et al., 2015

8

гранодиориты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

792 ± 5

Wu et al., 2011

9

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

792 ± 7

Tang et al., 2013

10

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

792 ± 4

Tang et al., 2013

11

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

791 ± 2

Sun et al., 2012

12

габбро, габбро-диориты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

~792

Zhang et al., 2013

13

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

~792

Zhang et al., 2013

14

гранодиориты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

786 ± 10

Ge et al., 2015

15

гнейсограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

779 ± 20

Zhang et al., 2013

16

гранодиориты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

762 ± 6

Tang et al., 2013

17

сиенограниты

U–Pb метод, LA-ICP-MS

737 ± 5

Tang et al., 2013

массив Сингъян

1

биотит-плагиоклазовые гнейсы

U–Pb метод, LA-ICP-MS

767 ± 4

Zhou et al., 2011

 

Большинство исследователей связывает позднетонийский этап магматической активности в континентальных массивах восточной части ЦАСП с внутриплитными событиями (Tang et al., 2013; Yang et al., 2018; Liu et al., 2020; Ding et al., 2024 и ссылки в этих работах). В этой связи следует указать, что для биотитовых гнейсов дичунской свиты характерны высокие содержания Ga = 19.9–22.9 мкг/г, Nb = 14.4–17.7 мкг/г, Zr = 309–373 мкг/г, Ce = 86.6–142 мкг/г и Y = 32.4–44.3 мкг/г (табл. 4), вследствие чего составы ортогнейсов дичунской свиты на диаграммах FeO*/MgO–Zr + Nb + Ce + Y, 10000Ga/Al–Zr + Nb + Ce + Y (Whalen et al., 1987) отвечают кислым образованиям А-типа (рис. 11). Рассматриваемые породы обладают железистым валовым составом (рис. 5д). На графиках распределения РЗЭ отмечается обогащение легкими РЗЭ ([La/Sm]n = 3.07–3.62), при слабо фракционированном распределении тяжелых РЗЭ ([Gd/Yb]n = 1.43–1.87) и отчетливо выраженной отрицательной европиевой аномалии Eu/Eu* = 0.63–0.68 (рис. 6а). Таким образом, геохимические особенности метаморфических образований дичунской свиты указывают на их сходство с составами внутриплитных магматических пород (Whalen et al., 1987). Не противоречат данному выводу результаты Lu–Hf in situ изотопных исследований, свидетельствующие о значительной роли ювенильного материала в ходе формирования исходных для их протолита расплавов. На тектонических диаграммах Дж. Пирса (Pearce et al., 1984) фигуративные точки биотитовых гнейсов дичунской свиты занимают как поля внутриплитных образований (рис. 12а), так и переходное положение между внутриплитными, островодужными, син- и постколлизионными гранитоидами и вулканитами (рис. 12б, 12в).

 

Таблица 4. Химический состав представительных образцов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского континентального массива

Компоненты

Номер образца

R-114

R-114-1

R-114-2

R-114-4

1

2

3

4

SiO2

65.6

67.3

66.8

66.7

TiO2

0.64

0.63

0.63

0.69

Al2O3

16.0

15.2

15.6

14.9

Fe2O3*

5.39

5.49

5.16

5.87

MnO

0.07

0.07

0.07

0.07

MgO

1.15

1.12

1.03

1.22

CaO

3.04

3.28

3.18

3.20

Na2O

3.48

3.27

3.67

3.27

K2O

2.71

2.33

2.50

2.18

P2O5

0.17

0.17

0.16

0.18

Ппп

1.65

0.56

0.75

0.79

Сумма

99.9

99.5

99.6

99.2

Ga

22.9

19.9

21.2

21.3

Rb

177

155

194

163

Sr

494

371

203

432

Ba

969

726

636

612

La

46.1

41.3

44.6

67.5

Ce

95.8

86.6

93.5

142

Pr

11.4

10.3

11.3

16.5

Nd

45.4

40.3

43.9

63.7

Sm

9.19

8.11

9.06

11.6

Eu

1.92

1.77

1.95

2.26

Gd

8.78

7.54

8.90

9.89

Tb

1.30

1.06

1.34

1.42

Dy

7.90

6.24

8.43

8.01

Ho

1.60

1.24

1.70

1.58

Er

4.73

3.61

5.18

4.64

Tm

0.72

0.52

0.75

0.64

Yb

4.60

3.39

5.02

4.28

Lu

0.71

0.50

0.77

0.65

Y

42.8

32.4

44.3

41.7

Nb

17.7

14.4

16.0

16.8

Ta

1.32

0.87

1.11

1.11

Zr

355

309

343

373

Th

14.3

13.5

17.9

27.0

U

5.37

2.72

6.69

3.91

Pb

22.0

31.0

16.8

16.5

Cu

12.5

30.6

31.4

12.1

Zn

89.9

81.6

89.2

87.5

V

45.2

42.6

45.8

43.8

Cr

70.5

90.4

59.6

84.4

Co

8.01

7.65

8.08

8.43

Ni

17.5

15.0

15.9

18.4

[La/Yb]n

6.82

8.29

6.03

10.71

Eu/Eu*

0.64

0.68

0.66

0.63

Примечание. Содержания главных элементов приведены в мас. %, малых элементов – в мкг/г. Fe2O3* – общее железо в форме Fe2O3.

 

Рис. 11. Диаграммы: (а) FeO*/MgO–Zr + Nb + Ce + Y, (б) 10000Ga/Al–Zr + Nb + Ce +Y (Whalen et al., 1987) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Поля на диаграмме: A – граниты А-типа; FG – фракционированные граниты; OGT – нефракционированные граниты M-, I-, S-типов.

 

Рис. 12. Тектонические дискриминационные диаграммы: (а) Nb–Y, (б) Rb–Y + Nb, (в) Ta–Yb (Pearce et al., 1984) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Поля на диаграммах: ORG – граниты океанических рифтов; VAG – граниты вулканических (островных) дуг; Syn-COLG – синколлизионные граниты; Post-COLG – постколлизионные граниты; WPG – внутриплитные граниты.

 

На основе вышеприведенных данных мы связываем формирование протолита биотитовых гнейсов дичунской свиты с позднетонийской внутриплитной активностью, проявленной в пределах всего ансамбля континентальных блоков восточной части ЦАСП. Намеченные диапазоны магматизма коррелируют с масштабными позднетонийскими внутриплитными процессами в пределах Родинии (Li et al., 2008) и, вероятно, могут быть связаны с распадом суперконтинента.

ВЫВОДЫ

  1. Биотитовые гнейсы дичунской свиты имеют первично-магматическое происхождение и соответствуют по составу дацитам. Предполагается, что они являются фрагментом вулканогенно-осадочного разреза.
  2. Возраст протолита биотитовых гнейсов дичунской свиты в бассейне р. Ниман северо-восточной части Буреинского массива составляет ~771 млн лет. Полученная оценка возраста является первой датировкой для метаморфических образований дичунской свиты в пределах Буреинского массива.
  3. Геохимические особенности метаморфических образований дичунской свиты указывают на их сходство с внутриплитными магматическими породами кислого состава. Не противоречат данному выводу результаты Lu–Hf in situ изотопных исследований, указывающих на значительную роль ювенильного материала в ходе формирования исходных для их протолита расплавов.
  4. Новые и ранее опубликованные геохронологические данные свидетельствуют о широком проявлении позднетонийских магматических процессов в истории геологического развития Буреинского массива в интервале 820–770 млн лет. Одновозрастные магматические импульсы также отмечаются в пределах всего ансамбля континентальных массивов восточной части ЦАСП и, вероятно, могут быть связаны с распадом суперконтинента Родиния.

Благодарности. Авторы благодарят сотрудников Амурского центра минералого-геохимических исследований Института геологии и природопользования ДВО РАН (Е.Н. Воропаеву, О.Г. Медведеву, А.И. Палажченко, Е.В. Ушакову), Института геохимии СО РАН (Зарубину О.В.), Геохронологического центра Аризонского университета (ArizonaLaserChronCenter, USA) за выполнение аналитических исследований.

Источники финансирования. Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда № 24-77-00001, https://rscf.ru/project/24-77-00001/

Конфликт интересов. Авторы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

×

Об авторах

Р. О. Овчинников

Институт геологии и природопользования ДВО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: ovchinnikov@ignm.ru
Россия, Благовещенск

А. А. Сорокин

Институт геологии и природопользования ДВО РАН

Email: ovchinnikov@ignm.ru
Россия, Благовещенск

В. Л. Ксю

Колледж Наук о Земле Цзилиньского университета

Email: ovchinnikov@ignm.ru
Китай, Чанчунь

Х. Янг

Колледж Наук о Земле Цзилиньского университета

Email: ovchinnikov@ignm.ru
Китай, Чанчунь

Н. М. Кудряшов

Геологический институт Кольского научного центра РАН

Email: ovchinnikov@ignm.ru
Россия, Апатиты

Список литературы

  1. Васькин А.Ф., Дымович В.А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Третье поколение. Серия Дальневосточная. Лист М-53 (Хабаровск). СПб.: ВСЕГЕИ, 2009.
  2. Великославинский С.Д., Глебовицкий В.А., Крылов Д.П. Разделение силикатных осадочных и магматических пород по содержанию петрогенных элементов с помощью дискриминантного анализа // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 3. С. 310–313.
  3. Геодинамика, магматизм и металлогения востока России. Ред. Ханчук А.И. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1. 572 с.
  4. Забродин В.Ю., Гурьянов В.А., Кисляков С.Г., Кременецкая Н.А., Махинин А.В., Опалихина Е.С. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Серия Дальневосточная. Лист N-53. Третье поколение. СПб.: ВСЕГЕИ, 2007.
  5. Зубков В.Ф., Васькин А.Ф. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1 : 500 000. Лист М-52-Б. Ред. Кулиш Е.А. Л.: ВСЕГЕИ, 1984.
  6. Котов А.Б., Великославинский С.Д., Сорокин А.А., Котова Л.Н., Сорокин А.П., Ларин А.М., Ковач В.П., Загорная Н.Ю, Кургузова А.В. Возраст амурской серии Бурея-Цзямусинского супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm–Nd изотопных исследований // Докл. АН. 2009а. Т. 428. № 5. С. 637–640.
  7. Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Сорокин А.П., Великославинский Д.А., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Раннепалеозойский возраст габброидов амурского комплекса (Бурея-Цзямусинский супертеррейн Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2009б. Т. 424. № 5. С. 644–647.
  8. Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Сорокин А.П., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Беляков Т.В., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Мезозойский возраст гранитоидов Бекетского комплекса (Гонжинский блок Аргунского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Докл. АН. 2009в. Т. 429. № 6. С. 779–783.
  9. Котов А.Б., Мазукабзов А.М., Сковитина Т.М., Великославинский С.Д., Сорокин А.А., Сорокин А.П. Структурная эволюция и геодинамическая позиция Гонжинского блока (Верхнее Приамурье) // Геотектоника. 2013. № 5. С. 48–60.
  10. Красный Л.И., Пэн Юньбяо. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1 : 2 500 000. СПб.: ВСЕГЕИ, 1999.
  11. Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск: ПГО “Дальгеология”, 1990. 215 с.
  12. 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. 3–32.
  13. Овчинников Р.О., Сорокин А.А., Кудряшов Н.М. Возраст условно раннедокембрийских интрузивных комплексов северной части Буреинского континентального массива (Центрально-Азиатский складчатый пояс) // Тихоокеанская геология. 2018. Т. 37. № 4. С. 56–70.
  14. Овчинников Р.О., Сорокин А.А., Ковач В.П., Котов А.Б. Геохимические особенности, источники и геодинамические обстановки накопления кембрийских терригенных пород Мельгинского прогиба (Буреинский континентальный массив) // Геохимия. 2019. Т. 64. № 5. С. 503–519.
  15. Овчинников Р.О., Сорокин А.А., Ковач В.П., Котов А.Б. Раннепалеозойский возраст и природа протолита метаморфических пород дягдаглейской толщи, Буреинский континентальный массив, Центрально-Азиатский складчатый пояс // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 3. С. 48–62.
  16. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бодарч Г., Беличенко В.Г., Булгатов А.Н., Дриль С.И., Кириллова Г.Л., Кульмин М.И., Ноклеберг У.Дж., Прокопьев А.В., Тимофеев В.Ф., Томуртогоо О., Янь Х. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7–41.
  17. Петрук Н.Н., Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Серия Дальневосточная. Лист M-52. Третье поколение. СПб.: ВСЕГЕИ, 2006.
  18. Решения IV Межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Комплект схем. Хабаровск: ХГГГП, 1994.
  19. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Великославинский С.Д., Джан Б.-М., Сорокин А.А., Сорокин А.П., Ван К.-Л., Чан С.-Л., Толмачева Е.В. О возрасте гонжинской серии (Аргунский террейн Центрально-Азиатского складчатого пояса): результаты U–Pb и Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов // Докл. АН. 2012. Т. 444. № 5. С. 519–522.
  20. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Великославинский С.Д., Джан Б.-М., Сорокин А.А., Сорокин А.П., Ван К.-Л., Чан С.-Л., Ли Х.-Я, Толмачева Е.В. Мезозойский возраст урильской свиты Амурской серии (Малохинганский террейн Центрально-Азиатского складчатого пояса): результаты U–Pb и Lu–Hf изотопных исследований детритовых цирконов // Докл. АН. 2013. Т. 453. № 4. С. 416–419.
  21. Серёжников А.Н., Волкова Ю.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Третье поколение. Серия Дальневосточная. Лист N-52 (Зея). СПб.: ВСЕГЕИ, 2007.
  22. Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Котов А.Б. Возраст и геохимические особенности массива раннемезозойских гранитоидов южной части Буреинского террейна // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 5. С. 55–66.
  23. Сорокин А.А., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Кудряшов Н.М., Анисимова И.В., Яковлева С.З., Федосеенко А.М. Гранитоиды тырмо-буреинского комплекса северной части Буреинско-Цзямусинского супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: возраст и геодинамическая позиция // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 5. С. 717–728.
  24. Сорокин А.А., Смирнов Ю.В., Смирнова Ю.Н., Кудряшов Н.М. Первые данные о возрасте метариолитов туранской серии Буреинского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. АН. 2011. Т. 439. № 3. С. 370–375.
  25. Сорокин А.А., Смирнов Ю.В., Котов А.Б., Ковач В.П. Возраст и источники терригенных отложений туранской серии Буреинского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты изотопно-геохимических (Sm–Nd) и геохронологических (U–Pb LA-ICP-MS) исследований // Докл. АН. 2014. Т. 456. № 6. С. 707–711.
  26. Сорокин А.А., Овчинников Р.О., Кудряшов Н.М., Котов А.Б., Ковач В.П. Два этапа неопротерозойского магматизма в истории формирования Буреинского континентального массива Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 10. С. 1479–1499.
  27. Тоноян Р.М. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1 : 200 000. Хингано-Буреинская серия. Лист N-53-XXXII. Ред. Красный Л.И. Л.: ВСЕГЕИ, 1964.
  28. Ханчук А.И. Палеогеодинамический анализ формирования рудных месторождений Дальнего Востока России // Рудные месторождения континентальных окраин. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 5–34.
  29. Ханчук А.И., Вовна Г.М., Киселёв В.И., Мишкин М.А., Лаврик С.Н. Первые результаты U–Pb геохронологических исследований пород гранулитового комплекса Ханкайского массива Приморья (метод LA-ICP-MS) // Докл. АН. 2010. Т. 434. № 2. С. 212–215.
  30. Ханчук А.И., Аленичева А.А., Голозубов А.Т., Кандауров Ю.Ю., Юрченко Ю.Ю., Сергеев С.А. Ханкайский массив: гетерогенность фундамента и региональные корреляции // Тихоокеанская геология. 2022. Т. 41. № 4. С. 3–22.
  31. Amelin Y., Davis W.J. Geochemical test for branching decay of 176Lu // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 465–473.
  32. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M., Davis D.W., Aleinikoff J.N., Valley J.W., Mundil R., Campbell I.H., Korsch R.J., Williams I.S., Foudoulis C. Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards // Chem. Geol. 2004. V. 205. P. 15–140.
  33. Blichert-Toft J., Albarède F. The Lu–Hf geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 148. P. 243–258.
  34. Cao X., Dang Z.X., Zhang X.Z., Jiang J.S., Wang H.D. The Composite Jiamusi Terrane. Jilin Publishing House of Science and Technology, 1992. P. 1–126 (in Chinese with English abstract).
  35. Dang Y.S., Li D.R. Discussion on isotope geochronology of Precambrian Jiamusi Block // J. Chang. Univ. Earth Sci. 1993. V. 23. Iss. 3. P. 312‒318.
  36. Ding X., Yang H., Ji Z., Zhang Y.L., Wu H.R., Dong Y., Yu G.Y., Ge W.C. Geochronology and Sr–Nd–Pb–Hf–O isotopes of Neoproterozoic orthogneisses in the Jiamusi Block, NE China: implications for tectonic origin and secular crustal evolution // Precambrian Res. 2024. V. 410. 107486.
  37. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033–2048.
  38. Ge W.C., Chen J.S., Yang H., Zhao G.C., Zhang Y.L., Tian D.X. Tectonic implications of new zircon U–Pb ages for the Xinghuadukou Complex, Erguna Massif, northern Great Xing’an Range, NE China // J. Asian Earth Sci. 2015. V. 106. P. 169–185.
  39. Gehrels G.E., Valencia V., Ruiz J. Enhanced precision, accuracy, efficiency, and spatial resolution of U–Pb ages by laser ablation-multicollector-inductively coupled plasma-mass spectrometry // Geochem. Geophys. Geosyst. 2008. V. 9. № 3. P. 1–13.
  40. Gou J., Sun D.Y., Ren Y.S., Liu Y.J., Zhang S.Y., Fu C.L., Wang T.H., Wu P.F., Liu X.M. Petrogenesis and geodynamic setting of Neoproterozoic and Late Paleozoic magmatism in the Manzhouli-Erguna area of Inner Mongolia, China: geochronological, geochemical and Hf isotopic evidence // J. Asian Earth Sci. 2013. V. 67–68. P. 114–137.
  41. Griffin W.L., Belousova E.A., Shee S.R., Pearson N.J., O’Reilly S.Y. 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.
  42. Hastie A.R., Kerr A.C., Pearce J.A., Mitchell S. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th–Co discrimination diagram // J. Petrol. 2007. V. 48. P. 2341–2357.
  43. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A., Gladkochub D.P., Jacobs J., Karlstrom K.E., Lu S., Natapov L.M., Pease V., Pisarevsky S.A., Thrane K., Vernikovsky V. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: a synthesis // Precambrian Res. 2008. V. 160. P. 179–210.
  44. Liu H., Li Y., Wan Z., Lai C.K. Early Neoproterozoic tectonic evolution of the Erguna Terrane (NE China) and its paleogeographic location in Rodinia supercontinent: insights from magmatic and sedimentary record // Gondwana Res. 2020. V. 88. P. 185–200.
  45. Long X.Y., Xu W.L., Yang H., Tang J., Sorokin A.A., Ovchinnikov R.O. Late Permian–Triassic tectonic nature of the eastern Central Asian Orogenic Belt: constraints from the geochronology and geochemistry of igneous rocks in the Bureya Massif // Lithos. 2021. V. 380–381. 105924
  46. Luan J.P. Neoproterozoic Sedimentary Formations and Igneous Rock Associations in the Songnen and Jiamusi Massifs: Implications for Evolution of the Rodinia Supercontinent. Jilin University, 2021 (in Chinese with English abstract).
  47. Luan J.P., Wang F., Xu W.L., Ge W.C., Sorokin A.A., Wang Z.W., Guo P. Provenance, age, and tectonic implications of Neoproterozoic strata in the Jiamusi Massif: evidence from U–Pb ages and Hf isotope compositions of detrital and magmatic zircons // Precambrian Res. 2017a. V. 297. P. 19–32.
  48. Luan J.P., Xu W.L., Wang F., Wang Z.W., Guo P. Age and geochemistry of the Neoproterozoic granitoids in the Songnen-Zhangguangcai Range Massif, NE China: petrogenesis and tectonic implications // J. Asian Earth Sci. 2017b. V. 148. P. 265–276.
  49. Luan J.P., Yu J.J., Yu J.L., Cui Y.C., Xu W.L. Early Neoproterozoic magmatism and associated metamorphism in the Songnen Massif, NE China: petrogenesis and tectonic implications // Precambrian Res. 2019. V. 328. P. 250–268.
  50. Luan J.P., Tang J., Xu W.L., Guo P., Long X.Y., Xiong S. Petrogenesis of Neoproterozoic magmatic rocks in the Songnen Massif (northeastern China): implications for basement composition and crustal growth // Precambrian Res. 2022. V. 376. P. 106687.
  51. Ludwig K.R. User’s Manual for a Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronol. Center Spec. Publ., 2008. P. 1–75.
  52. Mattinson J.M. Analysis of the relative decay constants of 235U and 238U by multi-step CA-TIMS measurements of closed system natural zircon samples // Chem. Geol. 2010. V. 275. P. 186–198.
  53. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. Iss. 3–4. P. 223–253.
  54. Ovchinnikov R.O., Sorokin A.A., Kydryashov N.M. Early Paleozoic magmatic events in the Bureya Continental Massif, Central Asian Orogenic Belt: timing and tectonic significance // Lithos. 2021. V. 396–397. P. 106237.
  55. Ovchinnikov R.O., Sorokin A.A., Xu W.L., Kudryashov N.M. Late Paleozoic and early Mesozoic granitoids in the northwestern Bureya Massif, Central Asian Orogenic Belt: timing and tectonic significance // Int. Geol. Rev. 2023. V. 65. Iss. 20. P. 3248–3271.
  56. Ovchinnikov R.O., Sorokin A.A., Sal’nikova E.B., Kovach V.P., Plotkina Yu.V., Zagornaya N.Yu. Age and sources of melts of metavolcanic rocks of the Djagdagle Formation of the northwestern part of the Bureya Continental Massif, Central Asian Orogenic Belt // Stratigr. Geol. Correl. 2024. V. 32. № 4. P. 331–347.
  57. Paces J.B., Miller J.D. Precise U–Pb ages of Duluth Complex and related mafic intrusions, northeastern Minnesota: geochronological insights to physical, petrogenic, paleomagnetic, and tectonomagmatic processes associated with the 1.1. Ga Midcontinent Rift System // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. № B8. P. 13997–14013.
  58. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination of granitic rocks // J. Petrol. 1984. V. 25. P. 956–983.
  59. Quan J.Y., Chi X.G., Zhang R., Sun W., Fan L.F., Hu Z.C. LA-ICP-MS U–Pb geochronology of detrital zircon from the Neoproterozoic Dongfengshan Group in Songnen masiff and its geological significance // Geol. Bull. China. 2013. V. 32. Iss. 2–3. P. 353–364 (in Chinese with English abstract).
  60. Ross P.S., Bédard J.H. Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace-element discriminant diagrams // Can. J. Earth Sci. 2009. V. 46. Iss. 11. P. 823–839.
  61. Şengör A.M.C., Natal’in B.A. Paleotectonics of Asia: Fragments of A Synthesis. Cambridge University Press, 1996. P. 486–640.
  62. Shaw D.M. The origin of the Apsley gneiss, Ontario // Can. J. Earth Sci. 1972. V. 9. № 1. P. 18–35.
  63. Sorokin A.A., Kotov A.B., Kudryashov N.M., Kovach V.P. Early Mesozoic granitoid and rhyolite magmatism of the Bureya Terrane of the Central Asian Orogenic Belt: age and geodynamic setting // Lithos. 2016. V. 261. P. 181–194.
  64. Sorokin A.A., Ovchinnikov R.O., Xu W.L., Kovach V.P., Yang H., Kotov A.B., Ponomarchuk V.A., Travin A.V., Plotkina Yu.V. Ages and nature of the protolith of the Tulovchikha metamorphic complex in the Bureya Massif, Central Asian Orogenic Belt, Russia: evidence from U–Th–Pb, Lu–Hf, Sm–Nd, and 40Ar/39Ar data // Lithos. 2019. V. 332–333. P. 340–354.
  65. Söderlund U., Patchett P.J., Vervoort J.D., Isachsen C.E. The 176Lu decay constant determined by Lu–Hf and U–Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 219. P. 311–324.
  66. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. № 2. P. 207–221.
  67. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins. Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. № 42. P. 313–346.
  68. Sun L.X., Ren B.F., Zhao F.Q., Peng L.N. Zircon U–Pb ages and Hf isotope characteristics of Taipingchuan large porphyritic granite pluton of Erguna Massif in the Great Xing’an Range // Earth Sci. Front. 2012. V. 19. P. 114–122 (in Chinese with English abstract).
  69. Tang J., Wu W., Wang F., Wang W., Xu M., Zhang Y. Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Erguna Massif, NE China: petrogenesis and implications for the breakup of the Rodinia supercontinent // Precambrian Res. 2013. V. 224. P. 597–611.
  70. Vervoort J.D., Patchett P.J. Behavior of hafnium and neodymium isotopes in the crust: constraints from Precambrian crustally derived granites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. P. 3717–3723.
  71. Wang F., Xu W.L., Gao F.H., Zhang H.H., Pei F.P., Zhao L., Yang Y. Precambrian terrane within the Songnen–Zhangguangcai Range Massif, NE China: evidence from U–Pb ages of detrital zircons from the Dongfengshan and Tadong groups // Gondwana Res. 2014. V. 26. P. 402–413.
  72. Werner C.D. Saxonian granulites – igneous or lithogenous: a contribution to the geochemical diagnosis of the original rocks in high grade metamorphic complexes // Contributions to the geology of the Saxonian granulite massif Sachsisches Granulitgebirge. Mitteilungen. 1987. V. 133. P. 221–250.
  73. Whalen J.B., Currie K.L., Chappel B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. Iss. 4. P. 407–419.
  74. Wilde S.A., Zhang X., Wu F. Extension of a newly identified 500 Ma metamorphic terrane in North East China: further U–Pb SHRIMP dating of the Mashan Complex, Heilongjiang Province, China // Tectonophysics. 2000. V. 328. Iss. 1–2. P. 115–130.
  75. Winchester J., Floyd P. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chem. Geol. 1977. V. 20. P. 325–343.
  76. Wu F.Y., Zhang Y.B., Sun D.Y., Ge W.C., Grant M.L., Wilde S.A., Jahn B.M. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China // J. Asian Earth Sci. 2011. V. 41. P. 1–30.
  77. Xie H.Q., Miao L.C., Chen F.K., Zhang F.Q., Liu D.Y. Characteristics of the “Mashan Group” and zircon SHRIMP U–Pb dating of granite in Muling area, southeastern Heilongjiang Province, China: constraints on crustal evolution of the southernmost of Jiamusi Massif // Geol. Bull. China. 2008a. V. 21. Iss. 12. P. 2127–2137 (in Chinese with English abstract).
  78. Xie H.Q., Mang F.Q., Miao L.C., Chen F.K., Liu D.Y. Zircon SHRIMP U–Pb dating of the amphibolite from “Heilongjiang Group” and the granite in Mudanjiang area, NE China, and its geological significance // Acta Petrol. Sin. 2008b. V. 24. Iss. 6. P. 1237–1250 (in Chinese with English abstract)
  79. Yang H., Ge W.C., Zhao G.C., Bi J.H., Wang Z.H., Dong Y., Xu W.L. Zircon U–Pb ages and geochemistry of newly discovered Neoproterozoic orthogneisses in the Mishan region, NE China: constraints on the high-grade metamorphism and tectonic affinity of the Jiamusi-Khanka Block // Lithos. 2017. V. 268–271. P. 16–31.
  80. Yang H., Ge W.C., Bi J.H., Wang Z.H., Tian D.X., Dong Y., Chen H.J. The Neoproterozoic–Early Paleozoic evolution of the Jiamusi Block, NE China and its East Gondwana connection: geochemical and zircon U–Pb–Hf isotopic constraints from the Mashan complex // Gondwana Res. 2018. V. 54. P. 102–121.
  81. Yang H., Xu W.L., Sorokin A.A., Ovchinnikov R.O., Ge W. Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Bureya Block, Russian Far East: petrogenesis and implications for Rodinia reconstruction // Precambrian Res. 2020. V. 342. P. 105676.
  82. Yang Y., Liang C., Zheng C., Xu X., Zhou X., Hu P. The metamorphic characteristics of metapelites of the Mashan Group in Mashan area, eastern Heilongjiang Province, China: constraint on the crustal evolution of the Jiamusi Massif // Gondwana Res. 2022. V. 102. P. 299–331.
  83. Zhang L., Liu Y.J., Li W.M., Han G.Q., Zhang J.D., Zhao Z.H., Jian X.F., Guo Q.Y. Discussion on the basement properties and east boundary of the Ergun massif // Chin. J. Geol. 2013. V. 48. P. 227–244 (in Chinese with English abstract).
  84. Zhao S., Xu W.L., Tang J., Li Y., Guo P. Timing of formation and tectonic nature of the purportedly Neoproterozoic Jiageda Formation of the Erguna Massif, NE China: constraints from field geology and U–Pb geochronology of detrital and magmatic zircons // Precambrian Res. 2016. V. 281. P. 585–601.
  85. Zhou J.B., Wilde S.A. The crustal accretion history and tectonic evolution of the NE China segment of the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2013. V. 23. P. 1365–1377.
  86. Zhou J.B., Wilde S.A., Zhang X.Z., Zhao G.C., Liu F.L., Qiao D.W., Ren S.M., Liu J.H. A > 1300 km late Pan-African metamorphic belt in NE China: new evidence from the Xing’an block and its tectonic implications // Tectonophysics. 2011. V. 509. P. 280–292.

Дополнительные файлы

Доп. файлы
Действие
1. JATS XML
Скачать
2. Рис. 1. Схема геологического строения северо-восточной части Буреинского континентального массива (бассейн р. Ниман). Составлена по (Тоноян, 1964), с изменениями авторов. 1 – условно раннепротерозойские биотитовые, гранат-биотитовые, силлиманит-биотитовые, биотит-роговообманковые, графит-роговообманковые гнейсы туловчихинской свиты; 2 – условно раннепротерозойские амфиболиты, биотитовые гнейсы с прослоями и линзами слюдяных сланцев и мраморов дичунской свиты; 3 – условно раннепротерозойские гранитоиды; 4 – условно раннепалеозойские гранитоиды; 5 – раннедевонские терригенные образования; 6 – условно позднепалеозойские гранитоиды; 7 – юрские осадочные образования; 8 – условно позднемеловые диориты, кварцевые диориты, диоритовые порфириты; 9 – нижнечетвертичные отложения; 10 – разломы; 11 – место отбора образца для геохронологических исследований и его номер. На врезке прямоугольником показано положение исследуемого объекта в структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (тектоническая основа по (Красный, Пэн Юньбяо, 1999; Zhou, Wilde 2013; Luan et al., 2017a)), с изменениями авторов: 12 – континентальные массивы/террейны: БЦХ ‒ Бурея-Цзямуси-Ханкайский супертеррейн (БЦХ(Б) – Буреинский, БЦХ(Ц) – Цзямусинский, БЦХ(Х) – Ханкайский континентальный массивы/террейны); 13 – палеозойские–раннемезозойские складчатые пояса (МО – Монголо-Охотский складчатый пояс); 14 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса; 15 – район исследования.

Скачать (1MB)
Метаданные
3. Рис. 2. Стратиграфическая колонка метаморфических образований дичунской свиты северо-восточной части Буреинского континентального массива. Составлена по (Тоноян, 1964). 1 – амфиболиты; 2 – гнейсы; 3 – слюдяные сланцы; 4 – мраморы.

Скачать (370KB)
Метаданные
4. Рис. 3. Фотография и микрофотография биотитового гнейса дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. bt – биотит; kfs – калиевый полевой шпат; pl – плагиоклаз; qz – кварц.

Скачать (435KB)
Метаданные
5. Рис. 4. Диаграммы, отражающие значения дискриминационных функций: (а) DFshaw (Shaw, 1972) и (б) DF(Х) (Великославинский и др., 2013), и классификационная диаграмма P2O5/TiO2–MgO/CaO (Werner, 1987) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. DFshaw = 10.44 – 0.21SiO2 – 0.32Fe2O3 – 0.98MgO + 0.55CaO + 1.46Na2O + 0.54K2O (Shaw, 1972); DF(X) = –0.24SiO2 – 0.16TiO2 – – 0.25Al2O3 – 0.28FeO* – 0.30MgO – 0.48CaO – 0.79Na2O – 0.46K2O – 0.10P2O5 + 26.64 (Великославинский и др., 2013).

Скачать (213KB)
Метаданные
6. Рис. 5. Классификационные диаграммы: (а) SiO2–(Zr/TiO2)×0.0001, (б) SiO2–Nb/Y (Winchester, Floyd, 1977), (в) Zr–Y (Ross, Bédard, 2009), (г) Th–Co (Hastie et al., 2007), (д) FeOtot/(FeOtot + MgO)–SiO2 (Frost et al., 2001) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива.

Скачать (434KB)
Метаданные
7. Рис. 6. Распределение редкоземельных (а) и редких (б) элементов в биотитовых гнейсах дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Состав хондрита по (McDonough, Sun, 1995), состав примитивной мантии по (Sun, McDonough, 1989).

Скачать (134KB)
Метаданные
8. Рис. 7. Микрофотографии кристаллов циркона в режиме катодолюминесценции.

Скачать (383KB)
Метаданные
9. Рис. 8. Диаграммы с конкордией (а, б) и диаграмма TuffZircAge (в) для циркона из биотитового гнейса дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива.

Скачать (321KB)
Метаданные
10. Рис. 9. Диаграмма ɛHf(t) – возраст кристаллизации (млн лет) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива.

Скачать (233KB)
Метаданные
11. Рис. 10. Распределение редких элементов в биотитовых гнейсах дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Поле составов позднетонийских гастингсит-лепидомелановых гранитов и биотитовых лейкогранитов бассейна р. Чепкан центральной части Буреинского массива показано розовым цветом (данные из (Сорокин и др., 2017)).

Скачать (193KB)
Метаданные
12. Рис. 11. Диаграммы: (а) FeO*/MgO–Zr + Nb + Ce + Y, (б) 10000Ga/Al–Zr + Nb + Ce +Y (Whalen et al., 1987) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Поля на диаграмме: A – граниты А-типа; FG – фракционированные граниты; OGT – нефракционированные граниты M-, I-, S-типов.

Скачать (107KB)
Метаданные
13. Рис. 12. Тектонические дискриминационные диаграммы: (а) Nb–Y, (б) Rb–Y + Nb, (в) Ta–Yb (Pearce et al., 1984) для биотитовых гнейсов дичунской свиты северо-восточной части Буреинского массива. Поля на диаграммах: ORG – граниты океанических рифтов; VAG – граниты вулканических (островных) дуг; Syn-COLG – синколлизионные граниты; Post-COLG – постколлизионные граниты; WPG – внутриплитные граниты.

Скачать (206KB)
Метаданные

© Российская академия наук, 2025