Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 492, № 1, стр. 12-17

Монголо-Охотский складчатый пояс (рис. 1) является одним из значимых структурных элементов Восточной Азии и протягивается в виде узкой (до 300 км) полосы на 3000 км от Удской губы Охотского моря до Центральной Монголии. В современном структурном плане этот пояс принято рассматривать как сложный коллаж вытянутых вдоль простирания тектонических блоков, описываемых в качестве структурно-формационных зон [1] или террейнов ([2, 3] и др.).

Рис. 1.

Геологическая схема западной части Ульбанского террейна Монголо-Охотского складчатого пояса (по [1] с изменениями авторов). 1 – кайнозойские рыхлые отложения; 2 – верхнемеловые вулканиты среднего состава; 3 – позднемеловые интрузивные комплексы; 4 – палеозойские вулканогенные и осадочные комплексы Селемджинского террейна; 5 – палеозойские вулканогенные и осадочные комплексы Ниланского террейна; 6–9 – осадочные комплексы Ульбанского террейна: 6 – верхнетриасовые, 7 – нижнеюрские и условно нижнеюрские, 8 – нижне-среднеюрские, 9 – среднеюрские; 10 – главные разломы (границы между террейнами); 11 – второстепенные разломы; 12 – места отбора образцов для U–Pb-геохронологических исследований и их номера. На врезке звездочкой показан район исследований. Буквами обозначены террейны: GL – Галамский, DZ – Джагдинский, LN – Ланский, SK – Селемджино-Кербинский, TK – Тукурингрский, TR – Токурский; UL – Ульбанский, UB – Унья-Бомский.

Разработанные к настоящему времени геодинамические модели формирования Монголо-Охотского складчатого пояса имеют во многом противоречивый характер (обзор в [2, 3]). При этом наиболее дискуссионными являются вопросы о возрасте геологических комплексов, участвующих в строении пояса, а также о времени и характере проявления аккреционных и коллизионных процессов в истории его геологического развития. Такая неопределенность, в первую очередь, обусловлена недостатком геохронологических и изотопно-геохимических данных, позволяющих определить граничные условия для их разработки, и в том числе данных о возрасте и источниках обломочного материала терригенных пород.

В данном сообщении обсуждаются результаты U–Pb- и Lu–Hf-изотопных исследований детритовых цирконов из юрских метаосадочных пород Ульбанского террейна – самого восточного и одного из ключевых в структуре Монголо-Охотского складчатого пояса (рис. 1). В настоящее время выполняющие его мезозойские отложения рассматриваются в качестве прогиба на палеозойских образованиях Селемджинского террейна [1] или аккреционного комплекса южной окраины Северо-Азиатского кратона ([2, 3, 5] и др.).

Ульбанский террейн вытянут в субширотном направлении почти на 330 км при максимальной ширине 125–130 км. По сложным системам разломов он граничит на севере с Тугурским террейном, на востоке и юге – с Селемджинским террейном (рис. 1). Он сложен верхнетриасовыми и нижне-среднеюрскими турбидитами, тектонически совмещенными со среднеюрскими кремнями и метабазальтами [2, 5]. Объектами данного исследования являются метаалевролиты условно раннеюрской соруканской свиты и метапесчаники среднеюрской налдындинской свиты. Места отбора образцов показаны на рис. 1.

Выделение детритовых цирконов выполнено в минералогической лаборатории Института геологии и природопользования ДВО РАН (Благовещенск) с помощью тяжелых жидкостей. U–Pb-геохронологические исследования индивидуальных цирконов проведены в Геохронологическом Центре Аризонского Университета (Arizona LaserChron Center, USA) на ICP-масс-спектрометре “Thermo Element” 2, оснащенном системой лазерной абляции Photon Machines Analyte G2. Диаметр кратера составлял 20 мкм, глубина – 15 мкм. Детальное описание аналитических процедур приведено на сайте лаборатории (www.laserchron.org). Конкордантные возрасты (Concordia Ages) рассчитаны в программе Isoplot v. 4.15 [6]. При построении гистограмм распределения и кривых относительной вероятности возраста детритовых цирконов использовались только конкордантные оценки возраста.

Lu–Hf-изотопные исследования цирконов выполнены так же в Геохронологическом Центре Аризонского Университета (Arizona LaserChron Center, USA) с использованием многоколлекторного масс-спектрометра с индукционно-связанной плазмой (MC–ICP–MS) Nu High-Resolution и эксимерного лазера Analyte G2. При этом Lu–Hf-изотопные анализы проводились в том же участке цирконов (в той же точке), что и U–Th–Pb-анализы. Детали аналитической методики изложены на сайте лаборатории (www.laserchron.org). Для расчета величин ε_Hf(t) использованы константа распада ¹⁷⁶Lu (λ = 1,867e^–11) по [7], хондритовые отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf (0,282785) и ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf (0,0336) по [8]. Коровые Hf-модельные возрасты t_Hf(C) рассчитаны, принимая среднее отношение ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf в континентальной коре, равное 0.0093 [9]. Для расчета изотопных параметров деплетированной мантии использованы современные отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.28325 и ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0384 [10].

В ходе исследований из метаалевролита соруканской свиты (обр. V-120) проанализированы 138 зерен детритовых цирконов. Для 123 из них получены конкордантные оценки возраста, бóльшая часть которых находится в интервалах 441–420, 411–360, 350–334, 285–258, 237–180 млн лет. Кроме того, присутствуют единичные зерна цирконов с конкордантными значениями возраста ∼2.5; 1.9; 1.8 млрд лет, 977, 803, 573, 456 млн лет. На кривой относительной вероятности возрастов детритовых цирконов выделяются пики 429, 399, 340, 274, 195 млн лет (рис. 2а). Наиболее молодое зерно циркона имеет конкордантный возраст 180 ± 2 млн лет.

Рис. 2.

Кривые относительной вероятности возрастов детритовых цирконов: а) из метаалевролитов соруканской свиты (обр. V-120); б) из метапесчаников налдындинской свиты (обр. V-122).

Из мелкозернистого метапесчаника налдындинской свиты (обр. V-122) проанализированы 127 зерен детритовых цирконов. Для 93 из них получены конкордантные оценки возраста, отвечающим интервалам 1976–1854, 938–574, 477–452, 409–321, 287–262, 227–178 млн лет. Кроме того, присутствуют единичные зерна цирконов с конкордантными значениями возраста ∼2.6; 2.5; 1.2 млрд лет, 571, 425 млн лет. Пики на кривой относительной вероятности возраста детритовых цирконов соответствуют возрастам 454, 384, 364, 338, 263, 197, 183 млн лет (рис. 2б). Наиболее молодое зерно циркона имеет конкордантный возраст 178 ± 2 млн лет.

Полученные результаты указывают на то, что породы, слагающие соруканскую и налдындинскую свиты, характеризуются сходными возрастными группами детритовых цирконов (рис. 2). При этом присутствие более молодых цирконов в метапесчанике налдындинской свиты, по сравнению с метаалевролитом соруканской свиты, согласуется с более высоким стратиграфическим положением первой [1].

Lu–Hf-изотопные исследования выполнены для 18 зерен цирконов из метаалевролита соруканской свиты (обр. V-120) и 17 зерен из метапесчаника налдындинской свиты (обр. V-122). Результаты исследований приведены на рис. 3. Из приведенных результатов следует, что палеозойские и мезозойские цирконы из метаалевролита соруканской свиты (обр. V-120) и метапесчаника налдындинской свиты (обр. V-122) характеризуются модельными возрастами t_Hf(C) = 1.30–0.45 млрд лет. Единичным раннедокембрийским цирконам свойственны модельные возрасты t_Hf(C) = 2.80–1.80 млрд лет (рис. 3).

Рис. 3.

Диаграмма ε_Hf(t) – возраст (млн лет) для цирконов из метаалевролита (обр. V-120) соруканской свиты (1) и метапесчаников (обр. V-122) налдындинской свиты (2). DM – деплетированная мантия, CHUR – однородный хондритовый резервуар.

В целом можно заключить, что в юрских метаосадочных породах Ульбанского террейна преобладают палеозойские и раннемезозойские цирконы с палеозойскими, нео- и мезопротерозойскими Hf-модельными возрастами. Это указывает на то, что первичными источниками этих цирконов являются магматические и/или метаморфические породы, сформированные без значительного участия раннедокембрийской континентальной коры.

Соответственно Ульбанский террейн вряд ли может являться аккреционным комплексом южной окраины Северо-Азиатского кратона, как это предполагается в ряде публикаций [2, 3, 5]. В этом случае снос материала со стороны кратона обусловил бы доминирование цирконов с раннедокембрийскими Hf-модельными возрастами.

Также не представляется возможным рассматривать Ульбанский террейн в качестве прогиба на палеозойских образованиях Селемджинского террейна [1]. Согласно нашим неопубликованным данным, в осадочных комплексах последнего в значительном количестве присутствуют палеопротерозойские цирконы, а доминирующие палеозойские цирконы, как правило, характеризуются раннедокембрийскими Hf-модельными возрастами. В случае образования наложенного прогиба, осадочные и вулканогенно-осадочные комплексы Селемджинского террейна являлись бы главным поставщиком обломочного материала, и цирконы с такими изотопными параметрами неизбежно доминировали в осадках Ульбанского прогиба, чего явно не наблюдается.

С другой стороны, практически полное отсутствие раннедокембрийских цирконов, а также доминирование раннемезозойских цирконов с Hf-модельными возрастами не древнее мезопротерозоя сближают исследуемые породы соруканской и налдындинской свит Ульбанского террейна с нижнемезозойскими метаосадочными породами Унья-Бомского [11, 12], Джагдинского [12, 13] и Тукурингрского [12, 14] террейнов. На основании указанных U–Pb- и Lu–Hf-изотопных параметров обломочных цирконов ранее был сделан вывод о том, что их источниками в метаосадочных породах Унья-Бомского, Джагдинского и Тукурингрского террейнов являются позднепалеозойские и раннемезозойские магматические комплексы северной окраины Амурского супертеррейна и островные дуги. А сами эти террейны представляют собой фрагменты аккреционного комплекса северной окраины Амурского супертеррейна [11–13]. В этой связи мы полагаем, что такая интерпретация вполне может быть распространена и на Ульбанский террейн.