Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 492, № 2, стр. 5-10

Билякчанская зона сочленения юго-восточной окраины Сибирской платформы и Омолоно-Охотского кратона представляет собой узкую субмеридиональную полосу слабо метаморфизованных вулканогенно-терригенных пород билякчанской серии и прорывающих их гранитоидов нудымийского комплекса [1–3]. Эти породы слагают около 80% Билякчанского поднятия, которое вытянуто вдоль северных отрогов хр. Джугджур на 230 км от истоков р. Большой Комуй до верховьев р. Мая (рис. 1).

Рис. 1.

Геологическая схема Билякчанской зоны сочленения Сибирской платформы и Охотского массива (по Геологическая… [2] с дополнениями и изменениями). 1 – Пески, суглинки, галечники (Q); 2 – конгломераты, дациты, андезиты, андезибазальты, туфы среднего и кислого состава (K); 3 – песчаники, алевролиты, конгломераты (T₃); 4 – песчаники, алевролиты, аргиллиты, конгломераты (C₂-P); 5 – известняки, аргиллиты, алевролиты, песчаники (C₁); 6 – игнимбриты, липариты, дациты, андезиты, туфы, туфоконгломераты (D₃); 7 – песчаники, алевролиты, известняки (O); 8 – известняки, доломиты, аргиллиты (Є₁); 9 – известняки, доломиты, песчаники, алевролиты, аргиллиты, конгломераты (RF-V); 10 – билякчанская серия: песчаники, конгломераты, базальты, андезито-базальты (PR₁); 11 – верхнемайская серия: гранат-биотитовые, силлиманит-гранат-кордиерит-биотитовые сланцы, гнейсы, амфиболиты (PR₁); 12 – гранодиориты, граносиениты, гранит-порфиры (K); 13 – майский комплекс: граносиениты, монцониты, субщелочные граниты, гранодиориты (D₃); 14 – нудымийский комплекс: гранодиориты, граниты, лейкограниты, граносиениты (PR₁); 15 – тектонические нарушения; 16 – тектонические границы Билякчанской зоны: (а) установленные, (б) предполагаемые, 17 – место отбора образцов. Сокращения на врезке: АЩ – Алданский щит, АМП – Алдано-Майский прогиб, ЮМСО – Юдомо-Майская складчато-глыбовая область, ЮВС – Южно-Верхоянский синклинорий, ВМП – Верхнемайское поднятие, УВП – Ульинский вулканогенный прогиб.

В современных схемах Билякчанское поднятие рассматривается как северная часть Улкано-Билякчанского вулкано-плутонического пояса протяженностью более 750 км. Формирование этого пояса связывают с этапом внутриплитного растяжения фундамента Сибирской платформы в позднекарельское время. Возраст вулканогенных отложений улканской серии и улканских гранитоидов, расположенных в южной части пояса, сегодня определен с высокой точностью (1736–1705 млн лет) [4–7]. Слабая изученность вулканогенно-терригенных отложений Билякчанского поднятия не позволяет провести надежную корреляцию с хорошо изученными отложениями в юго-западной части Улкано-Билякчанского пояса.

По данным геолого-съемочных работ и наших исследований северная часть пояса существенно отличается от южных районов [2, 3, 8–10]. В северной части преобладают терригенные породы, вулканиты и гранитоиды распространены ограниченно, а анортозиты отсутствуют. В отличие от неметаморфизованных отложений Улканского прогиба, породы Билякчанского поднятия дислоцированы и метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации. Вулканогенно-терригенные породы Билякчанского поднятия сопоставляются с разными отложениями рифея [12], нижнего протерозоя [9, 11] и архея [8]. Так, по [8], нижняя часть разреза билякчанской серии (нельбачанская свита) принадлежит к позднеархейским троговым образованиям и сходна с зеленокаменными комплексами Алданского щита, а верхняя часть (билякчанская свита) – к раннепротерозойской платформенной удоканской серии Алданского щита. Убедительные геологические доказательства правомерности подобных корреляций отсутствуют, а немногочисленные K–Ar-датировки варьируют от 2300 до 1600 млн лет [2, 3, 9].

В этой работе для решения вопроса о времени формирования пород Билякчанского поднятия было проведено изотопно-геохронологическое изучение песчаников и базальтов билякчанской серии и прорывающих гранитов нудымийского комплекса в северной части пояса. Изученный участок (8 × 11 км) расположен на водораздельных хребтах по правобережью р. Мая и р. Левая Нябальджа (рис. 1), где обнажаются вулканогенно-осадочные породы левонябальджанской толщи и прорывающие их гранитоиды одноименного массива нудымийского комплекса.

Левонябальджанская толща сложена преимущественно кварцевыми и полевошпат-кварцевыми песчаниками с прослоями алевролитов и глинистых сланцев. Среди терригенных отложений часто встречаются пачки базальтов, андезито-базальтов, долеритов, а также небольшие дайки габбро-диабазов и кварцевых порфиров. Базальты сохранили афировую и порфировую структуру. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, изометричных зерен клинопироксена, магнетита и перекристаллизованного основного стекла. Вкрапленники (10–30%) в базитах представлены удлиненными лейстами плагиоклаза (лабрадор № 55–65) и изометричными кристаллами клинопироксена.

Левонябальджанский массив состоит из двух тел площадью около 35 км², сложенных лейкогранитами, гранитами, плагиогранитами, гранодиоритами, субщелочными гранитами и граносиенитами. В краевой части массива наблюдаются мелкозернистые разновидности гранитов с ксенолитами основных вулканитов. В экзоконтактовой зоне вмещающие породы ороговикованы. Граниты представлены розовато-серыми и розовыми массивными разновидностями с порфировидной и гранобластовой структурами, иногда с реликтами гипидиоморфнозернистой. В составе гранитов преобладает кислый плагиоклаз (25–48%), кварц (25–45%), калиевый полевой шпат (15–30%) и биотит (1–10%). Акцессорные минералы представлены магнетитом, титаномагнетитом, сфеном, цирконом, апатитом.

U–Pb-возраст циркона из лейкогранитов (обр. № 655е) нудымийского комплекса, прорывающих терригенные отложения билякчанской серии, определен на SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ по методике [13]. Длинно- и короткопризматические кристаллы циркона имеют темно-розовую окраску. Длина кристаллов от 60 до 400 мкм, коэффициент удлинения 1.3–3.0. В катодолюминесцентном (КЛ)-свечении выделяются темные ядра и темно-серые каймы. В центральных частях кристаллов наблюдается слабо выраженная полосчатая зональность, изредка отмечаются включения расплавного генезиса. Содержание U изменяется от 1336 до 1921 г/т, а отношение Th/U – от 0.15 до 0.20. Морфологические и геохимические признаки этого циркона свидетельствуют о его магматическом генезисе. U–Pb SHRIMP–II-анализ проводился в центральной и краевой частях зерен. Вычисленный по семи точкам средневзвешенный возраст 2050 ± 3.3 млн лет (рис. 2) соответствует стадии кристаллизации Левонябальджанской интрузии гранитов нудымийского комплекса.

Рис. 2.

U–Pb диаграмма с конкордией для палеопротерозойских лейкогранитов нудымийского комплекса.

U–Pb-возраст обломочных зерен циркона из песчаников билякчанской серии (обр. № 654к) определен в ЦИИ ВСЕГЕИ методом лазерной абляции на ICP MS Neptune. Выделенные зерна циркона имеют темно-розовую окраску. Преобладают мелкие (50–120 мкм) зерна овальной формы, а крупные призматические кристаллы (100–380 мкм, К_у 1.5–2.4) встречаются реже. В КЛ-изображении наблюдается циркон с грубой и тонкой осцилляционной зональностью, а также зерна с секториальной зональностью и незональные. Вычисленный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-возраст (48 точек с дискордантностью менее 10%) варьирует от 2029 до 2814 млн лет (рис. 3). Среди древних популяций циркона обнаружено одно зерно с архейским возрастом 2814 ± 14 млн лет и шесть зерен с палеопротерозойским возрастом от 2390 ± 5 до 2203 ± 78 млн лет. Наибольшее количество зерен (41 шт), образует два кластера с возрастом 2110 ± 13 и 2054 ± 9 млн лет (рис. 3 и 4). Зерна одной из молодых популяций характеризуются отношением Th/U от 0.41 до 1.22, а циркон самой молодой группы отличаются пониженным отношением Th/U (0.2–1.0).

Рис. 3.

Гистограмма распределения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb-возрастов и кривые относительной вероятности возрастов детритового циркона из палеопротерозойских песчаников билякчанской серии (р. Левая Няльбанджа).

Рис. 4.

Средневзвешенный возраст, рассчитанный по кластеру возрастов молодой популяции циркона.

Эти данные указывают на формирование терригенных пород билякчанской серии преимущественно за счет размыва палеопротерозойского источника. Возраст самой молодой группы обломочных зерен циркона – 2054 ± 9 млн лет – определяет нижний возрастной порог образования песчаников билякчанской серии.

Изотопный состав Sm и Nd в магматических и осадочных породах определен в ИГГД РАН по методике [14, 15]. Значения ε_Nd(T) в базальтах и андезибазальтах равны –4.5 и –4.4, а в гранодиоритах и лейкогранитах варьируют от –5.0 до –5.4. Модельный Sm–Nd-возраст базитов варьирует в пределах 2690–2880 млн лет, а гранитоидов – 2750–2780 млн лет (табл. 1).

Эти Sm–Nd-данные свидетельствуют, вероятнее всего, о неоархейском кόровом источнике исследуемых гранитоидов. На возможное присутствие в регионе пород этого возраста указывает также наличие в палеопротерозойских осадочных породах детритового циркона с наиболее древними значениями возраста 2814 ± 14 млн лет. Что касается вулканических пород, то Nd-изотопные данные явно указывают на обогащенный LREE мантийный источник. В качестве такового может выступать как субконтинентальная литосферная мантия, так и вещество сублитосферной мантии, в значительной мере контаминированное веществом архейской коры. Изотопный состав Nd полевошпат-кварцевых песчаников (ε_Nd 0.9–2.8 и t_NdDM 2.2–2.4 млрд лет) указывает на разрушение пород близких по составу к ювенильной коре или островных дуг (табл. 1), что хорошо корреспондируется с данными по возрасту детритового циркона.

Приведенные результаты свидетельствуют, что обломочный материал, заполнявший Билякчанский грабен, формировался при размыве однородной провинции исключительно раннепалеопротерозойских пород, имевших возраст преимущественно 2110–2054 млн лет. Накопление вулканогенно-терригенных отложений билякчанской серии завершилось до внедрения гранитоидов нудымийского комплекса 2050 млн лет назад. Новые данные доказывают, что билякчанская серия, вскрытая на водораздельных хребтах р. Мая и р. Левая Нябальджа, значительно древнее улканского вулкано-плутонического комплекса, и не может сопоставляться с ним. Этот вывод в корне меняет представление о региональной корреляции северных и южных разрезов Улкано-Билякчанского пояса. Таким образом, заложение Билякчанского грабена произошло на 300–350 млн лет раньше Улканского прогиба. Установленный палеопротерозойский возраст пород Билякчанской зоны имеет не только региональное структурно-геологическое, но и важное минерагеническое значение. В частности, именно с тектоническими событиями 2.2–2.0 млрд лет назад сопряжено формирование гигантских месторождений медистых песчаников и крупного Катугинского редкометального месторождения [4]. В тектоническом плане, появление Билякчанского грабена знаменовало отделение Охотского массива от Сибирской платформы в раннем палеопротерозое.