Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 493, № 1, стр. 10-15

Установление хронологии проявления магматических событий в истории формирования и эволюции континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса является необходимым условием для разработки интегрированной модели формирования этого крупнейшего орогенного пояса Евразии. При этом ключевое значение имеет изучение позднедокембрийских и раннепалеозойских комплексов ([1, 2] и др.).

Буреинский массив относится к одному из наиболее крупных континентальных массивов указанного пояса, однако, история его формирования исследована недостаточно и, в первую очередь, это относится к раннему палеозою. По существующим представлениям, в начале палеозоя проявилось два импульса магматической активности, вещественным выражением которых являются кивилийский габбро-гранитовый (ранний) и суларинский гранитовый (поздний) комплексы. Несмотря на то, что такая идея поддерживается большинством геологов [3, 4], непосредственный возраст этих комплексов остается неопределенным. В настоящее время оба комплекса условно отнесены к ордовику [3].

Для внесения определенности в проблему этапов раннепалеозойского магматизма мы выполнили геохронологические исследования гранитоидов кивилийского и суларинского комплексов в северной части Буреинского континентального массива (рис. 1).

Рис. 1.

Схема геологического строения северной части Буреинского континентального массива (бассейн р. Кивили). Составлена по [15] с изменениями авторов. 1 – нерасчлененные метаморфические комплексы палеопротерозойского(?) возраста; 2 –палеопротерозойские(?) габбро-амфиболиты амурского комплекса; 3 – ордовикские(?) биотитовые, роговообманково-биотитовые порфиробластические граниты, гранодиориты кивилийского комплекса; 4 – ордовикские(?) гнейсовидные биотитовые граниты, гранодиориты суларинского комплекса; 5 – позднепалеозойские биотитовые, роговообманково-биотитовые порфировидные граниты тырмо-буреинского комплекса; 6 – раннемезозойские лейкократовые граниты; 7 – главные разломы; 8 – места отбора образцов для геохронологических исследований и их номера. На врезке показано положение исследуемых объектов в структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (тектоническая основа по [2] с изменениями авторов): 9 – супертеррейны: АР – Аргунский, БЦ – Буреинско-Цзямусинский (БЦ(Б) – Буреинский террейн (континентальный массив), БЦ(ЦХ) – Цзямуси-Ханкайский террейн (континентальный массив)); 10 – палеозойские-раннемезозойские складчатые пояса (МО – Монголо-Охотский, ЮМ – Южномонгольский, СЛ – Солонкерский, ВД – Вундурмиао); 11 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса; 12 – район исследования.

Кивилийский массив является наиболее крупным и одновременно петротипическим для одноименного комплекса. Массив расположен в верховьях рек Мал. Кивили, Кучулым (бассейн р. Бурея) и его ширина варьирует от 2.5 до 12.5 км, протяженность – около 42 км. Массив сложен преимущественно порфиробластическими биотитовыми, роговообманково-биотитовыми гранитами, в той или иной степени катаклазированными. Породы массива прорывают раннепротерозойские(?) гнейсы и кристаллические сланцы дичунской свиты и, в свою очередь, интрудированы гранитоидами раннепалеозойского суларинского и позднепалеозойского тырмо-буреинского комплексов (рис. 1).

Кивитинский массив суларинского комплекса расположен в верховьях рек Мал. Кивили, Кивиты, Эемна (бассейн. р. Бурея). Он вытянут в СВ-направлении на 16 км при ширине до 4 км. Массив сложен преимущественно среднезернистыми слабогнейсовидыми биотитовыми гранитами. Контакты с гранитоидами кивилийского комплекса, в основном, тектонические, реже – интрузивные. На северном и южном флангах Кивитинский массив прорван позднепалеозойскими гранитоидами Тырмо-Буреинского комплекса (рис. 1).

Для геохронологических исследований использован образец R-135 порфиробластического роговообманково-биотитового гранита кивилийского комплекса, отобранный в юго-западной части Кивилийского массива, а также образец R-134 слабогнейсовидного биотитового гранита суларинского комплекса, отобранный в центральной части Кивитинского массива (рис. 1).

Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием магнитной сепарации и тяжелых жидкостей. Выбранные для U–Pb-геохронологических исследований кристаллы циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1M HNO₃. Концентрации U и Pb определялись методом изотопного разбавления на масс-спектрометре “Finnigan” МАТ-262 (RPQ) с использованием смешанного изотопного индикатора ²⁰⁸Pb + ²³⁵U в Геологическом институте КНЦ РАН (Апатиты). В качестве эммитера ионов использовался силикагель. Уровень холостого опыта за период исследования составлял менее 80 пг для свинца и 40 пг для урана. Все изотопные отношения исправлены на величину масс-фракционирования (0.12 ± 0.04%), рассчитанную для параллельных анализов стандартов SRM-981 и SRM-982. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программам “PbDAT” [5] и “ISOPLOT” [6]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [7]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [8]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Акцессорный циркон, выделенный из порфиробластического роговообманково-биотитового гранита (обр. R-135) Кивилийского массива одноименного комплекса, представлен идиоморфными и субидиоморфными оранжево-коричневатой окраски прозрачными трещиноватыми кристаллами дипирамидально-призматической формы. Основными элементами огранки кристаллов цирконового типа являются грани призм {110} и дипирамиды {111}, в некоторых кристаллах осложненной гиацинтовой призмой {100}. Поверхность граней ровная, ребра четкие (рис. 2 I-IV). Для внутреннего строения циркона характерно присутствие небольшого количества твердофазных и газово-жидких включений. В режиме катодолюминесценции (рис. 2 V-VIII) в большинстве зерен отчетливо проявлена тонкая зональность роста. Размер зерен от 200 до 50 мкм; К_удл = 2.0–3.0. Для проведения U–Pb-изотопных исследований были использованы четыре размерные навески циркона, содержащего наименьшее количество включений (табл. 1). Точки изотопного состава изученного циркона располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 502 ± 6 млн лет, СКВО = 0.71 (рис. 3), а нижнее пересечение отвечает современным потерям свинца. На основании морфологических особенностей циркона, наличия эвгедральной зональности мы полагаем, что оценка возраста, определяемая верхним пересечением дискордии, отвечает возрасту кристаллизации расплава, родоначального для роговообманково-биотитовых гранитов Кивилийского массива.

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона в режиме вторичных электронов и катодолюминесценции. Выполнены в Геологическом институте КНЦ РАН, г.Апатиты (аналитик-исследователь Л.М. Лялина) на растровом электронном микроскопе LEO1450, оснащенном приставкой PANA CL. I–VIII – кристаллы циркона порфиробластического роговообманково-биотитового гранита (обр. R-135) Кивилийского массива одноименного комплекса; IX–XVI – из слабогнейсовидного биотитового гранита (обр. R-134) Кивитинского массива суларинского комплекса.

Рис. 3.

Диаграммы с конкордией для циркона из порфиробластического роговообманково-биотитового гранита (обр. R-135) Кивилийского массива одноименного комплекса и слабогнейсовидного биотитового гранита (обр. R-134) Кивитинского массива суларинского комплекса. Номера точек соответствуют номерам в табл. 1.

Акцессорный циркон, выделенный из слабогнейсовидного биотитового гранита (обр. R-134) Кивитинского массива суларинского комплекса, представлен идиоморфными и субидиоморфными кремово-коричневатой окраски прозрачными трещиноватыми кристаллами дипирамидально-призматической формы. Основными элементами огранки являются грани призм {110} и {100}, дипирамиды {111} и {101}. Поверхность граней кристаллов ровная, ребра четкие (рис. 2 IX–XII). Для внутреннего строения циркона характерно присутствие небольшого количества твердофазных и газово-жидких включений. В режиме катодолюминесценции (рис. 2 XIII-XVI) в большинстве зерен отчетливо проявлена тонкая зональность роста. Размер зерен циркона изменяется от 500 до 50 мкм; К_удл = 2.0–3.0. Для проведения U–Pb-изотопных исследований были использованы четыре размерные навески циркона, содержащего наименьшее количество включений (табл. 1). Точки изотопного состава изученного циркона располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 492 ± 6 млн лет, СКВО = 0.21 (рис. 3), а нижнее пересечение отвечает современным потерям свинца. Морфологические особенности циркона, наличие эвгедральной зональности указывают на его магматическое происхождение. В связи с этим, оценка возраста, определяемая верхним пересечением дискордии, принимается нами в качестве возраста кристаллизации расплава, родоначального для биотитовых гранитов Кивитинского массива.

Полученные данные свидетельствуют о том, что порфиробластические роговообманково-биотитовые граниты Кивилийского массива одноименного комплекса и слабогнейсовидные биотитовые граниты Кивитинского массива суларинского комплекса имеют кембрийский, а не ордовикский возраст, как отражено на геологических картах последнего поколения (в том числе [3]). Кембрийский (504 ± 8 млн лет [9]) возраст имеют и риолиты в северной части Буреинского континентального массива, ранее относимые к “туранской серии” [4]. Границе позднего кембрия и раннего ордовика отвечает возраст гнейсовидных гранитов (481 ± 5 млн лет, [10]) небольшого массива в центральной части Буреинского континентального массива в приустьевой части р. Тырма. Также следует отметить, что кембрийский возраст (~487 млн лет) имеет наиболее молодая и одновременно наиболее многочисленная популяция детритовых цирконов в метаосадочных породах дягдаглейской толщи Буреинского континентального массива [11].

В целом, полученные данные свидетельствуют о том, что в пределах Буреинского континентального массива в среднем кембрии–раннем ордовике проявился интенсивный гранитоидный магматизм. Имеющиеся в настоящее время данные не позволяют рассуждать о тектонической природе этого магматизма. Однако интересно отметить, что в строении Цзямуси-Ханкайского континентального массива (рис. 1), соседнего с Буреинским в структуре восточной части Центрально-Азиатского пояса, раннепалеозойский магматизм проявился в более широком диапазоне – от раннего кембрия до силура (540–429 млн лет, [12–14 и др.]). Это может указывать, как на различия в истории формирования этих континентальных массивов, так и недостаточную изученность Буреинского массива.