Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 493, № 2, стр. 36-40

Олокитская зона Северного Прибайкалья входит в состав Байкало-Патомского складчато-надвигового пояса южной части Сибирского кратона (рис. 1). Этот пояс сложен патомским карбонатно-терригенным комплексом большой мощности, в составе которого выделяют пять региональных стратогоризонтов: медвежевский, баллаганахский, дальнетайгинский, жуинский и юдомский. Полученные в последние годы Sr-хемостратиграфические данные для карбонатных пород [1] и U–Th–Pb-изотопно-геохронологические данные по детритовому циркону [2–4] показали, что большая часть патомского комплекса относится к венду, а нижний (дотиллитовый) баллаганахский горизонт – к верхнему рифею. Новые представления о возрасте этого мощного разреза позволили предложить его в качестве опорного для границы позднего рифея и венда на юге Сибири [5].

Рис. 1.

Схема тектонической зональности Северного Прибайкалья. 1 – четвертичные отложения; 2 – Верхнехолоднинский грабен – терригенные породы позднего эдиакария; 3 – Овгольский грабен – эдиакарские карбонатно-терригенные отложения; 4 – зеленосланцевые диафториты; 5 – Кичерская зона Байкало-Муйского пояса: нюрундуканский комплекс позднего неопротерозоя; 6–7 – Олокитская зона Байкало-Патомского пояса: 6 – Довыренский расслоенный плутон, 7 – вулканогенно-карбонатно-терригенная олокитская серия в Олокито-Мамском (1), Тыя-Холоднинском (2) и Нюрундуканском (3) прогибах (7а) и Ондокском палеоподнятии (7б), 8 – выступы раннедокембрийского фундамента кратона (К – Кутимский; М – Маректинский); 9 – Акитканский вулкано-плутонический пояс раннего протерозоя; 10 – места отбора и номера проб для геохронологических исследований: 1 – О-21-1, 2 – O-24-1, 3 – RVK-05, 4 – RVK-07, 5 – RVK-06; 11 – геологические границы и тектонические швы. На врезке показано местоположение района исследования: 1 – Байкало-Патомский складчато-надвиговый пояс Сибирского кратона; 2 – Байкало-Муйский складчатый пояс; 3 – район исследования; 4 – граница чехла Сибирской платформы.

Разрез Олокитской зоны традиционно коррелируется с отложениями баллаганахского и дальнетайгинского горизонтов стратотипа в Патомском нагорье Байкало-Патомского складчато-надвигового пояса ([6] и др.). Возраст риолитов иняптукской свиты, завершающих вулканогенно-карбонатно-терригенный разрез олокитской серии, равен 711 ± 6–723 ± 7 млн лет [7, 8]. Подстилающие иняптукскую свиту осадочные толщи прорываются дунит-троктолит-габбровым расслоенным Довыренским плутоном с возрастом 728 ± 3 млн лет [8]. Кроме этого, для терригенных пород олокитской серии в районе Довыренского плутона выявлены ранее не известные в Байкальской складчатой области мезо- и неопротерозойские источники сноса [9]. Таким образом, разрез Олокитской зоны представляет один из ключевых объектов для уточнения возраста накопления и источников сноса позднедокембрийских осадочных толщ южной части Сибирского кратона. Учитывая выше сказанное, нами выполнены U–Th–Pb LA–ICP–MS-геохронологические исследования детритового циркона из терригенных пород нескольких разрезов олокитской серии в различных структурах (палеопрогибах и палеоподнятиях) Олокитской зоны.

Олокитская зона представляет собой систему линейных прогибов и поднятий, образованных в условиях неопротерозойского рифтогенеза континентальной окраины Сибирского кратона [7]. Маркерами верхней стратиграфической границы олокитской серии являются эдиакарские отложения авгольской свиты в верховьях реки Олокит [6] и карбонатные породы противодаванской свиты, которая сопоставляется с эдиакарской (580–550 млн лет [1]) улунтуйской свитой байкальской серии [10].

Главными компонентами олокитской серии являются высокозрелые метаосадки, представленные кварцевыми метапесчаниками, кварцитами и хлоритоидными сланцами (метаалевропелитами), а также углеродистые и карбонатно-углеродистые тонкозернистые отложения, карбонатные породы, включая строматолитовые доломиты, континентальные базальты и риолиты [7]. Для метапесчаников и метаалевролитов характерны отрицательные величины ε_Nd(t) от –5.7 до –17.8 и древние Nd-модельные возрасты t_Nd(DM) = 3.4–2.0 млрд лет, которые указывают на раннедокембрийские источники сноса [11]. В нижней части разреза серии присутствуют грабеновые фации. Значительно реже в ее составе отмечаются туфогенные и вулканомиктовые образования с невысокими положительными и слабо отрицательными величинами ε_Nd(t) от –0.6 до +3.7 и мезопротерозойскими Nd-модельными возрастами около 1.6 млрд лет. Последние интерпретируются как результат смешения ювенильного материала неопротерозойского возраста и раннедокембрийских коровых источников [11].

Краткая характеристика исследованных проб осадочных пород олокитской серии и места их отбора приведены в табл. 1 и на рис. 1. Выделенные зерна циркона, вмонтированные в эпоксидную смолу, исследовались в ИГГД РАН в проходящем свете, а также в режимах отраженных электронов и катодолюминесценции для выяснения внутреннего строения зерен, типа включений минералообразующих сред и выбора доменов для изотопного анализа. U–Th–Pb LA–ICP–MS-геохронологические исследования циркона были выполнены в Департаменте геологических наук Национального университета Тайваня, Тайпей (Department of Geological Sciences, National Taiwan University, Taipei) по методике [12]. Калибровка производилась с использованием стандарта циркона GJ-1. Для контроля качества данных использовались стандартный циркон Harvard91500 и Plesovice. Для них в ходе исследований получены конкордантный возраст 1066 ± 4 млн лет (2σ, СКВО = 0.24, вероятность = 0.62) и средневзвешенное значение возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U 336 ± 2 млн лет (2σ, СКВО = 0.24, вероятность = 1.00) соответственно, что находится в хорошем соответствии с данными, полученными методом изотопного разбавления.

При построении гистограмм, а также вычислении пиков возрастов на кривых относительной вероятности по программе AgePick [13] использовались только конкордантные оценки возрастов. Результаты исследований представлены на рис. 2.

Рис. 2.

Кривые относительной вероятности U–Th–Pb-возрастов детритового циркона из терригенных пород олокитской серии. 1 – Тыя-Холоднинский и Нюрундуканский палеопрогибы; 2 – Ондокское палеоподнятие.

Конкордантные возрасты (n = 102) детритового циркона из метапесчаников тыйской свиты Нюрундуканского прогиба (обр. O-21-1) и кварцито-песчаников перевальской свиты Тыя-Холоднинского прогиба (обр. O-24-1) находятся в интервалах 1849–2110, 2288–2329, 2427–2620 и 2711–2723 млн лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов около 1.88 (n = 19), 1.97 (n = 14), 2.32 (n = 9), 2.43 (n = 4), 2.49 (n = 3), 2.59 (n = 34) и 2.71 (n = 3) млрд лет (рис. 2). Отдельные зерна циркона имеют конкордантные возрасты в интервале 2870–3072 млн лет.

Принципиально иные оценки возраста детритового циркона получены для пород Ондокского палеоподнятия – метапесчаников ондокской свиты (обр. RVK-05 и RVK-07) и кремнистого туффита асектамурской свиты (обр. RVK-06). Конкордантные возрасты (n = 189) детритового циркона терригенных осадков Ондокского палеоподнятия находятся преимущественно в интервалах 833–894, 1064–1527, 1593–2068, 2236–2390 и 2642–2790 млн лет с пиками на кривой относительной вероятности возрастов около 0.86 (n = 5), 1.08 (n = = 7), 1.13 (n = 7), 1.21 (n = 9), 1.27 (n = 10), 1.33 (n = = 9), 1.38 (n = 8), 1.46 (n = 24), 1.65 (n = 13), 1.73 (n = 10), 1.87 (n = 37), 2.04 (n = 11), 2.31 (n = 4) и 2.70 (n = 13) млрд лет (рис. 2). Отдельные кристаллы циркона имеют конкордантные возрасты 2113, 2440, 2502, 2939 и 2972 млн лет. Полученные данные подтверждают присутствие детритового циркона мезо- и неопротерозойского возраста в терригенных породах Ондокского палеоподнятия Олокитской зоны, установленные [9] и позволяют сделать некоторые выводы.

Нижняя возрастная граница накопления осадочных пород олокитской серии оценивается в 0.86 млрд лет. Верхняя возрастная граница накопления пород этой серии определяется возрастом вулканитов иняптукской свиты 711 ± 6–723 ± 7 млн лет [7, 8]. Таким образом, возраст отложений олокитской серии находится в интервале 0.86–0.72 млрд лет.

В настоящее время невозможно дать однозначный ответ на вопрос об источниках сноса детритового циркона нео- и мезопротерозойского возраста. Одним из возможных источников детритового циркона неопротерозойского возраста могли быть магматические комплексы с возрастом около 0.83–0.75 млрд лет Анамакит-Муйского террейна Байкало-Муйского пояса [11]. В то же время нельзя исключать и другие варианты источников сноса, тем более, что породы с мезопротерозойским цирконом в Анамакит-Муйском террейне не установлены. Принимая во внимание региональную корреляцию стратотипических горизонтов олокитской серии [8], можно полагать, что в близком диапазоне времени формировались осадочные толщи баллаганахского и, вероятно, дальнетайгинского горизонтов патомского комплекса внутренней Бодайбинской зоны Байкало-Патомского пояса. В этой связи следует подчеркнуть, что геологические свидетельства синхронности осадконакопления в Патомской приплатформенной и внутренней Бодайбинской зонах Байкало-Патомского пояса, по всей видимости, не так достоверны, как это принято считать.

Источниками детритового циркона терригенных пород как Тыя-Холоднинского и Нюрундуканского палеопрогибов, так и Ондокского палеоподнятия Олокитской зоны, по всей видимости, являлись архейские и раннепротерозойские метаморфические и магматические породы юга Сибирского кратона и, в частности, Маректинского выступа, расположенного между Тыя-Холоднинским и Нюрундуканским прогибами Олокитской зоны (рис. 1) [11].

Породы, которые могли бы являться источниками детритового циркона мезопротерозойского (1.08–1.46 млрд лет) и палеопротерозойского (1.65 млрд лет) возраста, ни в Байкальской горной области в частности, ни на Сибирском кратоне не известны. Возможно, что они были эродированы и/или перекрыты более молодыми осадками. В то же время, для детритового циркона рифейских отложений Сетте-Дабана установлены сходные возрасты детритового циркона (около 1.6–1.0 млрд лет), которые по данным литологических реконструкций имеют не Сибирские источники сноса [14].

Палеомагнитные реконструкции, допуская разнообразные варианты взаимного положения Сибири и Лаврентии, свидетельствуют о том, что в мезо- и раннем неопротерозое Сибирь и Лаврентия находились в фиксированной позиции друг относительно друга, а между ними существовало пространство, на месте которого мог находиться неизвестный континентальный блок (блоки). Кроме этого, “штрих-кодовое” совпадение возраста становления Довыренского плутона Олокитской зоны и Франклинской магматической провинции на рубеже 723–725 млн лет, также может указывать на близость Сибири и Северной Лаврентии [15].

Работы последних лет показывают, что находки детритового циркона мезопротерозойского возраста в осадочных толщах юга Сибирского кратона постоянно увеличиваются [4]. Это доказывает, что мезопротерозойские породы играли важную роль в источниках сноса пород юга Сибирского кратона. Подтвердить этот вывод должны новые исследования как погребенного фундамента кратона, так и потенциальных источников в Центрально-Азиатском складчатом поясе.