Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 494, № 2, стр. 15-21

Основные черты геологического строения западной части Алданского щита во многом определяются субмеридиональными и северо-восточными зонами разрывных нарушений, в пределах которых сосредоточены многочисленные тектонические фрагменты, сложенные относительно слабо метаморфизованными осадочными и вулканическими породами (субганский комплекс) Саймаганского, Тарынахского, Токко-Ханинского, Итчиляхского, Эвонокитского, Темулякитского, Тунгурчинского, Яелахского, Субганского, Булгуняхтахского и Балаганахского зеленокаменных поясов (рис. 1), которые относятся по крайней мере к четырем возрастным группам – 2.0–2.4, 2.5–2.6, 2.6–3.0 и 3.0–3.2 млрд лет [1]. Однако точные возрастные границы образования конкретных зеленокаменных поясов пока еще не установлены, что значительно затрудняет разработку непротиворечивых геодинамических моделей формирования раннедокембрийской континентальной коры Сибирского кратона. В рамках решения этой задачи выполнены U–Pb (ID-TIMS)-геохронологические исследования, направленные на определение верхней возрастной границы формирования метаосадочных и метавулканических пород Олондинского тектонического фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса (рис. 1), который является уникальным объектом для изучения эволюции системы кора–мантия Сибирского кратона в раннем докембрии, так как только в пределах этого фрагмента установлено широкое развитие ультраосновных и основных вулканических пород, ассоциирующих с вулканическими породами среднего и кислого состава ([2–5] и др.).

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта западной части Алданского щита. 1 – фанерозойские гранитоиды; 2 – кайнозойские отложения, платформенные отложения палеозоя, мезозоя и верхнего протерозоя; 3 – раннепротерозойские гранитоиды; 4 – унгринский магматический комплекс; 5 – удоканский комплекс; 6 – слабо метаморфизованные осадочные и вулканические породы субганского комплекса; 7 – тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олёкминского комплекса; 8 – тоналит-трондьемитовые ортогнейсы оломокитского комплекса и глубоко метаморфизованные осадочные и вулканические породы оломокитской и чарской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса; 9 – тоналит-трондьемитовые ортогнейсы западно-алданского комплекса и глубоко метаморфизованные осадочные и вулканические породы чугинской, амедичинской и курумканской толщ алданского гранулито-гнейсового мегакомплекса; 10 – зона сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области; 11 – разрывные нарушения. Цифрами в кружках обозначены зеленокаменные пояса: 1 – Саймаганский, 2 – Тарыныхский, 3 – Токко-Ханинский, 4 – Итчиляхский, 5 – Эвонокитский, 6 – Темулякитский, 7 – Тунгурчинский, 8 – Яелахский, 9 – Субганский, 10 – Булгуняхтахский, 11 – Балаганахский.

Олондинский фрагмент расположен на южном фланге Токко-Ханинского зеленокаменного пояса (рис. 1), который относится к числу наиболее древних зеленокаменных поясов Алданского щита. В плане он имеет близкую к V- или Y-образной форму (рис. 2). Его максимальная ширина достигает 10 км, а протяженность составляет около 40 км. С запада и востока он ограничен субвертикальными взбросо-сдвигами соответственно субмеридионального и северо-восточного простирания.

Рис. 2.

Схематическая геологическая карта Олондинского тектонического фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса. Составлена с использованием материалов [2, 3]. 1 – четвертичные отложения; 2 – дифференцированные габбро-диорит-тоналитовые и диорит-тоналитовые массивы; 3 – амфиболовые, биотит-амфиболовые и биотитовые микрогнейсы (андезиты, дациты, туфы, туфопесчаники, песчаники); 4 – амфибол-плагиоклазовые и амфиболовые сланцы (базальты и их туфы); 5 – хлорит-актинолитовые и актинолит-хлоритовые сланцы (коматиитовые базальты и коматииты) и карбонат-актинолитовые сланцы (коматииты и коматиитовые туфы); 6 – габбро-амфиболиты; 7 – метадуниты и метаперидотиты; 8 – тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олекминского комплекса; 9 – места отбора проб для геохронологических исследований: 1 – проба О-29-2, 2 – проба О-221.

В геологическом строении Олондинского фрагмента принимают участие две контрастные по составу толщи (ассоциации) метавулканических и метаосадочных пород – коматиит-базальтовая и андезит-дацитовая [2, 3, 6]. В разрезах коматиит-базальтовой толщи преобладают амфибол-плагиоклазовые и амфиболовые сланцы (толеитовые базальты и их туфы), хлорит-актинолитовые и актинолит-хлоритовые сланцы (коматиитовые базальты и коматииты) и карбонат-актинолитовые сланцы (коматииты и коматиитовые туфы). Андезит-дацитовая толща представлена преимущественно амфиболовыми, биотит-амфиболовыми и биотитовыми микрогнейсами (андезиты, дациты, туфы, туфопесчаники, песчаники). Границы между коматиит-базальтовой и андезит-дацитовой толщами имеют тектонический характер. В связи с этим относительная последовательность их формирования не установлена. Слагающие Олондинский фрагмент породы интенсивно деформированы. Условия их метаморфизма соответствуют эпидот-амфиболитовой и низкотемпературной амфиболитовой фациям [2, 3].

В пределах Олондинского фрагмента закартированы многочисленные тектонические пластины метадунитов и метаперидотитов, cиллоподобные тела габбро-амфиболитов мощностью от 50 до 350 м, а также дифференцированные габбро-диорит-тоналитовые и диорит-тоналитовые массивы (рис. 2). Полученные к настоящему времени оценки возраста [4, 7–9] метавулканических и магматических пород Олондинского фрагмента позволяют предполагать, что их формирование произошло около 3 млрд лет назад. Но, к сожалению, они уже не удовлетворяют современным требованиям, предъявляемым к выбору объектов и методов геохронологических исследований в областях полициклического развития эндогенных процессов: использование больших навесок циркона при датировании методом TIMS; данные SHRIMP получены главным образом для единичных зерен циркона, строение которых не исследовалось методом катодолюминисценции, а аналитические данные не опубликованы; Sm–Nd-изохроны построены для не связанных генетически между собой пород от метакоматиитов до тоналитов.

В качестве объекта для геохронологических исследований были выбраны дифференцированные габбро-диорит-тоналитовые и диорит-тоналитовые интрузии, которые прорывают наиболее ранние структурные элементы метавулканических и метаосадочных пород Олондинского фрагмента и в свою очередь испытали наложенные структурно-метаморфические преобразования в условиях эпидот-амфиболитовой и низкотемпературной амфиболитовой фаций. Другими словами, их датирование позволяет достаточно точно оценить верхнюю возрастную границу формирования вулканических и осадочных последовательностей Олондинского фрагмента.

Для U–Pb-датирования использованы акцессорные цирконы, выделенные из проб метагаббро-диорита (О-29-2) и кварцевого метадиорита (О-221). Первая из них отобрана в краевой части довольно крупного габбро-диорит-тоналитового массива, который находится в центральной части Олондинского фрагмента, а вторая – из небольшого диорит-тоналитового массива, расположенного в его восточной ветви (рис. 2). Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для U–Pb-геохронологических исследований кристаллы циркона (или их фрагменты) подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени они промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялось по модифицированной методике [10]. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI как в статическом режиме на детекторах Фарадея, так и в динамическом режиме при помощи счетчика ионов. Для изотопных исследований использовался изотопный индикатор ²³⁵U–²⁰²Pb. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программам “PbDAT” [11] и “ISOPLOT” [12]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [13]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [14]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Метагаббро-диорит. Акцессорный циркон, выделенный из метагаббро-диорита (проба О-29-2), представлен полупрозрачными субидиоморфными и идиоморфными призматическими кристаллами светло-желтой окраски размером от 50 до 300 мкм (К_удл. = 3.0–4.0). Они огранены сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 3, I–III) и обладают четкой магматической зональностью (рис. 3, IV–VI).

Рис. 3.

Микрофотографии кристаллов циркона из метагаббро-диорита (проба О-29-2) и кварцевого метадиорита (проба О-221) Олондинского фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса, выполненные на сканирующем электронном микроскопе VEGA3 TESCAN: I–III и VII–IX – в режиме вторичных электронов; IV–VI и X–XII – в режиме катодолюминесценции.

Для U–Pb-геохронологических исследований использованы три микронавески (20–50 зерен) наиболее прозрачных и идиоморфных кристаллов циркона, отобранных из размерных фракций 85–100 и 150–200 мкм (№ 1–3, табл. 1). Циркон из метагаббро-диорита характеризуется незначительной возрастной дискордантностью (1.0–3.6%). Точки его изотопного состава располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией составляет 3002 ± 5 млн лет (СКВО = = 0.04, нижнее пересечение соответствует возрасту 1367 ± 130 млн лет) (рис. 4).

Рис. 4.

Диаграмма с конкордией для цирконов из метагаббро-диорита (проба О-29-2) и кварцевого метадиорита (проба О-221) Олондинского фрагмента Токко-Ханинского зеленокаменного пояса. Номера точек на диаграмме соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Кварцевый метадиорит. Акцессорный циркон из кварцевого метадиорита (проба О-221) образует прозрачные и полупрозрачные субидиоморфные кристаллы призматического, короткопризматического и дипирамидального облика светло-сиреневого и желтовато-сиреневого цвета, которые огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {111}, {102} (рис. 3, VII–IX). Размер кристаллов изменяется от 50 до 400 мкм (K_удл. = = 2.0–3.0). Их строение характеризуется осцилляторной зональностью с элементами секториальности (рис. 3, X–XII).

U–Pb-геохронологические исследования проведены для двух микронавесок (25 и 45 зерен) циркона из размерных фракций 80–100 и 100–150 мкм (№ 4, 5; табл. 1) и навески циркона, подвергнутого предварительной кислотной обработке [15] (№ 6, табл. 1). Как видно на рис. 3, точка изотопного состава остатка циркона после кислотной обработки, располагается на конкордии, а его конкордантный возраст составляет 3011 ± 7 млн лет (СКВО = 0.52, вероятность – 0.47). Верхнее пересечение дискордии, рассчитанной для трех изотопных анализов циркона, с конкордией отвечает возрасту 3005 ± 7 млн лет (нижнее пересечение – 1755 ± 255 млн лет (СКВО = 1.2)), который совпадает с величиной конкордантного возраста остатка циркона после кислотной обработки.

Морфологические особенности цирконов из метагаббро-диоритов и кварцевых метадиоритов указывают на их магматическое происхождение. Поэтому, полученные для них оценки возраста 3002 ± 5 и 3005 ± 7 млн лет позволяют достаточно точно оценить возраст становления габбро-диорит-тоналитовых и диорит-тоналитовых интрузий, прорывающих метавулканические и метаосадочные породы Олондинского фрагмента, и соответственно верхнюю возрастную границу формирования последних. С учетом погрешностей определения возраста эта граница составляет 3012–2997 млн лет. Значения Nd-модельных возрастов метаандезитов и метадацитов этого фрагмента близки к 3.0 млрд лет [1], что в первом приближении определяет нижнюю возрастную границу их образования. Все это свидетельствует о том, что осадочно-вулканогенные толщи Олондинского фрагмента имеют возраст около 3.0 млрд лет, а их формирование, включая наложенные структурно-метаморфические преобразования, вероятно, произошло в течение относительно короткого промежутка времени.