Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 2, стр. 142-147
Новые данные о возрасте Калгынского офиолитового массива коллизионного пояса Черского (Северо-Восток Азии): результаты U–Th–Pb (SIMS)-геохронологических исследований
А. В. Ганелин 1, *, член-корреспондент РАН С. Д. Соколов 1, В. И. Шпикерман 2, М. В. Герцева 3, М. В. Маскаев 1
1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия
2 Всероссийский геологический научно-исследовательский институт им. А.П. Карпинского
Санкт-Петербург, Россия
3 Московский филиал Всероссийского геологического научно-исследовательского института
им. А.П. Карпинского
Москва, Россия
* E-mail: al-gan@yandex.ru
Поступила в редакцию 05.05.2022
После доработки 20.06.2022
Принята к публикации 23.06.2022
- EDN: YBVGCS
- DOI: 10.31857/S2686739722600631
Аннотация
Калгынский массив выделяется в составе офиолитовой ассоциации коллизионного пояса Черского, относящегося к структурам Верхояно-Колымской складчатой системы. Калгынский массив включает комплекс мантийных перидотитов, нижнекоровый комплекс, представленный ультраосновными кумулятами, кумулятивными габбро-амфиболитами и амфиболитами и верхнекоровый комплекс, представленный метабазальтами. Породы массива формировались как в океанических, так и в надсубдукционных геодинамических обстановках. Предшествующими исследованиями для пород массива установлены три этапа метаморфизма, возраст самого раннего (океанического) составляет 419–430 млн лет. На этом основании возраст массива рассматривался как раннепалеозойский. В то же время в ранних публикациях приводились данные о более древнем возрасте офиолитов. Приведены первые геохронологические данные, которые свидетельствуют об его позднерифейском возрасте.
Коллизионный пояс Черского является важным структурным элементом Верхояно-Колымской складчатой системы, которая выделяется в составе Верхояно-Чукотских мезозоид (рис. 1). Верхояно-Колымская складчатая система была образована в результате коллизии Сибирского континента и Колымо-Омолонского супертеррейна, завершившейся в предаптское время [1]. Пояс Черского представляет собой внутреннюю часть коллизионного орогена “Колымской петли”. В составе пояса выделяются деформированные терригенные, вулканогенно-терригенные и карбонатные комплексы раннего-позднего палеозоя, а также терригенные и вулканогенно-терригенные средне-позднеюрские образования. Офиолиты и ассоциирующие с ними метаморфические породы были выделены в качестве офиолитового пояса хребта Черского [4, 5]. Они образуют отдельные выходы, которые протягиваются с северо-запада на юго-восток по простиранию хребта и представлены линзами серпентинитов, небольшими блоками пород базит-ультрабазитового состава, а также крупными массивами, включающими в себя практически полный набор пород офиолитовой ассоциации [3, 6].
Наиболее крупным и относительно хорошо изученным в настоящее время является Калгынский (Уяндинский) офиолитовый массив (рис. 2). В составе массива выделены практически все комплексы пород, характерные для офиолитовой ассоциации за исключением дайкового: комплекс мантийных перидотитов (дунит-гарцбургитовый), нижнекоровый комплекс (амфиболизированные ультраосновные кумуляты и полосчатые амфиболизированные габбро), верхнекоровый комплекс, представленный метабазальтами. Породы массива совместно с полиметаморфическими сланцами образуют покровы аллохтонных пластин, надвинутых на палеозойские зеленосланцевые толщи [3]. Породы массива испытали три этапа метаморфизма, которые были датированы по вторичным минералам Ar–Ar-методом [7]. Ранний, океанический этап (419–430 млн лет) датирован по актинолиту из габбро-амфиболитов, средний этап (370 млн лет) связан с образованием внутриокеанических надвигов, датирован по биотиту из ассоциирующих метаморфических сланцев. Третий этап (174 млн лет) связан с обдукцией офиолитов, датирован по мусковиту из полиметаморфических сланцев, подстилающих офиолитовый покров [3, 7]. Геодинамические условия формирования Калгынского массива были определенны на основании геохимических особенностей (метод нейтронной активации) метабазальтов и габбро-амфиболитов. Согласно [3, 4, 8], базальты были сформированы в окраинном бассейне. Составы габброидов разделяются на две группы, которые формировались в различных геодинамических обстановках. Одна группа габброидов формировалась в обстановке срединно-океанического хребта (СОХ), другая – в островодужной обстановке. На основании приведенных данных был сделан вывод, что Калгынские офиолиты имеют гетерогенную природу, и в их разрезе тектонически совмещены фрагменты океанического бассейна, имеющие различную геодинамическую позицию. Возраст бассейна, на основании оценки возраста метаморфизма, принимался раннепалеозойским [4]. В то же время в работах [3, 4] указывается, что возраст протолита офиолитов остается неизвестным. Существует ряд геохронологических данных, свидетельствующих о возможно более древнем возрасте офиолитов. Так, в работе [7] Ar–Ar-методом проанализирован реликтовый тремолит из габбро-амфиболитов, полученное для него значение возраста составило 856 ± 11 млн лет. В более ранних работах имеются определения, выполненные K–Ar-методом по валовым пробам габброидов (655 ± 15 млн лет) и амфиболитов (544 ± 7 млн лет) [9, 10]. В работе [11] приводятся данные датирования Rb–Sr-методом, которые составили 555 и 622 млн лет. Представления о более древнем возрасте океанического бассейна так же были связаны с офиолитокластитами кембрийского возраста, описанными в Рассошинской зоне Омулевского поднятия [12, 13].
В результате полевых работ, проведенных на Калгынском массиве в 2018 г., из блока нижнекоровых пород, расположенного на левобережье верховьев р. Калгын (68°37′57.1″ с.ш.; 141°11′24.7″ в.д.) была отобрана проба габбро-амфиболита с целью выделения акцессорного циркона и определения его возраста методом U–Th–Pb (SIMPS). Датирование цирконов осуществлялось на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований (ЦИИ) ФГУП “ВСЕГЕИ”. Зерна циркона, выделенные с использованием тяжелых жидкостей, помещались в шашку, выполненную из эпоксидной смолы с последующей пришлифовкой. Участки зерен для непосредственных измерений выбирались с использованием микрофотографий, выполненных на электронном микроскопе в режиме катодолюминесценции. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, изложенной в [14]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ≈2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ≈15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [15] и ISOPLOT [16].
Из образца G18 15–7 выделено 13 зерен циркона, размер которых изменяется от 50 до 100 мкм. Наиболее крупные зерна имеют удлиненную форму, для более мелких зерен характерна округлая форма. В некоторых зернах наблюдается хорошо выраженная магматическая зональность или ее реликты (рис. 3).
Результаты геохронологических исследований циркона из габброамфиболита представлены в табл. 1 и на рис. 3. Отношения 232Th/238U в изученных зернах циркона составляют 0.33–0.75 (табл. 1), что указывает на их магматическое происхождение. Обращает на себя внимание, что зерна циркона имеют различный облик и строение, а также различаются по содержанию урана, что не позволяет достаточно точно оценить их возраст. Минимальные оценки возраста изученного циркона (206Pb/238U) находятся в интервале 581–610 млн лет (табл. 1).
Таблица 1.
№ п/п | Номер образца | Содержания, г/т | Изотопные отношения | Возраст | ||||||||||||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
206Pbc, % | 206Pb* | U | Th | 232Th/238U | 207Pb*/206Pb* | ±% | 207Pb*/235U | ±% | 206Pb*/238U | ±% | Rho | 207Pb/235U | ± млн лет | 206Pb/238U | ± млн лет | 207Pb/206Pb | ± млн лет | D, % | ||
1 | G18-15-7-5.1 | 0.33 | 3.43 | 42 | 13 | 0.31 | 0.058 | 4.6 | 0.754 | 4.8 | 0.094 | 1.3 | 0.27 | 571 | 21 | 581 | 7 | 530 | 100 | 10 |
2 | G18-15-7-9.1 | 0.16 | 6.96 | 86 | 38 | 0.46 | 0.0585 | 2.9 | 0.762 | 3 | 0.094 | 1 | 0.34 | 575 | 13 | 582 | 6 | 549 | 63 | 6 |
3 | G18-15-7-15.1 | 0.00 | 44.5 | 545 | 301 | 0.57 | 0.05988 | 1.0 | 0.785 | 1.2 | 0.095 | 0.7 | 0.60 | 588 | 5 | 585 | 4 | 599 | 21 | –2 |
4 | G18-15-7-4.1 | 1.24 | 0.933 | 11 | 6 | 0.59 | 0.0582 | 13.0 | 0.771 | 13 | 0.096 | 2.7 | 0.21 | 580 | 57 | 591 | 15 | 538 | 280 | 10 |
5 | G18-15-7-14.1 | 0.0 | 5.82 | 70 | 22 | 0.33 | 0.0605 | 2.7 | 0.805 | 2.9 | 0.097 | 1.1 | 0.37 | 600 | 13 | 594 | 6 | 622 | 58 | –5 |
6 | G18-15-7-8.1 | 0.0 | 86.6 | 1040 | 1388 | 1.38 | 0.05983 | 0.8 | 0.799 | 1.1 | 0.097 | 0.7 | 0.65 | 596 | 5 | 596 | 4 | 597 | 18 | 0 |
7 | G18-15-7-11.1 | 0.0 | 2.52 | 30 | 10 | 0.35 | 0.06 | 4.0 | 0.805 | 4.3 | 0.097 | 1.5 | 0.34 | 600 | 19 | 599 | 8 | 604 | 87 | –1 |
8 | G18-15-7-13.1 | 1.22 | 1.64 | 19 | 8 | 0.43 | 0.0621 | 9.1 | 0.835 | 9.3 | 0.098 | 1.9 | 0.20 | 616 | 43 | 600 | 11 | 678 | 190 | –12 |
9 | G18-15-7-7.1 | 0.0 | 82.7 | 986 | 515 | 0.54 | 0.05969 | 0.7 | 0.803 | 1 | 0.098 | 0.7 | 0.70 | 598 | 5 | 600 | 4 | 592 | 15 | 1 |
10 | G18-15-7-3.1 | 0.0 | 1.87 | 22 | 7 | 0.33 | 0.0639 | 4.7 | 0.863 | 5 | 0.098 | 1.7 | 0.34 | 632 | 24 | 602 | 10 | 737 | 100 | –18 |
11 | G18-15-7-14.1re | 0.54 | 2.12 | 25 | 18 | 0.75 | 0.0565 | 6.9 | 0.77 | 7.1 | 0.099 | 1.6 | 0.23 | 580 | 31 | 608 | 9 | 471 | 150 | 29 |
12 | G18-15-7-10.1 | 0.20 | 12.1 | 142 | 18 | 0.13 | 0.0595 | 2.5 | 0.813 | 2.6 | 0.099 | 1 | 0.36 | 604 | 12 | 610 | 6 | 584 | 53 | 4 |
Примечание. Погрешности приведены для интервала 1σ. Pbc и Pb* – обыкновенная и радиогенная составляющие Pb соответственно. Ошибка калибровки стандарта не более 1%. Коррекция на обыкновенный свинец проведена по измеренному 204Pb для циркона; Rho – коэффициент корреляции отношений 207Pb/235U – 206Pb/238U; D – коэффициент дискордантности. рассчитанный по формуле ((t206Pb/238U/t207Pb/206Pb) × 100) –100.
Представленные в статье геохронологические данные не дают возможность точно оценить возраст акцессорного циркона и соответственно возраст кристаллизации протолитов габбро-амфиболитов Калгынского массива. Однако они свидетельствуют о том, что их формирование произошло не в палеозое, а в позднем докембрии – по-видимому, в позднем рифее. Вполне вероятно, что Калгынский офиолитовый массив является не только гетерогенным, но и полихронным. Скорее всего в его разрезе совмещены породы, протолиты которых формировались в разное время на разных стадиях эволюции долгоживущего океанического бассейна. Полученная предварительная оценка возраста наиболее древних магматических образований Калгынского офиолитового массива соответствует таким глобальным событиям, как распад суперконтинента Родиния (конец позднего рифея–начало венда) и начало формирования континентальных окраин Северо-Американского (625–555 млн лет) [17] и Северо-Азиатского (650 млн лет) [18] кратонов. Таким образом, офиолиты хребта Черского, и в том числе Калгынский офиолитовый массив представляют собой уникальные объекты, детальное изучение которых может дать информацию о тектонической эволюции мезозоид северо-востока Азии от позднего протерозоя до среднеюрского времени.
Список литературы
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.П. Тектоника литосферных плит СССР. М.: Недра, 1990. Кн. 2. 334 с.
Соколов С.Д. Очерк тектоники Северо-Востока Азии // Геотектоника. 2010. № 6. С. 60–78.
Оксман В.С. Тектоника коллизионного пояса Черского (Северо-Восток Азии) // ГЕОС, 2000.
Оксман В.С., Ганелин А.В., Соколов С.Д., Моро-зов О.Л.,Третьяков Ф.Ф., Силантьев С.А. Офиолитовые пояса арктических регионов Верхояно-Чукотской орогенной области: геодинамическая модель формирования // Тихоокеан.геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 62–75.
Оксман В.С., Парфенов Л.М., Прокопьев А.В. Пояс офиолитов хребта Черского // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 6. С. 3–20.
Архипов Ю.В. Офиолиты, ультрамафит-габбровые интрузии и ассоциирующиеся с ними образования Верхояно-Колымской складчатой системы. Геология и полезные ископаемые образования Верхояно-Колымской складчатой системы. Якутск, 1984. С. 110–134.
Лейер П., Парфенов Л.М., Сурнин А.А., Тимофеев В.Ф. Первые 39Ar/40Ar определения возраста магматических и метаморфических пород Верхояно-Колымских мезозоид // Докл. АН СССР. 1993. Т. 329. № 5. С. 621–624.
Карякин Ю.В., Оксман В.С., Прокопьев А.В., Тарабукин В.П., Дейкуненко А.В. Позднепалеозойские вулканогенно-тиррегенные отложения Селеняхского хребта и их геодинамическая природа // ДАН. 2000. Т. 370. № 5. С. 646–650.
Тектоника, магматические и метаморфические комплексы Колымо-Омолонского массива. Гринберг Г.А., Рудич К.Н. (ред.) М.: Наука, 1981. 359 с.
Геологическая карта СССР. М-б 1:200 000. Серия Яно-Индигирская, лист R-54-XXVII, XXVIII. Объяснительная записка. ГУП “Сахагеолфонд”. 1984.
Горбов В.В., Загрузина И.А. Первые определения абсолютного возраста метаморфических пород Колымского срединного массива. // Докл. АН СССР. 1971. Т. 197. № 5. С. 1131–1132.
Кропачев А.П., Стрельников С.И., Киселев А.А., Федорова Н.П. Доордовикские офиолитокластиты Омулевского поднятия (Северо-Восток СССР) // Докл. АН СССР. 1987. Т. 292. № 4. С. 941–944.
Шпикерман В.И., Мерзляков В.М. О базальных слоях палеозойского разреза Омулевского поднятия. Стратиграфия и палеонтология фанерозоя Северо-Востока СССР. СВКНИИ ДВО АН СССР. 1988. Магадан.
Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by ion microprobe / M.A. McKibben, W.C. Shanks III, W.I. Ridley (eds.) Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes // Rev. Econ. Geol. 1998. V. 7. P. 1–35.
Ludwig K.R. SQUID 1.00, A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. № 2. 2455 Ridge Road. Berkeley. CA 94709. USA. 17 p.
Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00. A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2003. № 4. 2455 RidgeRoad, Berkeley. CA 94709. USA. 70 p.
Bond G.C., Nickerson P.A., Kominz M.A. Breakup of a supercontinent between 625 and 555 Ma: new evidence and implications for continental histories // Earth and Planetary Science Letters. 1984. V. 70. № 2. P. 325–345.
Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) Отв. ред. Парфе- нов А.М., Кузьмин, М.И. М. МАИК “Наука/Интергеофизика”, 2001.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Доклады Российской академии наук. Науки о Земле