Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 1, стр. 14-23

Возраст источников вещества метатерригенных пород Лещёвской зоны (южная часть Средневолжского мегаблока Волго-Уральского сегмента Восточно-Европейского кратона)

М. О. Аносова 1*, О. В. Астраханцев 1, А. В. Постников 2, Т. И. Кирнозова 1, И. А. Сабиров 2, А. А. Федотова 1, М. М. Фугзан 1, О. А. Зуева 2

1 Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского Российской академии наук
Москва, Россия

2 Российский государственный университет нефти и газа (НИУ) им. И.М. Губкина
Москва, Россия

* E-mail: anosova@geokhi.ru

Поступила в редакцию 20.07.2022
После доработки 13.09.2022
Принята к публикации 15.09.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Изучены биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовые гнейсы Лещёвской зоны Средневолжского мегаблока Волго-Уральского сегмента Восточно-Европейского кратона. Sm–Nd-модельный возраст пород составил 2.8 млрд лет. Проведено U–Pb изотопно-геохронологическое исследование ядер циркона из этих пород. По катодолюминесцентным изображениям выявлено несколько генераций ядер циркона. Возраст основных источников детритового циркона составил 2.58 млрд лет. Единичные зерна циркона имеют возраст ядер 2.4, 2.7 и 3.1 млрд лет. Рассчитанное ɛNd(2500) = –0.6 свидетельствует о коровой или смешанной мантийно-коровой природе протолита этих гнейсов. Высокоглиноземистые метатерригенные породы большечеремшанской серии, Лещёвской зоны и южноволжского супракрустального комплекса рассматриваются как последовательно сменяющие друг друга во времени и по простиранию формации неоархейских и палеопротерозойских бассейнов с протоплатформенным основанием и пассивной континентальной окраины.

Ключевые слова: U–Pb геохронология, изотопный состав Nd, модельный возраст, Восточно-Европейский кратон, высокоглиноземистые гнейсы, детритовый циркон

Континентальная кора архейского возраста составляет значительную часть всей известной континентальной коры, например, [1]. Косвенным доказательством ее присутствия может являться наличие архейского вещества в метатерригенных породах фундамента кратонов палеопротерозойской консолидации. Изучение детритовых цирконов раннедокембрийских метатерригенных пород может пролить свет на состав, возраст и геохимические особенности источников терригенного материала и позволяет судить о фундаментальных характеристиках древней коры.

Волго-Уральский сегмент фундамента Восточно-Европейского кратона (ВЕК) перекрыт осадочным чехлом, являясь наименее изученным из трех сегментов [2]. Присутствие архейского материала в исследуемом регионе доказано, но его объем достоверно не определен [24].

Средневолжский мегаблок занимает центральную и восточную части Волго-Уралии [2, 3]. С севера он ограничен Елабужской зоной деформаций, а с юга – Шарлыкским поясом деформаций. С северо-востока к нему примыкают Камско-Бельский авлакоген, а с юго-запада – Волго-Донская складчатая область [5]). В свою очередь, в составе Средневолжского мегаблока выделяются (с севера на юг) Южнотатарский (Альметьевский по [6]) и Самарский (Бузулукский по [6]) блоки, разделенные Жигулевско-Туймазинским поясом деформаций. Северо-восточную часть Средневолжского мегаблока слагает Бакалинский гранитоидный массив (рис. 1).

Рис. 1.

Схема строения Средневолжского мегаблока (по материалам С.В. Богдановой [2] и ареалы распространения высокоглиноземистых метатерригенных пород 1–3: 1 – большечеремшанской серии, 2 – пород Лещёвской зоны, 3 – южноволжского супракрустального комплекса; 4–5 – рассматриваемые в тексте массивы интрузивных пород: 4 – Колыванский массив гранитоидов и 5 – массивы габброидов (Екатериновский, Мухановский и Малышевский); 6 – тектонические границы по геофизическим данным и данным бурения. Двойной окружностью показано положение скважины Лещёвская 14.

Лещёвская зона расположена в юго-восточной части Самарского блока (рис. 1). В ее пределах установлены высокоглиноземистые терригенные породы, метаморфизованные в условиях гранулитовой фации и испытавшие повторный метаморфизм амфиболитовой фации. В северо-восточной части Самарского блока распространены метатерригенные породы большечеремшанской серии неоархея: метаграувакковые и метапелитовые гнейсы, кристаллические сланцы и их мигматиты, железистые кварциты, эулизиты и метатолеитовые вулканиты. Sm–Nd модельный возраст метаосадочных пород большечеремшанской серии определен в интервале 2.8–3.7 млрд лет [3]. К юго-западу от комплексов Лещёвской зоны расположена обширная область развития метатерригенного южноволжского супракрустального комплекса палеопротерозоя [7] и ассоциирующих с ним анатектических глиноземистых гранитоидов. Эти породы слагают восточную окраину Волго-Донской складчатой области. Метатерригенные породы южноволжского супракрустального комплекса представлены биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовыми гнейсами и кристаллическими сланцами, часто с графитом и единичными прослоями пироксенсодержащих мраморов. Модельный возраст TNd(DM) глиноземистых гранитоидов, отнесенных к рахмановскому комплексу, составляет 2.4 млрд лет [7].

С целью определения возраста и изотопно-геохимических особенностей источника кластического материала метатерригенных пород Лещёвской зоны нами изучены Sm–Nd изотопная система биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсов и U–Pb изотопная система циркона из этих же пород. Геохронологическая информация по метатерригенным породам Лещёвской зоны отсутствовала. В связи с этим сформулирован и рассмотрен вопрос, представляют ли собой породы Лещёвской зоны стратиграфический и формационный аналог большечеремшанской серии неоархея или южноволжского супракрустального комплекса палеопротерозоя.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Форма и внутреннее строение кристаллов циркона изучены с помощью бинокулярного микроскопа “Zeiss” Stemi 2000-C. Изображения циркона получены на электронном микроскопе “JEOL” JSM 6610 LV (РГУ нефти и газа (НИУ) им.  Губкина) и электронном микроскопе “TESCAN” MIRA 3 (ГЕОХИ РАН) в режиме катодолюминесценции (CL) при ускоряющем напряжении 20 кВ. Исследования U–Pb изотопной системы проведены методом LA-ICP-MS на масс-спектрометре ELEMENT XR с лазерной приставкой UP-213 (ГЕОХИ РАН) по методике, подробно описанной в [8]. Полученные данные обработаны в программе Glitter [9], для построения диаграмм использована программа Isoplot 4.15 [10]. Аналитические исследования Sm–Nd изотопной системы образца породы проведены на масс-спектрометре “TRITON” (ГЕОХИ РАН), детально методика приведена в [11].

ПЕТРОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ

Скважина Лещёвская 14 расположена в центральной части Лещёвской зоны (51°26′45.88″ в.д., 52°56′00.1″ с.ш.) (рис. 1). Докембрийская часть разреза скважины представлена мигматизированными глиноземистыми гнейсами и двуполевошпатовыми гранитами. В гнейсах видны результаты процессов порфиро- и кристаллобластеза в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Плагиоклаз в гранитах характеризуется антипертитовой структурой, что свидетельствует о его кристаллизации из расплава. Также отмечен локально проявленный метасоматоз всех пород, выраженный окварцеванием.

Образец 14-3 отобран из середины докембрийской части разреза скважины Лещёвская 14 в интервале 3547–3551 м (далее по тексту – образец Лщ 14-3). Порода представляет собой биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовый гнейс с графитом, образованный в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Структура породы порфиролепидо-нематогранобластовая. Текстура – гнейсовидная.

Породообразующие минералы представлены кварцем (30–35%), плагиоклазом и микроклином (25–30%), биотитом (10–12%). Присутствуют графит, силлиманит, гранат, кордиерит. Рудные минералы представлены сульфидами, магнетитом. Акцессорные минералы – монацит, циркон.

Кварц и плагиоклаз в породе распространены равномерно, калиевый полевой шпат образует отдельные скопления. Кварц представлен в виде двух генераций: породообразующий с ксеноморфными кристаллами, размерами от 0.05 до 2.3 мм, а также в виде округлых вростков в крупных пойкилитовых кристаллах граната. Средние размеры кристаллов полевого шпата, в целом, меньше, чем размеры кварца – 0.2–0.4 мм. Скопления кристаллов обладают гранобластовой структурой. Отмечается начальная стадия серицитизации, по трещинам спайности. Плагиоклаз по составу средний – андезин. Калиевого полевого шпата количественно меньше, чем плагиоклаза. Лепидо-бластовый коричневатый биотит, размерами до 0.3 мм, подчеркивает гнейсовидность породы. Кордиерит содержит большое количество включений силлиманита. Силлиманит образует игольчатые и призматические кристаллы, приуроченные к внутренним частям зерен кордиерита, либо образует самостоятельные сильно вытянутые скопления, параллельные гнейсовидности пород. Значительно реже отмечаются единичные отдельные зерна. Гранат образует изометричные порфиробласты с единичными включениями кварца.

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Исследованный циркон выделен из образца Лщ 14-3 биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсов. Зерна относительно мелкие – около 100 мкм и меньше. Вся мономинеральная фракция циркона изучена в проходящем свете, вручную отобраны практически все зерна за исключением слишком мелких для анализа обломков и непрозрачных метамиктных кристаллов. Всего отобрано порядка 155 кристаллов циркона, которые запечатаны в эпоксидную смолу. По CL-изображениям исключены зерна, в которых заведомо нарушена изотопная система, – это трещиноватые, с темными метамиктными зонами и с включениями.

Кристаллы прозрачные, в основном они имеют изометричную и эллипсоидную форму, Куд варьирует от 1 до 5. В некоторых из них присутствуют точечные включения пирита. Изредка встречаются зерна циркона с сохраненными ребрами и со сглаженными пирамидальными вершинами. Практически все зерна характеризуются наличием ядер и оболочек. По форме и внутреннему строению в этих зернах циркона можно выделить несколько типов ядер.

Первый – имеет изометричные или короткопризматические кристаллы с хорошо проявленными гранями призм (100), (110) и в продольных срезах – гранями бипирамиды (111). Куд таких кристаллов составляет от 1 до 2 по оси С. Ядра, в большинстве случаев, имеют ярко выраженную осцилляторную зональность (рис. 2 а–г). Количество кристаллов с ядрами первого типа в исследованной выборке составляет около 95%. В отдельных случаях эти ядра имеют светлую на CL-изображениях прерывистую кайму (рис. 2 а, 3), секущую осцилляторную зональность ядер циркона. Описанные выше особенности морфологии кристаллов характерны для циркона, формировавшегося на магматической и позднемагматической стадиях кристаллизации гранитоидных интрузивов при температурах 600–700°С [12, 13].

Рис. 2.

CL-изображения типичных зерен циркона из образца Лщ 14–3 с ядрами различного генезиса: а–г – ядро с осцилляторной зональностью, д–з – ядро с продольно-параллельной зональностью, и–м – ядро с секториальной зональностью и зигзагообразными границами секторов.

Второй тип ядер характеризуется продольно-параллельной зональностью, выраженными гранями призм и отсутствием или неясными очертаниями граней на головке кристаллов (рис. 2 д–з). Куд варьирует от 3 до 5 по длинной оси. Количество таких зерен циркона не превышает 5% от общего объема выборки. Подобные особенности характерны для кристаллов циркона габброидов [3].

Единичные зерна циркона имеют ядра со “специфической секториальной зональностью с зигзагообразными границами между секторами” ([14], стр. 10), характерной для процессов высокоградного, вплоть до гранулитовой фации, метаморфизма [14] (рис. 2 и–м).

На CL-изображениях видно, что большинство ядер всех типов не имеет идиоморфных очертаний и представлено обломками кристаллов (рис. 2 в, з, л, рис. 3). Это свидетельствует о детритовой природе циркона. Ядра зерен циркона всех типов обрастают серой на CL-изображениях толстой каймой с неровными внутренними границами и гладкой внешней поверхностью этой каймы. Неровные, резорбированные внутренние границы оболочки (рис. 2, 3) могут быть следствием частичного растворения вещества циркона и указывать на характер флюидного режима на позднем этапе метаморфизма. Оболочки часто разбиты радиальными трещинами и не имеют явно выраженной зональности (рис. 2 к, д). Повышенная активность водосодержащего флюида типична для метаморфизма амфиболитовой фации. Растворение, рекристаллизация и кристаллизация циркона возможны в условиях температур верхов амфиболитовой фации. Таким образом, рассмотрев строение внешних оболочек и их взаимоотношения с ядрами по катодолюминесцентным изображениям, можно предположить, что внешние оболочки отвечают этапу высокотемпературного метаморфизма верхов амфиболитовой фации.

Рис. 3.

Модель внутреннего строения циркона (образец Лщ 14-3).

В единичных случаях в зернах циркона наблюдается формирование “внешнего” кристалла вокруг первичного ядра, обросшего светлой низкоурановой [15] прерывистой каймой (рис. 2 а, 3). Образование такого “внешнего” кристалла, вероятно, связано с появлением расплава и формированием мигматитов в процессе высокоградного метаморфизма, приводящими к частичному плавлению вещества [13].

В результате исследования Sm–Nd изотопной системы образца Лщ 14-3 получены следующие величины: концентрации Sm = 4.0 мкг/г и Nd = = 24.1 мкг/г; и 147Sm/144Nd = 0.0998, 143Nd/144Nd = = 0.511009 ± 0.000013 (2σ). Модельный возраст составил 2.8 млрд лет, ɛNd(t) = –0.6 (модельные параметры: однородный хондритовый резервуар (CHUR), 143Nd/144Nd = 0.512638, 147Sm/144Nd = = 0.1967; конвектирующая мантия, 143Nd/144Nd = = 0.513099, 147Sm/144Nd = 0.212, t = 2500 млн лет). Рассчитанные значения свидетельствует о коровой или смешанной мантийно-коровой природе протолита этих гнейсов. Пониженное, относительно среднекорового, изотопное отношение 147Sm/144Nd указывает на большую вероятность коровой природы терригенного протолита гнейсов и формирование его при размыве преимущественно неоархейской коры.

По результатам изотопного U–Pb исследования ядер циркона построена диаграмма Аренса-Везерилла для 56 точек (табл. 1, рис. 4 а). Большинство значений дискордантны. Анализ распределения относительных вероятностей возрастов по изотопному отношению 207Pb/206Pb для значений с дискордантностью D ≤ 2% выявляет пик 2.58 млрд лет и единичные точки 2.4, 2.7 и 3.1 млрд лет (рис. 4 б).

Таблица 1.

Данные U–Pb изотопного исследования циркона биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсов из образца Лщ 14-3, полученные методом LA-ICP-MS

Номер зерна Изотопные отношения Rho Содержание, мкг/г Th/U Возраст, млн лет D, %
207Pb/206Pb ±1s 207Pb/235U ±1s 206Pb/238U ±1s Th U 207Pb/206Pb ±2s
14-3-line1-02 0.166 0.002 10.60 0.17 0.464 0.006 0.66 45 80 0.6 2513 48 –2
14-3-line1-03 0.168 0.002 10.72 0.15 0.462 0.006 0.67 50 93 0.5 2539 43 –3
14-3-line1-05 0.178 0.002 8.58 0.11 0.349 0.004 0.68 88 199 0.4 2635 40 –27
14-3-line1-06 0.161 0.002 8.81 0.13 0.397 0.005 0.67 138 179 0.8 2467 45 –13
14-3-line1-07 0.170 0.002 10.72 0.14 0.456 0.005 0.67 42 85 0.5 2561 41 –5
14-3-line1-08 0.153 0.002 9.05 0.14 0.429 0.005 0.67 136 535 0.3 2380 46 –3
14-3-line1-09 0.176 0.002 10.71 0.14 0.442 0.005 0.67 111 246 0.4 2614 41 –10
14-3-line1-10 0.168 0.002 11.21 0.16 0.483 0.006 0.67 97 149 0.7 2540 42 0.1
14-3-line1-16 0.172 0.002 11.20 0.15 0.473 0.005 0.66 144 88 1.6 2573 43 –3
14-3-line1-17 0.170 0.002 11.48 0.16 0.491 0.006 0.67 272 328 0.8 2553 41 0.9
14-3-line1-21 0.156 0.002 9.13 0.14 0.426 0.005 0.67 377 426 0.9 2408 47 –5
14-3-line1-22 0.166 0.002 8.74 0.14 0.382 0.005 0.66 477 451 1.1 2517 48 –17
14-3-line1-25 0.127 0.002 5.19 0.07 0.296 0.003 0.66 59 1089 0.1 2062 44 –19
14-3-line1-26 0.165 0.002 10.05 0.13 0.443 0.005 0.67 177 303 0.6 2505 42 –6
14-3-line1-27 0.142 0.002 6.39 0.09 0.327 0.004 0.68 134 480 0.3 2252 41 –19
14-3-line1-29 0.132 0.002 4.40 0.06 0.243 0.003 0.68 511 1246 0.4 2119 41 –34
14-3-line1-31 0.134 0.002 3.76 0.06 0.204 0.002 0.66 934 1220 0.8 2146 48 –44
14-3-line1-38 0.143 0.002 5.29 0.08 0.268 0.003 0.67 69 408 0.2 2264 46 –32
14-3-line1-40 0.175 0.002 11.73 0.15 0.487 0.006 0.68 192 230 0.8 2601 39 –1.6
14-3-line1-43 0.163 0.002 8.12 0.11 0.360 0.004 0.68 452 597 0.8 2492 40 –20
14-3-line1-44 0.203 0.003 14.53 0.21 0.520 0.006 0.67 75 184 0.4 2848 42 –5
14-3-line1-45 0.168 0.002 9.70 0.15 0.419 0.005 0.67 193 339 0.6 2535 46 –11
14-3-line1-49 0.182 0.003 12.93 0.22 0.514 0.007 0.66 628 1102 0.6 2674 50 0.1
14-3-line1-53 0.170 0.002 11.34 0.18 0.482 0.006 0.66 292 595 0.5 2562 47 –1.0
14-3-line1-54 0.167 0.002 9.40 0.13 0.408 0.005 0.67 353 596 0.6 2530 43 –13
14-3-line1-57 0.188 0.002 12.59 0.18 0.486 0.006 0.67 152 279 0.5 2722 42 –6
14-3-line1-58 0.131 0.002 3.74 0.06 0.207 0.002 0.66 520 1231 0.4 2106 49 –42
14-3-line1-62 0.175 0.002 11.82 0.17 0.490 0.006 0.67 338 536 0.6 2604 44 –1.2
14-3-line1-64 0.145 0.002 4.97 0.07 0.249 0.003 0.67 226 863 0.3 2282 44 –37
14-3-line1-65 0.245 0.003 18.32 0.24 0.543 0.006 0.67 400 208 1.9 3150 38 –11
14-3-line1-67 0.169 0.002 8.12 0.11 0.348 0.004 0.67 716 540 1.3 2552 43 –25
14-3-line2-04 0.117 0.001 2.97 0.04 0.184 0.002 0.67 326 1495 0.2 1916 44 –43
14-3-line2-07 0.173 0.002 11.79 0.15 0.495 0.006 0.67 214 260 0.8 2586 40 0.2
14-3-line2-09 0.158 0.002 6.28 0.09 0.288 0.003 0.67 162 547 0.3 2437 45 –33
14-3-line2-10 0.157 0.002 9.97 0.14 0.461 0.006 0.67 415 447 0.9 2423 43 0.8
14-3-line2-11 0.166 0.003 9.68 0.18 0.424 0.006 0.65 113 177 0.6 2516 59 –9
14-3-line2-12 0.166 0.002 10.36 0.17 0.453 0.006 0.66 166 254 0.7 2518 51 –4
14-3-line2-14 0.166 0.002 10.39 0.15 0.453 0.005 0.66 203 217 0.9 2523 44 –5
14-3-line2-15 0.136 0.002 3.42 0.05 0.182 0.002 0.65 98 561 0.2 2182 51 –51
14-3-line2-18 0.166 0.002 10.25 0.16 0.448 0.005 0.66 97 239 0.4 2516 48 –5
14-3-line2-19 0.136 0.002 5.18 0.08 0.275 0.003 0.65 102 720 0.1 2182 50 –28
14-3-line2-20 0.174 0.003 6.64 0.11 0.278 0.003 0.65 261 606 0.4 2592 51 –39
14-3-line2-22 0.144 0.002 3.71 0.05 0.187 0.002 0.65 253 887 0.3 2275 45 –51
14-3-line2-25 0.148 0.002 9.94 0.13 0.489 0.005 0.64 458 599 0.8 2317 46 11
14-3-line2-32 0.166 0.002 10.46 0.14 0.457 0.005 0.65 180 390 0.5 2520 44 –4
14-3-line2-36 0.235 0.003 19.72 0.27 0.608 0.006 0.65 269 304 0.9 3089 42 –0.9
14-3-line2-41 0.156 0.002 7.59 0.10 0.353 0.004 0.64 352 668 0.5 2411 46 –19
14-3-line2-42 0.173 0.002 10.68 0.16 0.448 0.005 0.64 127 222 0.6 2586 48 –8
14-3-line2-43 0.173 0.003 11.46 0.18 0.481 0.005 0.64 217 217 1.0 2586 52 –2
14-3-line2-54 0.166 0.002 10.37 0.16 0.452 0.005 0.64 387 928 0.4 2520 49 –5
14-3-line2-55 0.158 0.002 9.64 0.14 0.442 0.005 0.65 288 496 0.6 2438 46 –3
14-3-line2-58b 0.170 0.003 10.58 0.16 0.452 0.005 0.64 145 384 0.4 2555 50 –6
14-3-line2-58c 0.159 0.002 8.65 0.13 0.394 0.004 0.64 221 517 0.4 2447 51 –12
14-3-line2-60 0.161 0.003 6.80 0.11 0.307 0.003 0.64 965 1140 0.8 2463 53 –30
14-3-line2-63 0.164 0.003 6.35 0.13 0.281 0.003 0.63 644 1310 0.5 2499 64 –36
14-3-line2-65 0.120 0.003 2.10 0.05 0.127 0.002 0.61 134 1759 0.1 1952 83 –33

Примечание. Rho – коэффициент корреляции 207Pb/235U – 206Pb/238U, D – степень дискордантности.

Рис. 4.

(а) Диаграмма Аренса-Везерилла для циркона из образца Лщ 14-3; (б) гистограмма и распределение относительных вероятностей возрастов по изотопному отношению 207Pb/206Pb (D ≤ 2%).

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Полученные результаты свидетельствуют о наличии как минимум двух главных источников детритового циркона метатерригенных пород Лещёвской зоны. Основной – это гранитоиды, поставлявшие более 95% всего циркона. Второй по значимости – это габброиды, поставлявшие от 3 до 5% детритового циркона метатерригенных пород Лещёвской зоны.

Возраст основных источников детритового циркона составляет 2.58 млрд лет. Это указывает на ведущую роль неоархейской коры в накоплении кластического материала. Вероятно, главный снос кластического материала происходил с севера и востока (в современных координатах), со стороны широко распространенных в этом направлении полей эндербитов и эндербитогнейсов. Эндербитогнейсы на севере и северо-востоке Средневолжского мегаблока испытали проградный метаморфизм от амфиболитовой до гранулитовой фаций [3, 1618]. Некоторые исследователи отмечают наличие двух этапов метаморфизма гранулитовой фации [18]. С такими данными хорошо согласуется многоэтапная метаморфическая история исследованных пород, нашедшая свое отражение в сложном строении кристаллов циркона: наличие магматических ядер и метаморфических оболочек, как минимум двух генераций (рис. 3). Присутствие единичных зерен циркона с возрастом ядер 3.1 млрд лет вероятно обусловлено привносом материала со стороны Колыванского комплекса гранитоидов возрастом 3.1 млрд лет [4]. Расположенные к северо-западу габброидные массивы екатериновского комплекса (Екатериновский, Мухановский и Малышевский) могли быть поставщиками зерен с ядрами второго типа, обладающими продольно-параллельной зональностью [6]. Единичные зерна циркона с U–Pb возрастами 2.7, 2.4 млрд лет свидетельствуют о наличии в пределах Самарского блока пород архея и других возрастных интер-валов.

Рассчитанное значение для биотит-гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсов TNd = 2.8 млрд лет указывает на преимущественно архейский возраст терригенного протолита парагнейсов Лещёвской зоны. ɛNd(2500) = –0.6 характеризует этот материал как молодую континентальную кору или смесь корово-мантийного материала. Пониженное, относительно среднекорового, значение 143Sm/144Nd = 0.0998 характеризует терригенный протолит гнейсов как материал преимущественно корового происхождения.

Высокоглиноземистые метатерригенные породы Лещёвской зоны по минеральному составу, текстурно-структурным особенностям схожи с породами большечеремшанской серии. Изучение Sm–Nd изотопной системы пород показывает перекрытие модельных возрастов этих комплексов: TNd = 2.8 млрд лет для пород Лещёвской зоны и интервал TNd(DM) = 2.8–3.7 млрд лет – для пород большечеремшанской серии [3]. На этом основании можно предполагать, что высокоглиноземистые метатерригенные породы Лещёвской зоны являются формационным аналогом пород большечеремшанской серии. На юго-западной окраине Волго-Уралии у границы с Волго-Донской складчатой областью для высокоглиноземистых метатерригенных пород определены модельные возрасты TNd(DM) = 3.3 и 3.4 млрд лет [7]. Далее на юго-запад, со стороны Волго-Донской складчатой области (Саратовско-Пугачевский блок) по [7], резкий контраст Sm–Nd модельных возрастов южноволжского супракрустального комплекса (TNd(DM) = 2.3–2.4 млрд лет) и метатерригенных пород большечеремшанской серии (TNd(DM) = 3.3–3.4 млрд лет), а также – дискордантность структурных элементов Волго-Донской складчатой области по отношению к структурам Средневолжского мегаблока считается свидетельством тектонической границы между этими комплексами [5, 7]. В этом ряду метатерригенные породы Лещёвской зоны могут рассматриваться как промежуточный по своим изотопным характеристикам элемент.

Таким образом, в современной структуре последовательно располагаются метатерригенные глиноземистые породы: большечеремшанская серия центральной части Средневолжского мега- блока – породы Лещёвской зоны – южноволжский супракрустальный комплекс Волго-Донской палеопротерозойской складчатой области (рис. 1). Они сменяют друг друга с северо-востока на юго-запад. В этом ряду устанавливается последовательное омолаживание модельных возрастов, полученных при изучении Sm–Nd изотопной системы пород, с северо-востока на юго-запад 3.4–2.8–2.3 млрд лет соответственно.

Для всех перечисленных выше комплексов источники материала протолита первично терригенных пород были разновозрастными. При этом время формирования непосредственно осадочных толщ остается неясным. Нижний предел интервала времени формирования метатерригенных пород Лещёвской зоны ограничен наиболее молодым возрастом циркона, попадавшего в осадок, и составляет 2.4 млрд лет.

Реконструкция дометаморфического состава пород большечеремшанской серии указывает на большое разнообразие исходных осадочных пород, соответствующих аркозовым и полимиктовым псаммитолитам и алевролитам, грауваккам, алевропелитовым аргиллитам, гидрослюдистым аргиллитам и сиаллитам [19]. Наличие графита, ассоциирующего с метапелитами, показывает, что отложение исходных осадочных пород происходило в субаквальных условиях, способствующих сохранению органического вещества, а отсутствие карбонатных пород в составе большечеремшанской серии указывает на сравнительно мелководные условия осадконакопления [3].

В работе [7] показано, что породы южноволжского супракрустального комплекса могут рассматриваться как мелководные фации, формирование которых происходило в морском бассейне в условиях меняющейся интенсивности вулканических процессов и неустойчивого тектонического режима. На классификационных диаграммах для терригенных пород они попадают в поля железистых глин и железистых песков. Петрохимическое сравнение пород южноволжского комплекса с глиноземистыми гнейсами большечеремшанской серии не обнаруживает резкого различия этих комплексов. Однако, судя по величинам титанового и алюмокремниевого модулей, большечеремшанские высокоглиноземистые гнейсы могли образоваться в условиях более интенсивного выветривания [7].

Однотипность петрохимического и минерального состава и схожесть метаморфических процессов, происходивших в метатерригенных комплексах пород большечеремшанской серии, Лещёвской зоны и южноволжского супракрустального комплекса позволяют их рассматривать как элементы единого формационного ряда.

Возможно, формирование протолита пород Лещёвского комплекса проходило в условиях мелководного морского бассейна, развивавшегося на ложе палеоконтинента. Различные области этого бассейна развивались и отмирали в разное время. На раннем этапе породы Лещёвской зоны накапливались одновременно с метатерригенными породами большечеремшанской серии, а на позднем – с породами южноволжского супракрустального комплекса. В целом устанавливается проградирование палеобассейна во времени с северо-востока на юго-запад (в современных координатах) с последовательным включением в область сноса терригенного материала разновозрастных архейских и палеопротерозойских блоков коры.

Другой вариант: первично терригенные комплексы пород большечеремшанской серии, Лещёвской зоны и южноволжского супракрустального комплекса представляют собой отложения отдельных однотипных палеобассейнов, развивавшихся в пределах палеоконтинента и его пассивной окраины. Они последовательно сменяли друг друга во времени. Этапы существования этих палеобассейнов разделены, вероятно, эпохами магматической активности и орогенеза. Полученные на настоящий момент данные не позволяют отдать предпочтение какому-либо из перечисленных выше вариантов развития Лещёвского и сопредельных палеобассейнов.

Время формирования большечеремшанского бассейна определяется как 2.7 до 2.65 млрд лет [3]. Период накопления пород Лещёвской зоны ограничен возрастом самого молодого ядра циркона в породах и временем коллизии Сарматии и Волго-Уралии: от 2.4 до 2.05 млрд лет. Интервал накопления пород южноволжского супракрустального комплекса Волго-Донской складчатой области ограничен так же Sm–Nd модельным возрастом протолита пород 2.3–2.4 млрд лет и временем внедрения коллизионных гранитоидов – 2.05 млрд лет [7].

Таким образом, исходя из предложенных вариантов, время существования такого бассейна или бассейнов с унаследованным развитием определяется как интервал с 2.7 до 2.05 млрд лет, что вполне соответствует интервалам существования протоплатформенных бассейнов архея и палеопротерозоя в истории Земли [20].

Список литературы

  1. Belousova E.A., Kostitsyn Y.A., Griffin W.L., Begg G.C., O’Reilly S.Y., Pearson N.J. The growth of the continental crust: Constraints from zircon Hf-isotope data // Lithos. 2010. V. 119. P. 457–466.

  2. Bogdanova S.V., Gorbatschev R., Garetsky R.G. EUROPE|East European Craton. // Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences. Elsevier. 2016. P. 34–49.

  3. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Постников А.В., Федотова А.А., Клаэссон С., Кирнозова Т.И., Фугзан М.М., Попова Л. П. Ранняя кора Волго-Уральского сегмента Восточно-Европейского кратона: изотопно-геохронологическое изучение терригенного циркона из метаосадочных пород большечеремшанской серии и их Sm–Nd модельный возраст // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2015. Т. 23. № 1. С. 1–24.

  4. Bogdanova S.V., Belousova E., De Waele B., Lario-nov A.N., Piazolo S., Postnikov A.V., Samsonov A.V. Palaeoproterozoic reworking of early Archaean lithospheric blocks: Rocks and zircon records from charnockitoids in Volgo-Uralia // Precambrian Research. 2021. V. 360 (106224). P. 1–23.

  5. Щипанский А.А., Самсонов А.В., Петрова А.Ю., Ларионова Ю.О. Геодинамика восточной окраины Сарматии в палеопротерозое // Геотектоника. 2007. № 1. С. 43–70.

  6. Васильева М.Ю., Журавлев Е.Г., Князев В.С. и др.; под ред. Князева В.С. и Лапинской Т.А. Доплатформенные комплексы нефтегазоносных территорий СССР. М.: Недра. 1992. 309 с.

  7. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Постников А.В., Попова Л.П., Кирнозова Т.И., Фугзан М.М., Гущенко В.В. Зона сочленения Сарматии и Волго-Уралии: Изотопно-геохронологическая характеристика супракрустальных пород и гранитоидов // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. Т. 17. № 6. С. 3–16.

  8. Костицын Ю.А., Аносова М.О. U–Pb возраст экструзивных пород кальдеры Уксичан в Срединном хребте Камчатки – применение лазерной абляции к датированию молодых цирконов // Геохимия. 2013. № 2. С. 171–179.

  9. van Achterbergh E., Ryanm C.G., Griffin W.L. GLITTER: On-line interactive data reduction for the laser ablation ICP–MS microprobe // Proc. the 9th Goldschmidt Conf. Cambridge. Massachusetts. 1999. 305.

  10. Ludwig K.R. Isoplot V. 4.15. Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronol. Center, Spec. Publ. 2008. № 4. 76 p.

  11. Сомсикова А.В., Костицын Ю.А., Федотова А.А., Разумовский А.А., Хаин Е.В., Астраханцев О.В., Батанова В.Г., Аносова М.О. Поздненеопротерозойский гранитоидный магматизм Байкало-Муйского складчатого пояса, офиолитовые и постофиолитовые плагиограниты // Геохимия. 2021. Т. 66. № 1. С. 15–36.

  12. Pupin J.P. Zircon and Granite Petrology // Contribution of Mineralogy and Petrology. 1980. V. 73. P. 207–220.

  13. Носырев И.В., Робул В.М., Есипчук К.Е., Орса В.И. Генерационный анализ акцессорного циркона. М.: Наука, 1989. 203 с.

  14. Каулина Т.В. Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН. 2010. 144 с.

  15. Liati A., Gebauer D. Crustal origin of zircon in a garnet peridotite: a study of U–Pb SHRIMP dating, mineral inclusions and REE geochemistry (Erzgebirge, Bohemian Massif) // Eur. J. Mineral. 2009.V. 21. P. 737–750.

  16. Лапинская Т.А., Богданова С.В., Горина А.Б., Попо-ва Л.П. Обобщенная характеристика минеральных ассоциаций разреза раннего докембрия, вскрытого Миннибаевской скв. 20000 // Глубинные исследования докембрия востока Русской платформы. Ред. Муслимов Р.Х., Лапинская Т.А., Кавеев И.Х. Казань: Татарское книжное издательство, 1980. С. 38–51.

  17. Богданова С.В. Земная кора Русской плиты в раннем докембрии (на примере Волго-Уральского сегмента) // Труды ГИН АН СССР. 1986. Вып. 408. 223 с.

  18. Геология Татарстана. Стратиграфия и тектоника. Буров Б.В., Губарева В.С., Есаулов Н.К. (ред.). М.: ГЕОС. 2003. 402 с.

  19. Лапинская Т.А., Попова Л.П., Постников А.В., Яковлев Д.О. Геология раннедокембрийских комплексов // Кристаллический фундамент Татарстана и проблемы его нефтегазоносности. Ред. Мусли-мов  Р.Х., Лапинская Т.А., Казань: Дента. 1996. С. 53–99.

  20. Розен О.М., Щипанский А.А. Геодинамика раннего докембрия. Статья 2 Формирование континентальной коры и осадочных бассейнов, особенности литосферы // Стратиграфия и геологическая корреляция. 2007. Т. 15. № 6. С. 3–27.

Дополнительные материалы отсутствуют.