Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 509, № 2, стр. 160-164

Установление хронологии проявления магматических событий в истории формирования и эволюции континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского орогенного пояса является необходимым условием для разработки интегрированной модели формирования этого крупнейшего орогенного пояса Евразии. При этом ключевое значение имеет получение данных о возрасте и природе протолита метаморфических образований, относимых в геологической литературе к фундаментам указанных массивов.

Цзямусинский континентальный массив (рис. 1), как один из крупных континентальных массивов восточной части этого пояса, представляет собой хороший полигон для решения указанной задачи. Этот континентальный массив (или террейн по ([1, 2] и др.) является составной частью Бурея-Цзямуси-Ханкайского супертеррейна. Упомянутый супертеррейн с востока и севера контактирует, соответственно, с Сихотэ-Алинским и Монголо-Охотским орогенными поясами. На северо-западе и западе супертеррейн граничит с Сингъянским (Xing’an) и с Сонгнен-Жангункайским (Songnen-Zhangguancai) массивами, а его южная граница закрыта Японским морем (рис. 1).

Рис. 1.

Геологическая схема восточной окраины Цзямусинского массива (бассейн р. Сынчуга) (составлена по [15], с упрощениями авторов). 1 ‒ условно палеопротерозойские кристаллические сланцы, кварциты амурской серии; 2 ‒ условно протерозойские гранитоиды; 3 ‒ раннепалеозойские гранитоиды кивилийского комплекса; 4 ‒ девонские осадочные образования пачанской и ниранской свит; 5 ‒ позднетриасовые осадочные образования мерекской свиты; 6 ‒ раннемеловые вулканические образования солонечной свиты; 7 ‒ позднемеловые гранодиориты; 8 ‒ четвертичные осадочные образования; 9 ‒ главные разломы; 10 ‒ места отбора образцов. На врезке показано положение исследуемых объектов в структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (тектоническая основа по [6], с изменениями авторов): 11 ‒ континентальные массивы/террейны: БЦХ ‒ Бурея-Цзямуси-Ханкайский супертеррейн (БЦ(Б) – Буреинский, БЦ(Ц) – Цзямусинский, БЦ(Х) – Ханкайский континентальный массивы/террейны); 12 – Монголо-Охотский орогенный пояс; 13 – Сихотэ-Алинский орогенный пояс; 14 – район исследования.

Большая часть Цзямусинского массива расположена на территории Китая (рис. 1). В качестве его фундамента здесь первоначально рассматривались метаморфические образования машаньской и хейлунцзянской серий, которым приписывался архейский [3] и протерозойский [4] возраст соответственно. Однако геохронологические данные, полученные впоследствии, существенно изменили эти представления. В частности, было показано, что протолиты метаосадочных пород машаньской серии имеют мезо-неопротерозойский возраст, а наложенные на них структурно-метаморфические преобразования гранулитовой фации связаны с раннекембрийским метаморфическим событием, произошедшим в интервале 530–500 млн лет [5–7]. Кроме того, среди метаморфических образований машаньской серии были установлены неопротерозойские ортогнейсы с возрастами 898‒891 млн лет [8] и 757‒751 млн лет [9]. Еще более молодой возраст был установлен для метаосадочных пород Хейлунцзянской серии, в которых были обнаружены детритовые цирконы юрского возраста [10, 11].

Северо-восточная часть Цзямусинского континентального массива на российской территории обычно рассматривается отечественными геологами как Малохинганский террейн ([1, 2] и др.). Здесь к наиболее древним образованиям традиционно относятся метаморфические породы амурской серии [2, 12], рассматривающиеся в качестве аналога пород машаньской серии [2], а также пространственно ассоциируемые с ними интрузивные породы амурского и древнебуреинского комплексов, которым также приписывается неоархейский возраст [12]. Эти образования остаются слабоизученными. Известно, что возраст протолитов метаосадочных пород урильской свиты амурской серии в береговых обнажениях р. Амур составляет 240–210 млн лет [13], а для метагаббро амурского комплекса установлен раннепалеозойский возраст ‒ 486 ± 18 млн лет [14]. Это несоответствие может быть объяснено тем, что в состав машаньской и амурской серий включены разновозрастные породы. Одновременно с этим возникает проблема наличия мезо-неопротерозойских комплексов в строении российской части Цзямусинского континентального массива. Для внесения определенности в эту проблему мы выполнили U‒Th‒Pb-геохронологические исследования цирконов из метаморфических пород амурской серии Сынчугинского блока российской части Цзямусинского массива.

В строении Сынчугинского блока (рис. 1) принимают участие различные по составу кристаллические сланцы с линзами графитистых известняков и маломощными прослоями кварцитов амурской серии и гранитогнейсы древнебуреинкого комплекса [12, 15]. Первоначально все эти образования условно были отнесены к палеопротерозою [15], а позднее ‒ к архею [12]. Кроме того, здесь широко представлены палеозойские и мезозойские гранитоиды.

Объектами наших исследований являлись гранат-биотит-серицитовые сланцы амурской серии, представленные в береговых обнажениях р. Сынчуга (рис. 1). Эти породы характеризуются положительными значениями функции Df(X) 0.1–1.3, высокими значениями отношения MgO/CaO в пределах 2.3‒5.9, что свидетельствует об их первично-осадочном происхождении [16, 17].

Выделение циркона из сланцев амурской серии (обр. R-166) для U‒Th‒Pb-геохронологических исследований проводилось по стандартной методике с использованием магнитной сепарации и тяжелых жидкостей в Аналитическом центре минералого-геохимических исследований ФГБУН Институт геологии и природопользования ДВО РАН, г. Благовещенск. Собственно U‒Th‒Pb (LA-ICP-MS)-геохронологические исследования индивидуальных зёрен циркона выполнены в ФГБУН Геологическом институте им. Н.Л. Добрецова СО РАН, г. Улан-Удэ, с использованием системы лазерной абляции UP-213 New Wave Research и ICP‒MS-масс-спектрометра Element XR, “Thermo Scientific Fisher”. Диаметр лазерного пучка составлял 30 мкм при плотности потока энергии ~4.5 Дж/см². В качестве внешнего стандарта измерялись эталонные цирконы 91500, в качестве контрольного образца – эталоны Plešovice и GJ-1. Относительные погрешности измерения изотопных отношений в контрольных образцах варьировали в пределах: 1.0–3.7% для ²⁰⁷Pb/²³⁵U и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, 0.7–1.3% для ²⁰⁶Pb/²³⁸U. Значения относительной погрешности средневзвешенных конкордантных возрастов цирконов Plešovice и GJ-1, определенных LA‒ICP‒MS-методом, составляли менее 1.5% от их аттестованного значения возраста. Детальное описание аналитических процедур приведено в работе [18]. Конкордантные возрасты рассчитаны по программе Isoplot v. 4.15 [19]. При построении кривых относительной вероятности возраста детритовых цирконов использовались только конкордантные оценки возраста.

U‒Th‒Pb-геохронологические исследования выполнены для 35 зёрен цирконов из гранат-биотит-серицитового сланца (обр. R-166). Для 32 из них получены конкордантные оценки возраста, находящиеся в интервале 947‒531 млн лет (рис. 2 а, б). Наиболее многочисленная группа из 29 зёрен представлена ранненеопротерозойскими цирконами (947‒832 млн лет) со значениями пиков на кривой вероятности распределения возрастов 937 и 846 млн лет (рис. 2 а). Семь цирконов из этой возрастной группы характеризуются высокими значениями Th/U-отношения в интервале 0.38‒0.16, что свидетельствует об их магматическом происхождении [20]. Остальным двадцати двум зёрнам свойственны низкие величины Th/U-отношения в интервале 0.04‒0.01, что в большей степени присуще цирконам метаморфического происхождения. Три наиболее молодых циркона в этом образце имеют раннекембрийский возраст ~533 млн лет (рис. 2 а). При этом для всех цирконов раннепалеозойского кластера характерны исключительно низкие величины Th/U-отношения 0.11‒0.04.

Рис. 2.

Кривая относительной вероятности возраста (а) и диаграмма с конкордией (б) для цирконов из гранат-биотит-серицитовых сланцев амурской серии (обр. R-166) Сынчугинского блока.

На основании полученных данных мы полагаем, что исследованные сланцы амурской серии Сынчугинского блока имеют первично-осадочное происхождение. Нижняя возрастная граница накопления протолита сланцев может быть определена возрастом наиболее молодых цирконов из неопротерозойской группы ~832 млн лет. Верхняя возрастная граница сланцев, вполне вероятно, соответствует возрасту метаморфических цирконов ~533 млн лет. Таким образом, сланцы амурской серии Сынчугинского блока имеют неопротерозойский, а не раннедокембрийский, как предполагалось ранее [12, 15], возраст.

Полученные данные позволяют сравнить исследованные породы амурской серии Сынчугинского блока с другими метаморфическими образования Цзямусинского массива. Так, протолиты метаосадочных пород машаньской серии на территории китайской части массива имеют мезо-неопротерозойский возраст, а наложенные на них высокотемпературные метаморфические преобразования проявлены на рубеже ~500 млн лет [5‒7]. В то же время в сланцах амурской серии Сынчугинского блока отсутствуют цирконы мезопротерозойского возраста, широко представленные в метаосадочных породах машаньской серии [5‒7]. На наш взгляд, это не позволяет коррелировать амурскую и машаньскую серии и отражает гетерогенность строения Цзямусинского массива.

Плохая изученность российской части Цзямусинского массива не позволяет в настоящее время детально обсуждать проблему источников кластического материала для метаосадочных пород амурской серии Сынчугинского блока. Тем не менее результаты выполненных исследований дают основания предполагать, что такими источниками, скорее всего, были неопротерозойские магматические и ортомагматические породы.