Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 509, № 2, стр. 153-159

Палеопротерозойские осадочные породы удоканского комплекса выполняют обширный Кодаро-Удоканский прогиб и ряд более мелких “грабен-синклиналей” (Угуйская, Олдонгсинская, Нижнеханинская), расположенные в западной части Алданского щита. Они являются гипостратотипом нижнего протерозоя Сибири и Дальнего Востока и вмещают одно из крупнейших в Мире месторождений меди [1–3]. Мощность терригенных пород Кодаро-Удоканского прогиба, метаморфизованных в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций, превышает 10 км. В их разрезе традиционно выделяют (снизу‒вверх): кодарскую, чинейскую и кеменскую серии [1, 2]. Полученные к настоящему времени Sm‒Nd-изотопно-геохимические и геохронологические данные [4–6] дают все основания предполагать, что возраст кодарской серии удоканского комплекса Удоканской подзоны Кодаро-Удоканского прогиба находится в интервале 2.3–2.1 млрд лет, а возраст чинейской и кеменской серий составляет около 1.9 млрд лет. Стратиграфические схемы кодарской серии имеют противоречивый характер (например, [2, 3, 7]), а геохронологические данные, позволяющие оценить максимальный возраст накопления и идентифицировать источники сноса слагающих ее пород, отсутствуют. Для решения этой задачи выполнены U‒Th‒Pb (LA-ICP-MS)-геохронологические исследования метаосадочных пород из нижних частей разреза кодарской серии Удоканской подзоны Кодаро-Удоканского прогиба (рис. 1), результаты которых представлены в настоящей статье.

Кодарская серия сложена метаморфизованными кварцевыми и полимиктовыми песчаниками, гравеллитами, конгломератами, кварцитами, алевролитами и карбонатными породами. Отличительной чертой пород кодарской серии по сравнению с чинейской и кеменской является более высокая степень метаморфических преобразований, которая достигает высокотемпературной амфиболитовой фации.

Для U‒Th‒Pb (LA-ICP-MS)-геохронологических исследований использован циркон, выделенный из биотитовых микрогнейсов (полимиктовых метапесчаников) кодарской серии южной части Кодаро-Удоканского прогиба (рис. 1), которые вмещают щелочные редкометальные граниты катугинского комплекса с возрастом 2055 ± ± 7−2066 ± 6 млн лет (U‒Pb ID-TIMS-метод по циркону; [8, 9]). Проба биотитовых микрогнейсов У-7/01 отобрана из керна скважины С-8 (Катугинское редкометальное месторождение). Выделение акцессорного циркона из этой пробы проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Для геохронологических исследований использован циркон из размерных фракций 75‒100, 100‒150 и 150‒200 мкм, доля которых составляет соответственно 10, 20 и 10% от всего количества выделенного циркона. Изучение морфологических особенностей циркона осуществлялось с помощью оптического микроскопа “LEICA” DMLP и сканирующего электронного микроскопа “TESCAN” VEGA3 в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции. При этом проводилась типизация первичных расплавных и флюидных включений, захваченных цирконом в ходе его кристаллизации, и вторичных флюидных включений, образование которых связано с наложенными процессами.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта Удоканской подзоны Кодаро-Удоканского прогиба по [4]. 1 – неоген-четвертичные четвертичные осадочные породы и платобазальты; 2 – юрские угленосные терригенные породы; 3 – позднепалеозойские граниты, гранодиориты, граносиениты и монцониты ингамакитского комплекса, нефелиновые сиениты, граносиениты и монцониты ханинского комплекса; 4 – пестроцветные осадочные породы ордовика; 5 – пестроцветные осадочные породы кембрия; 6 – пестроцветные осадочные породы позднего неопротерозоя; 7 – палеопротерозойские габбро-диабазы, габбро и диабазовые порфириты доросского комплекса; 8 – палеопротерозойские расслоенные интрузии чинейского комплекса; 9 – палеопротерозойские граниты кодарского комплекса; 10 – палеопротерозойские редкометальные граниты катугинского комплекса; 11‒13 – карбонатно-терригенные породы удоканского комплекса: 11 – кеменская серия, 12 – чинейская серия, 13 – кодарская серия; 14 – анортозиты каларского комплекса; 15 – слабо метаморфизованные осадочно-вулканогенные толщи субганского комплекса; 16 – тоналит-трондьемитовые ортогнейсы олёкминского комплекса; 17 – чарская толща (гранат-биотитовые и гранат-гиперстен-биотитовые (±силлиманит, ±кордиерит) плагиогнейсы, основные кристаллические сланцы, кварциты и магнетитовые кварциты); 18 – каларская толща (гранат-биотитовые (±силлиманит, ±гиперстен) плагиогнейсы с прослоями и линзами двупироксеновых кристаллических сланцев, известково-силикатных пород, кварцитов и магнетитовых кварцитов); 19 – метаморфические и магматические комплексы Джугджуро-Станового супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса; 20 – разрывные нарушения; 21 – место отбора пробы для U‒Th‒Pb-геохронологических исследований.

U‒Th‒Pb (LA-ICP-MS)-геохронологические исследования выполнены в ИГГД РАН на ICP масс-спектрометре ELEMENT XR, оснащенном системой лазерной абляции NWR-213 с камерой TwoVolumeTwo. Диаметр “пучка” лазера составлял 25 мкм, длительность измерения 100 с (40 с – холостой по газу, 60 с – абляция). Калибровка производилась с использованием стандарта циркона GJ-1 [10]. Для контроля качества данных использовались стандарты циркона 91 500 и Plešovice. Для них в ходе исследований были получены средневзвешенное значение возраста 1067 ± 9 млн лет (2σ, СКВО = 0.64, вероятность = 0.91, n = 26) по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb и 1068 ± 10 млн лет (2σ, СКВО = 0.035, вероятность = 1.000, n = 26) по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U для циркона 91 500, а также средневзвешенное значение возраста 337 ± 3 млн лет (2σ, СКВО = 0.018, вероятность = 1.000, n = 26) по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U для стандартного циркона Plešovice. Полученные данные находятся в хорошем соответствии с данными, полученными U‒Pb (CA ID-TIMS)-методом [11]. U‒Th‒Pb-изотопные отношения рассчитаны в программе GLITTER 4.0 GEMOC [12]. Поправки на обычный свинец вводились с помощью программы ComPb [12]. Расчет конкордантных возрастов производился в программе IsoplotR [14]. При построении гистограмм, кривых относительной вероятности возрастов и расчете максимумов возрастов [15] принимались во внимание только конкордантные оценки возраста.

Из размерной фракции 75−100 мкм было отобрано 155 зёрен циркона, из которых удалось проанализировать 120 зёрен. Было получено 76 конкордантных оценок возраста в интервалах 2019–2129, 2590–2705, 2787−2839 и 3223−3226 млн лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 2.08 (n = 31), 2.65 (n = 20), 2.83 (n = 7) и 3.23 (n = 3) млрд лет (табл. 1, рис. 2 а). Отдельные зёрна циркона имеют возраст в интервале от 2930 до 3168 млн лет. Еще для одного зерна циркона получена оценка возраста 1971 млн лет.

Рис. 2.

Гистограммы и диаграммы относительной вероятности возрастов для детритового циркона из метапесчаника кодарской серии удоканского комплекса. Размерные фракции циркона: (а) 75‒100 мкм; (б) 100‒150 мкм; (в) 150–200 мкм; (г) выборка в целом.

Для циркона из размерной фракции 100–150 мкм было проанализировано 108 зёрен и получено 69 конкордантных оценок возраста в интервалах 2048–2174, 2519–2555 и 2624–2792 млн лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 2.09 (n = 45), 2.55 (n = 3), 2.66 (n = 9) и 2.70 (n = 3) млрд лет (рис. 2 б).

Геохронологические исследования циркона из размерной фракции 150−200 мкм проведены для 111 зёрен. Для них удалось получить 90 конкордантных оценок возраста, которые находятся в интервалах 2042−2139 и 2603−2708 млн лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 2.08 (n = 66) и 2.65 (n = 13) млрд лет (рис. 2 в). Отдельные зёрна имеют возраст 1991 и 2190 млн лет.

В общей сложности изучено 339 зёрен циркона из трех размерных фракций и получено 235 конкордантных оценок возраста. Они находятся преимущественно в интервалах 1971−2139, 2174−2263, 2519−2740, 2787−2839, 3167−3226 млн лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов 2.08 (n = 142), 2.19 (n = 3), 2.65(n = 42), 2.83 (n = 7) и 3.23 (n = 3) млрд лет (рис. 2 г).

Анализ геохронологических данных, полученных для различных размерных фракций детритового циркона (табл. 1), показывает, что наиболее отчетливо выраженные максимумы возраста около 2.08 и 2.65 млн лет установлены для циркона всех размерных фракций. В то же время статистически значимые мезо- и палеоархейские возрасты детритового циркона установлены только для циркона из фракции 75−100 мкм. Также для циркона размерной фракции 100‒150 мкм получены максимумы возраста около 2.55 и 2.70 млрд лет, которые отсутствуют в других фракциях и в общей выборке (табл. 1). Это может быть связано с увеличением количества оценок возраста, перекрывающихся между собой в пределах погрешности измерений и “размытию” максимумов возраста. Несмотря на то что для циркона наиболее крупной размерной фракции получено наибольшее количество конкордантных оценок возраста, опираясь на такую выборку, мы можем потерять информацию об источниках сноса терригенного материала. Таким образом, для достоверного выявления источников сноса осадочных пород необходимо проведение U‒Th‒Pb (LA-ICP-MS)-геохронологических исследований детритового циркона различных размерных фракций и получение статистически значимого количества (n > > 100; [16]) конкордантных оценок возраста.

Циркон с возрастом около 2.08 млрд лет представлен главным образом прозрачными и полупрозрачными, идиоморфными и субидиоморфными длиннопризматическими кристаллами с хорошо выраженной осцилляторной зональностью, характерной для магматического циркона (рис. 3 а‒в). В кристаллах циркона обнаружены твердофазные включения, приуроченные к зонам роста, а также первичные расплавные и флюидные включения. Морфологические особенности циркона этой возрастной группы свидетельствуют о его магматическом происхождении, а хорошая сохранность огранки – о проксимальных источниках сноса.

Рис. 3.

Микрофотографии кристаллов циркона из метапесчаника кодарской серии удоканского комплекса, выполненные на сканирующем электронном микроскопе VEGA3 TESCAN в режиме катодолюминесценции.

Циркон с возрастом около 2.65 млрд лет представлен красно-коричневыми трещиноватыми зёрнами средней степени окатаности, с корродированной поверхностью, что предполагает удаленные источники сноса (рис. 3 г‒е). Они часто содержат декрепитированные расплавные, а также первичные и вторичные флюидные включения. Встречаются зёрна как с магматической зональностью (рис. 3 д), так и без ее признаков (рис. 3 г). В ряде случаев наблюдается обрастание зёрен зонального циркона тонкой незональной оболочкой, возраст которой составляет около 2.52 млрд лет (рис. 3 е). Морфологические особенности циркона этой возрастной группы свидетельствуют о том, что в ней присутствуют как магматический, так и метаморфический циркон.

Циркон мезо- и палеоархейского возраста (около 2.83 и 3.23 млрд лет) установлен только в размерной фракции 75−100 мкм и представлен разнообразными по морфологии зёрнами (рис. 3 ж‒к). Среди них встречаются как зёрна с тонкой осцилляторной зональностью, так и зёрна с зональным ядром и незональной оболочкой. Зёрна циркона округлые, со сглаженными гранями и вершинами, однако встречаются отдельные слабо окатанные обломки, что свидетельствует как о проксимальных, так и дистальных, в том числе рециклированных, источниках сноса.

Как было отмечено выше, возраст щелочных гранитов катугинского комплекса составляет 2055 ± 7−2066 ± 6 млн лет [8, 9]. Таким образом, полученные U‒Th‒Pb (LA-ICP-MS)-геохронологические данные свидетельствуют о том, что возраст протолитов вмещающих эти граниты биотитовых микрогнейсов (полимиктовых метапесчаников) находится интервале 2.08–2.05 млрд лет. Оценка нижней возрастной границы накопления кодарской серии 2.08 млрд лет близка, но все-таки моложе, возраста 2105 ± 6 млн лет биотитовых плагиогранитов, которые прорывают осадочные породы этой серии и совместно с ними подвергаются структурно-метаморфическим преобразованиям в условиях амфиболитовой фации [6].

Следует отметить, что изученный район расположен в зоне сочленения Чаро-Олёкминского геоблока Алданского щита и Каларского блока Станового структурного шва (рис. 1). По данным [3], здесь в зоне субширотных нарушений присутствуют тектонические пластины динамометаморфических образований усувкаунского комплекса, в составе которого выделяются три подкомплекса – плагиогнейсовый, амфиболитовый и кварцито-сланцевый. Породы последнего обычно сопоставляются с низами разреза удоканского комплекса. Не исключено, что мы имеем дело с тектоническим совмещением пород различного возраста, относящимся как к кодарской серии удоканского комплекса, так и к метаморфическим комплексам Станового структурного шва.

Полученные геохронологические данные свидетельствую о том, что источниками сноса терригенных пород кодарской серии являлись магматические и метаморфические породы нео-, мезо- и палеоархейского возраста Чаро-Олёкминского геоблока Алданского щита и Станового структурного шва [17]. Морфологические особенности циркона архейского возраста свидетельствуют как о проксимальных, так и дистальных, в том числе рециклированных, источниках сноса. Существенный вклад неустановленных на современном эрозионном срезе палеопротерозойских магматических комплексов с возрастом около 2.08 млрд лет отражается в Sm‒Nd-изотопных характеристиках пород кодарской серии: ɛ_Nd(2.08) от −0.4 до +2.4, t_Nd(DM) = 2.3−2.5 млрд лет [4]. Это позволяет предполагать существование палеопротерозойских островных дуг или активных континентальных окраин в южном обрамлении (в современных координатах) архейского Чаро-Олёкминского геоблока Алданского щита.