1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геохимия
  4. T. 67, № 5, 2022

Геохимия, 2022, T. 67, № 5, стр. 445-462

Геохимия вендских (?) метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна

Ю. Н. Смирнова a, *, С. И. Дриль b, **

a Институт геологии и природопользования ДВО РАН
675000 Амурская обл., г. Благовещенск, пер. Релочный, 1, Россия

b Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН
664033 Иркутская обл, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1А, Россия

* E-mail: smirnova@ascnet.ru
** E-mail: sdril@igc.irk.ru

Поступила в редакцию 12.02.2021
После доработки 13.04.2021
Принята к публикации 13.04.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В публикации представлены первые результаты геохимических и Sm-Nd изотопно-геохимических исследований условно вендских метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна. Анализ химического состава пород позволил установить, что источниками сноса кластического материала послужили образования как кислого, так и основного составов. Данный вывод согласуется с наличием в разрезе свит прослоев метаэффузивов кислого и основного составов. Изотопно-геохимические исследования метаосадочных пород быркинской серии свидетельствуют о присутствии в области сноса пород, характеризующихся палеопротерозойским Nd-модельным возрастом. Основными источниками сноса кластического материала для метаосадочных отложений быркинской серии, вероятно, послужили докембрийские магматические и метаморфические комплексы, расположенные на территории Аргунского супертеррейна в пределах Восточного Забайкалья и на сопредельной территории Китая.

Ключевые слова: Аргунский супертеррейн, быркинская серия, метаосадочные породы, источники сноса, геохимия, Nd-модельный возраст

ВВЕДЕНИЕ

Восточная часть Центрально-Азиатского складчатого пояса представляет собой коллаж таких крупных супертеррейнов, как Аргунский, Бурея-Цзямусинский и Ханкайский, и разделяющих их разновозрастных складчатых поясов (рис. 1), которые, согласно (Зоненшайн и др., 1990), рассматриваются в составе крупного микроконтинента “Амурия”. К настоящему времени накоплен значительный объем информации для посткембрийских осадочных толщ и магматических комплексов Аргунского супертеррейна (Котов и др., 2009а, 2009б, 2013; Смирнова и др., 2013, 2015, 2016; Сорокин, Кудряшов, 2017; Сорокин и др., 2004, 2014; Ge et al., 2005; Wu et al., 2011; Zhou et al., 2011 и др.). Докембрийская история супертеррейна менее изучена. Наиболее древние образования, слагающие фундамент Аргунского супертеррейна в пределах Восточного Забайкалья, представлены протерозойскими глубокометаморфизованными породами урульгинского и ишагинского комплексов. Геохронологический возраст тектонитов, сложенных породами урульгинского комплекса в районе пос. Досатуй, составляет 1800–1630 млн лет (Шивохин и др., 2010). Метаморфические породы ишагинского комплекса развиты в Урюмканском и Ишагинском гранито-гнейсовых куполах на северо-востоке Аргунского супертеррейна. Согласно Sm-Nd изотопно-геохимическим исследованиям, модельный возраст формирования континентальной коры Ишагинского купола мезопротерозойско-неопротерозойский (Гордиенко и др., 2019). К позднему протерозою отнесены условно рифейские и вендские осадочные и вулканогенно-осадочные породы даурской и быркинской серий, а также позднедокембрийские гранитные комплексы (Анашкина и др., 1977; Бибикова и др., 1979; Бутин, 1990; Голубев и др., 2010; Решения …, 1994; Шивохин и др., 2010) (рис. 2). Согласно существующим представлениям накопление отложений даурской и быркинской серий Аргунского супертеррейна происходило в обстановке активной континентальной окраины (Шивохин и др., 2010). В пределах современного Забайкалья в этот период времени существовала система островных дуг и сопряженных окраинных бассейнов (Гордиенко и др., 2019). Ранее нами были изучены осадочные породы урулюнгуйской и дырбылкейской свит даурской серии. Результаты U-Th-Pb датирования цирконов показали, что в песчаниках урулюнгуйской и дырбылкейской свит наиболее молодые популяции детритовых цирконов имеют возраст 899 и 771 млн лет соответственно. Эти данные свидетельствуют о том, что нижняя возрастная граница накопления отложений урулюнгуйской и дырбылкейской свит приходится на неопротерозой, а именно тоний (Смирнова и др., 2021). Однако из-за ограниченного объема изотопно-геохимических и геохронологических данных для докембрийских образований Аргунского супертеррейна затруднено понимание эволюции супертеррейна в докембрии. В этой связи нами были проведены геохимические и Sm-Nd изотопно-геохимические исследования метаосадочных пород кличкинской и белетуйской свит быркинской серии с целью выявления основных источников сноса кластического материала и уточнения тектонической эволюции Аргунского супертеррейна в позднем протерозое.

Рис. 1.

Тектоническая схема восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. Составлена по (Парфенов и др., 2003). Условные обозначения: 1 – супертеррейны АР – Аргунский, БЦ – Бурея-Цзямусинский: террейны Буреинский (Б), Малохинганский (М), Ханкайский (Х), 2 – палеозойские–раннемезозойские складчатые пояса (ЮМ – Южно-Монгольско–Хинганский, СЛ – Солонкерский, ВД – Вундурмиао); 3 – позднеюрско-раннемеловые орогенные пояса; 4 – район исследований.

Рис. 2.

Районная карта (а) и геологические схемы (б–г) северо-западной части Аргунского супертеррейна. Составлены по (Озерский, Винниченко, 2002; Озерский и др., 2001а, 2001б; Шивохин и др., 2010) с изменениями авторов. Условные обозначения: 1 – кайнозойские рыхлые отложения, 2 – меловые вулканогенные и осадочные комплексы, 3 – юрские терригенные отложения, 4 – мезозойские гранитоиды, 5 – палеозойские терригенные и терригенно-карбонатные отложения, 6 – позднепалеозойские и раннемезозойские гранитоиды, 7 – позднепалеозойские и раннемезозойские габбро и диориты, 8 – условно кембрийские терригенные и терригенно-карбонатные отложения аргунской серии, 9–11 – условно вендские метаосадочные породы быркинской серии: 9 – верхней подсвиты белетуйской свиты, 10 – нижней подсвиты белетуйской свиты, 11 – кличкинской свиты, 12–13 – условно вендские образования быркинского комплекса: 12 – гранитоиды, 13 – метагаббро, 14–15 – условно верхнерифейские терригенные и терригенно-карбонатные отложения даурской серии: 14 – нортуйской свиты, 15 – дырбылкейской свиты, 16 – разломы, 17 – места отбора образцов для Sm-Nd изотопно-геохимических исследований и их номера.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЙ

Объектами исследований являются метаосадочные породы кличкинской и белетуйской свит, которые рассматриваются в составе быркинской серии Аргунского супертеррейна. Породы быркинской серии распространены на территории Забайкальского края, протягиваясь от поселка Кличка на юго-западе до бассейна реки Уров на северо-востоке (Шивохин и др., 2010). Отложения кличкинской свиты характеризуются резкой фациальной изменчивостью. Так единичные выходы кличкинской свиты, выделенные в бассейне пади Кадавасун, ранее рассматривались в составе милозанской (Анашкина и др., 1977) или кадавасунской (Павлова и др., 2001) свиты. В разрезе свиты преобладают пестроцветные переслаивающиеся кремнистые, глинистые, глинисто- и известковисто-кремнистые сланцы, известковистые песчаники, известковистые брекчии, кислые эффузивы и туфы. Также в составе свиты присутствуют линзы фтанитов и яшмоидов. Среди обломков в брекчиях выявлены доломиты и кварц. Отличительной особенностью верхней части разреза является более тонкое переслаивание пород (Анашкина и др., 1977).

Восточнее, а именно в бассейнах падей Дарбыкей, Дальняя Бырка и на правобережье реки Верхняя Борзя, представлен наиболее полный разрез кличкинской свиты общей мощностью 1500 м. Здесь на отложениях нортуйской свиты залегают мелкозернистые аркозовые или кварцевые песчаники мощностью 200–300 м, которые сменяются более крупнозернистыми разностями и гравелитами. Обломки в песчаниках и гравелитах представлены кварцем и калиевыми полевыми шпатами. Среди песчаников отмечаются прослои кварц-двуслюдяных и кварц-углеродисто-слюдистых сланцев, алевропесчаников и алевролитов. Верхняя часть разреза сложена алевролитами, переслаивающимися с песчаниками, алевропесчаниками, доломитами и известняками. Свита насыщена рассланцованными и превращенными в зеленые сланцы метаэффузивами, которые также включаются в состав кличкинской свиты (Анашкина и др., 1977; Озерский, Винниченко, 2002).

В отложениях кличкинской свиты органические остатки не выявлены, а возраст свиты принят условно вендским. Во всех разрезах породы кличкинской свиты согласно перекрывают отложения нортуйской свиты даурской серии через постепенное переслаивание карбонатных и терригенных отложений, а в районе падей Бол. Колторотуй и Белетуй на сланцах кличкинской свиты с угловым несогласием залегают метаморфизованные конгломераты белетуйской свиты, образуя базальную пачку мощностью 120–150 м.

Белетуйская свита разделена на две подсвиты. В составе нижней подсвиты выделены филлитовидные сланцы, песчаники, алевропесчаники, алевролиты, аргиллиты с прослоями известняков и доломитов. Верхняя подсвита сложена полимиктовыми, аркозовыми и кварцевыми песчаниками, гравелитами, конгломератами, алевролитами, сланцами с прослоями известняков и доломитов. Граница между подсвитами проводится по горизонту, сложенному карбонатными породами. Среди галек конгломератов присутствует кварц, кварциты, кремнистые и филлитовидные сланцы, мрамор и калиевый полевой шпат. Для верхней подсвиты белетуйской свиты характерно присутствие метаэффузивов кислого, среднего и основного состава, а также их туфов, туфоконгломератов, туфопесчаников и туфоалевролитов. Породы белетуйской свиты повсеместно претерпели контактовый метаморфизм и динамометаморфизм с образованием разнообразных сланцев, метаморфизованных в эпидот-амфиболитовой, зеленосланцевой и контактово-роговиковой фациях. Общая мощность свиты 3000 м (Шивохин и др., 2010).

Вендский возраст белетуйской свиты принят на основании находок строматолитов Boxonia sp., Columnacollenia sp., Columnaefacta sp., Newlandia sp., Stratifera sp. и онколитов Ambigolamellata horridus Z. Zhur., Osagia sp., O. columnata Reitl., O. tenuilamellata Reitl., O. gigantea Korol., O. mongolica Korol., Osagia nimia Z. Zhur., O. minuta Z. Zhur., O. donatella Korol., O. globulosa Korol., катаграфии Nubecularites sp., Vesicularites sp., Vesicularia Schulgini. В то же время Г.Н. Пономаренко выделен спектр растительных микрофоссилий Leiomargomasculina Naum., Dictyopsophosphaera Naum., D. simplex Naum., D. modica Pon., D. limata Pon., Trachypsophosphaera vadumbrata Pon., Trematopsophosphaera ordinate Pon., Leiopsophosphaera sp. 1, Leiomargomasculina sp. 5, L. sp. 3a, L. sp. 1, Dictyomasculina sp. 4, Trachimasculina sp., Leiomasculina sp. 7, L. sp. 2, Rifenites Naum, большинство из которых имеет кембрийский облик (Петрук, Козлов, 2009; Стецюк, 1977; Шивохин и др., 2010).

На общей схеме (рис. 2а) показано расположение участков исследований пород кличкинской и белетуйской свит быркинской серии. Образцы пород были отобраны в окрестностях сел Солонцы, Горный Зерентуй (рис. 2б, 2в) и поселка Бырка (рис. 2г). Координаты образцов, выбранных для Sm-Nd изотопно-геохимических исследований, приведены в табл. 1.

Таблица 1.  

Координаты мест отбора образцов метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна, отобранных для Sm-Nd изотопно-геохимических исследований, и их краткое описание

№ п/п № образца Координаты [x°x′x″] Петрографические особенности пород
Кличкинская свита
1 Ю-114-11 50°31′34.2″
118°47′33.6″ 		Вулканомиктовый метапесчаник темно-серого цвета. Обломочный материал (0.10–0.70 мм) угловатой и полуугловатой форм и представлен преимущественно обломками вулканических пород и серицит-кварцевых сланцев (до 50%), кварца и полевых шпатов (до 20%). Слюдистый материал представлен мусковитом (до 7%).
Нижняя подсвита белетуйской свиты
2 Ю-104 51°30′14.4″
118°52′18.8″ 		Метаалевролит светло-серого цвета, сложенный полуокатанными и полуугловатыми обломками (0.05–0.10 мм) кварца – 20%, полевых шпатов – 5%, слюдисто-кварцевых сланцев – до 5%, а также чешуйками биотита (часто хлоритизированного) и мусковита (до 30%).
3 Ю-110-9 51°14′45.7″
119°30′08.6″ 		Метаалевролит темно-серого цвета, сложенный полуокатанными и полуугловатыми обломками (0.05–0.10 мм) кварца (35%), полевых шпатов (25%), слюдисто-кварцевых сланцев (до 10%). Среди слюд наблюдаются биотит (часто хлоритизированный) и мусковит (до 13%).
4 Ю-116 50°39′09.1″
118°39′30.7″ 		Метапесчаник серого цвета. Обломки полуокатанной и полуугловатой форм (0.10–0.25 мм), среди которых выделены кварц (30%), полевые шпаты (15%), серицит-кварцевые сланцы (до 5%). Слюдистый материал представлен биотитом и мусковитом (до 8%).
Верхняя подсвита белетуйской свиты
5 Ю-109-2 51°19′23.6″
119°34′00.6″ 		Метапесчаник светло-серого цвета. Обломочный материал (0.10–0.40 мм) полуокатанной и полуугловатой форм: кварц (40%), полевые шпаты (17%), слюдистые и слюдисто-кварцевые сланцы (10%). Мусковит и биотит (редко хлоритизированный) встречаются в виде единичных чешуек.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Исследование химического состава метаосадочных пород быркинской серии проводилось с использованием методов РФА (основные петрогенные оксиды, Zr) в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск) и ICP-MS (Li, Rb, Sr, Ba, REE, Y, Th, U, Nb, Ta, Zn, Pb, Co, Ni, Sc, V, Cr) в Институте тектоники и геофизики им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН (г. Хабаровск). Гомогенизация порошковых проб для рентген-флуоресцентного анализа выполнялась путем сплавления со смесью метабората и тетрабората лития в муфельной печи при температуре 1050–1100°С. Измерения проводились на рентгеновском спектрометре Pioneer 4S. Величины интенсивности аналитических линий корректировались на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Для анализа образцов методом ICP-MS проводилось их кислотное разложение. Измерения осуществлялись на приборе Elan 6100 DRC в стандартном режиме. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс выполнена с помощью стандартных растворов, содержащих все анализируемые в пробах элементы. Относительная погрешность определения содержаний петрогенных и малых элементов составляет 3–10%.

Sm-Nd изотопно-геохимические исследования пород проводились в ЦКП Изотопно-геохимических исследований ИГХ СО РАН (г. Иркутск). Около 100 мг истертого образца разлагалось в смеси кислот HF, HNO3 и HCLO4. Перед разложением к образцу добавлялся смешанный изотопный 149Sm-150Nd трассер. Сумма редкоземельных элементов выделялась с использованием ионообменной смолы BioRad AGW50-X8 (200–400 меш) по традиционным методикам (Richard et al., 1976; Pin et al., 1994; Makishima et al., 2008). Чистые фракции Sm и Nd выделялись из суммы редких земель при помощи ионообменной смолы LN-Spec (100–150 меш) согласно (Yang et al., 2011).

Измерения изотопного состава Sm и Nd проводились на 9-коллекторном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой MC-ICP-MS Neptune Plus в статическом режиме. В течение проведения измерений бланк составил 0.1–0.2 нг для Sm и 0.2–0.5 нг для Nd. Погрешности определения отношений 143Nd/144Nd и 147Sm/144Nd составили не более 0.003% и 0.4% соответственно. Полученные данные были нормализованы к отношению 146Nd/144Nd = 0.7219. Результаты измерений международного изотопного стандарта JNdi-1 (n = 40) составили 143Nd/144Nd = 0.512107 ± 4 при рекомендованном значении 143Nd/144Nd = = 0.512115 ± 7 (Tanaka et al., 2000). Для изотопного состава Nd и концентраций Nd и Sm в международных породных стандартах получены следующие значения: 1) BCR-2 (n = 28), 143Nd/144Nd = = 0.512630 ± 14; Nd = 28.8 ± 0.1 мкг/г; Sm = 6.52 ± ± 0.03 мкг/г; 2) AGV-2 (n = 8)−143Nd/144Nd = = 0.512769 ± 16; Nd = 30.3 ± 0.1 мкг/г; Sm = 5.42 ± ± 0.03 мкг/г.

Исследование изотопного состава Nd в международном образце BCR-2, подготовленного к анализу по описанной выше методике, проводилось также с использованием 7-коллекторного термоионизационного масс-спектрометра Finnigan MAT-262 (ЦКП Геодинамика и геохронология ИЗК СО РАН). Измерения изотопного состава неодима выполнялись с использованием 2-х-ленточного источника ионов с рениевыми катодами в статическом режиме. Количество наносимого образца составляло в среднем 100–200 нг. Ионный ток 146Nd обычно был равен 0.5–1.0 × 10(–11) А. Присутствие в спектре неодима следов самария контролировалось по величине отношения 147Sm/144Nd, которое всегда было ниже 0.00005. Правильность результатов определения изотопного состава оценивалась по результатам измерения стандартных образцов JNdi-1 и ВCR-2, которые в процессе проведения аналитических работ составили 143Nd/144Nd = 0.512107 ± 4 (2SD, n = 35) и 143Nd/144Nd = 0.512629 ± 8 (2SD, n = 18) соответственно. Полученные результаты свидетельствуют о полной сопоставимости Sm-Nd изотопных данных, полученных с использованием как высокоточной масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой, так и классического термоионизационного изотопного анализа. При расчете величин εNd(T) и модельных возрастов TNd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988).

ОСНОВНЫЕ ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

Вулканомиктовые метапесчаники кличкинской свиты темно-серого и зеленовато-серого цвета с массивной текстурой и бластопсаммитовой мелко-крупнозернистой структурой (размер обломков от 0.10 до 0.70 мм). Обломочный материал угловатой и полуугловатой форм, представленный преимущественно обломками вулканических пород, углеродисто-кварц-серицитовых и серицит-кварцевых сланцев. В меньшем количестве в образцах присутствуют моно- и поликристаллический кварц, полевые шпаты, чешуйки мусковита и хлоритизированного биотита. Цемент регенерационный или контактово-поровый кварц-серицитового состава. Акцессорные минералы: циркон, апатит, гидроксиды железа и магнетит.

В нашей коллекции образцов, представляющей нижнюю подсвиту белетуйской свиты, преобладают метаалевролиты и мелко- среднезернистые метапесчаники. Метаалевролиты характеризуются светло-серой до темно-серой окраской, массивной текстурой и бластоалевритовой структурой. Обломочный материал (0.05–0.10 мм) имеет полуокатанную и полуугловатую формы и представлен кварцем, полевыми шпатами, слюдисто-кварцевыми сланцами. Среди слюд в изученных образцах наблюдаются биотит (часто хлоритизированный) и мусковит. Цемент базальный слюдисто-кварцевого состава. Акцессорные минералы: циркон, сфен, гранаты, апатит, магнетит и гидроксиды железа.

Метапесчаники нижней подсвиты белетуйской свиты серого и зеленовато-серого цвета. Структура бластопсаммитовая мелко-среднезернистая, текстура массивная. Они состоят из полуокатанных, полуугловатых, реже угловатых обломков (0.10–0.35 мм) кварца (моно- и поликристаллического), полевых шпатов, слюдистых и серицит-кварцевых сланцев. В породах также присутствуют чешуйки биотита и мусковита. Цемент базального типа слюдисто-кварцевого состава. Среди акцессорных минералов наблюдаются циркон, сфен, апатит, гранат, магнетит и гидроксиды железа. Для метапесчаников характерно присутствие углеродистого вещества.

Метапесчаники верхней подсвиты белетуйской свиты светло- и темно-серого цвета с массивной текстурой и бластопсаммитовой мелко-крупнозернистой структурой с плохой сортировкой обломочного материала. Размер обломков варьирует от 0.10 до 1.00 мм. Единичные обломки достигают 1 см. Метапесчаники сложены полуугловатыми и полуокатанными обломками кварца (моно- и поликристаллического), полевых шпатов, слюдистых и слюдисто-кварцевых сланцев, редко встречаются обломки карбонатов, слюды (мусковит, биотит (редко хлоритизированный)). Цемент базальный слюдисто-кварцевый. Для метапесчаников характерны прослои и линзы углеродистого вещества, количество которого в шлифе может достигать 20%. Акцессорные минералы представлены цирконом, гранатом, сфеном, апатитом, магнетитом и гидроксидами железа.

Метаосадочные породы быркинской серии характеризуются значительными вариациями основных породообразующих компонентов (табл. 2). Фигуративные точки составов вулканомиктовых метапесчаников кличкинской свиты на классификационной диаграмме lg(SiO2/Al2O3)–lg(Na2O/K2O), предложенной (Петтиджон и др., 1976), тяготеют к полю аркозов (рис. 3а). В то же время на диаграмме lg(SiO2/Al2O3)–lg(Fe2O3/K2O) (Herron, 1988) эти метапесчаники отвечают ваккам и литоидным аренитам (рис. 3б). В свою очередь, для метаосадочных пород белетуйской свиты типичны существенные вариации значений Na2O/K2O, Fe2O3/K2O и SiO2/Al2O3, в связи с чем на дискриминационной диаграмме lg(SiO2/Al2O3)–lg(Na2O/K2O) (Петтиджон и др., 1976) фигуративные точки составов метаосадочных пород белетуйской свиты расположены в поле граувакк, литоидных аренитов, аркозов и субаркозов. На диаграмме lg(SiO2/Al2O3)–lg(Fe2O3/K2O) они по составу соответствуют преимущественно сланцам, ваккам и железистым песчаникам. Для классификации метаалевролитов белетуйской свиты наиболее информативна диаграмма lg(SiO2/Al2O3)–lg(Fe2O3/K2O), которая разработана для типизации не только песчаников, но и глинистых пород.

Таблица 2.  

Химический состав представительных образцов метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна

Компо-ненты Кличкинская свита Нижняя подсвита белетуйской свиты
Вулканомиктовые метапесчаники Метаалевролиты
Ю- 113-10 Ю- 114-1 Ю- 114-8 Ю- 114-11 Ю-104 Ю-104-1 Ю-104-3 Ю-104-5 Ю-104-6 Ю-104-7 Ю-104-8 Ю-104-9 Ю- 110-2 Ю- 110-9
SiO2 76.01 77.09 68.05 82.59 59.40 60.71 61.88 61.08 60.55 60.43 60.35 60.59 60.62 71.83
TiO2 0.35 0.55 0.88 0.38 0.97 0.87 0.90 0.94 0.99 1.01 0.94 0.95 0.98 0.99
Al2O3 8.40 11.80 18.42 9.20 18.08 17.08 14.58 15.70 15.72 16.72 16.28 15.09 17.67 9.47
Fe2O3* 3.44 3.67 2.57 2.14 7.44 7.41 8.41 7.38 6.43 6.68 6.65 8.02 7.15 8.55
MnO 0.10 0.02 0.02 0.01 0.13 0.12 0.10 0.11 0.11 0.13 0.11 0.13 0.07 0.11
MgO 0.69 0.52 0.74 0.63 3.02 2.48 2.99 3.18 4.20 4.04 3.61 3.41 2.26 0.96
CaO 4.14 1.08 0.84 0.64 1.85 2.02 3.58 3.82 3.32 2.76 3.48 3.78 1.02 1.15
Na2O 0.13 0.23 0.32 0.20 1.85 1.56 2.71 1.98 3.01 1.80 2.34 2.86 1.39 1.28
K2O 1.78 2.26 4.20 1.94 4.12 3.79 2.24 3.22 3.23 3.87 3.56 3.01 3.21 1.50
P2O5 0.09 0.04 0.05 0.05 0.19 0.20 0.20 0.18 0.21 0.22 0.19 0.19 0.16 0.21
П.п.п. 4.29 2.15 3.19 1.71 2.65 2.83 1.79 1.62 2.18 2.15 1.83 1.47 4.52 3.36
Сумма 99.42 99.41 99.28 99.49 99.70 99.07 99.38 99.21 99.95 99.81 99.34 99.50 99.05 99.41
Rb 74 117 209 81 156 158 111 134 122 137 140 120 147 63
Sr 33 51 72 49 94 95 312 148 158 113 165 174 62 98
Ba 455 1260 1897 1855 482 452 369 411 448 525 495 454 491 362
La 11.59 10.24 20.92 12.18 37.80 37.33 31.84 36.51 37.08 39.33 37.65 35.86 30.59 41.11
Ce 21.15 22.44 48.98 24.86 84.44 80.93 69.94 78.43 80.74 85.05 80.68 78.04 64.92 92.97
Pr 3.00 3.09 6.38 3.36 8.69 8.49 7.89 8.93 9.15 9.58 9.08 8.73 7.29 10.22
Nd 12.13 13.49 27.37 14.00 34.99 34.26 30.20 34.19 34.84 36.45 34.58 33.69 28.51 38.40
Sm 2.55 2.95 5.60 2.94 6.57 6.46 5.86 6.60 6.71 6.94 6.59 6.61 5.56 6.83
Eu 0.62 0.56 1.18 0.54 1.30 1.41 1.32 1.42 1.48 1.46 1.39 1.39 1.13 1.30
Gd 2.65 2.86 4.63 2.71 5.80 5.68 5.20 6.30 6.13 6.34 5.90 6.20 5.16 5.53
Tb 0.41 0.38 0.56 0.36 0.76 0.73 0.71 0.92 0.86 0.88 0.82 0.88 0.74 0.76
Dy 2.54 2.05 2.36 2.02 3.86 3.68 3.53 4.87 4.44 4.32 4.13 4.62 4.15 3.90
Ho 0.53 0.42 0.41 0.36 0.60 0.57 0.64 0.90 0.82 0.77 0.77 0.86 0.86 0.72
Er 1.67 1.40 1.32 1.21 1.79 1.72 1.80 2.62 2.40 2.21 2.26 2.50 2.62 2.16
Tm 0.25 0.22 0.20 0.18 0.22 0.22 0.24 0.35 0.33 0.29 0.29 0.33 0.39 0.31
Yb 1.70 1.74 1.56 1.37 1.61 1.63 1.63 2.36 2.15 2.10 2.03 2.32 2.71 2.12
Lu 0.25 0.30 0.26 0.21 0.24 0.24 0.24 0.34 0.32 0.31 0.30 0.33 0.41 0.33
Y 14 11 9 9 13 13 14 22 20 18 18 21 19 17
Th 5.47 3.44 2.99 2.82 11.37 11.30 11.36 12.75 12.81 13.46 13.00 12.68 12.69 14.16
U 3.88 2.92 1.19 2.17 1.88 2.43 1.98 2.24 2.25 2.50 2.21 2.19 2.31 2.21
Zr 123 122 216 105 161 150 187 182 184 180 177 184 176 131
Hf 2.59 2.94 2.84 2.04 2.98 3.01 2.66 2.92 2.98 3.18 2.97 2.92 4.13 3.62
Nb 5 1 4 2 16 15 16 17 15 15 16 16 12 12
Ta 0.30 0.10 0.34 0.14 1.16 1.15 1.27 1.29 1.18 1.16 1.18 1.17 1.13 0.92
Co 12 4 3 2 12 14 9 11 12 15 9 12 13 11
Ni 44 31 24 26 36 40 36 35 40 39 35 38 42 39
Sc 6 14 18 7 15 14 16 16 16 16 16 15 20 9
V 41 223 118 82 135 129 124 119 124 128 132 118 143 109
Cr 88 100 62 160 99 95 98 101 94 104 86 93 91 166
Eu/Eu* 0.73 0.58 0.69 0.57 0.62 0.69 0.72 0.66 0.69 0.66 0.67 0.65 0.63 0.62
[La/Yb]n 4.6 4.0 9.1 6.1 16.0 15.5 13.3 10.5 11.7 12.7 12.6 10.5 7.7 13.2
ΣREE 61 62 122 66 189 183 161 185 187 196 186 182 155 207
Компо-ненты Нижняя подсвита белетуйской свиты
Метапесчаники
Ю-116 Ю-116-1 Ю-116-2 Ю-116-3 Ю-116-4 Ю-116-5 Ю-116-6 Ю-116-7 Ю-116-8 Ю-116-9 Ю-116-10
SiO2 72.58 72.91 79.30 75.12 74.64 79.84 80.75 78.47 71.79 71.93 74.63
TiO2 0.64 0.63 0.56 0.55 0.56 0.51 0.43 0.53 0.64 0.69 0.63
Al2O3 9.44 11.34 7.32 8.89 9.62 8.87 7.34 9.36 12.91 12.85 9.90
Fe2O3* 11.24 8.48 7.50 9.51 9.09 5.40 6.69 5.91 6.99 6.91 7.94
MnO 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.03 0.13 0.02 0.02 0.04 0.05
MgO 0.92 0.98 1.32 1.07 0.93 0.91 0.83 0.86 0.91 1.18 1.35
CaO 0.85 0.82 0.85 0.81 0.84 0.78 0.85 0.77 0.92 0.82 0.83
Na2O 0.75 0.81 0.23 0.61 0.77 0.28 0.28 0.57 0.44 0.57 0.51
K2O 1.39 1.79 0.52 1.24 1.38 1.03 0.79 1.57 2.63 1.63 1.03
P2O5 0.17 0.13 0.13 0.12 0.12 0.09 0.10 0.07 0.12 0.14 0.11
П.п.п. 1.69 2.01 1.81 1.79 1.68 1.94 2.01 1.60 2.32 2.84 2.73
Сумма 99.69 99.92 99.57 99.74 99.65 99.68 100.20 99.73 99.69 99.60 99.71
Rb 48 69 21 48 56 44 35 70 109 66 42
Sr 41 70 23 48 61 37 29 44 44 52 53
Ba 185 260 99 246 207 131 148 247 425 255 89
La 13.93 17.18 13.82 13.38 14.60 15.20 12.81 12.37 20.34 19.98 15.79
Ce 30.87 37.63 30.74 29.29 31.74 33.10 28.25 26.98 45.12 44.56 34.66
Pr 3.74 4.55 3.71 3.50 3.94 4.02 3.37 3.30 5.44 5.32 4.17
Nd 14.54 17.93 14.58 13.70 15.35 15.66 13.22 12.95 21.64 20.92 16.48
Sm 3.10 3.69 3.11 2.94 3.30 3.17 2.66 2.65 4.47 4.29 3.30
Eu 0.69 0.75 0.64 0.62 0.68 0.61 0.50 0.51 0.92 0.84 0.65
Gd 2.95 3.11 2.90 2.57 2.82 2.68 2.26 2.13 3.72 3.58 2.72
Tb 0.34 0.37 0.36 0.30 0.33 0.31 0.28 0.25 0.42 0.43 0.31
Dy 1.45 1.58 1.56 1.32 1.37 1.34 1.10 1.18 1.74 1.84 1.37
Ho 0.25 0.27 0.26 0.22 0.22 0.23 0.18 0.21 0.29 0.31 0.24
Er 0.75 0.84 0.77 0.69 0.69 0.69 0.57 0.71 0.94 1.00 0.79
Tm 0.11 0.13 0.11 0.10 0.11 0.10 0.09 0.11 0.15 0.16 0.13
Yb 0.90 1.06 0.86 0.84 0.85 0.84 0.70 0.88 1.19 1.26 1.00
Lu 0.15 0.17 0.14 0.14 0.14 0.14 0.11 0.15 0.20 0.20 0.17
Y 6 6 6 5 5 6 5 5 7 7 6
Th 5.48 5.72 4.60 4.78 5.09 4.57 3.76 4.37 6.59 5.66 4.76
U 1.36 1.33 1.08 1.23 1.16 1.08 0.89 1.10 1.59 1.24 1.09
Zr 225 166 368 164 144 132 113 193 166 151 226
Hf 2.07 2.25 2.31 1.90 1.84 1.97 1.58 1.98 2.77 2.76 2.35
Nb 2 3 2 2 2 2 1 2 3 3 2
Ta 0.20 0.22 0.15 0.16 0.18 0.13 0.08 0.14 0.20 0.21 0.20
Co 9 9 7 10 8 5 5 8 9 10 9
Ni 29 38 35 29 31 40 32 31 35 35 29
Sc 8 9 5 7 8 6 6 7 12 12 7
V 71 81 55 53 76 65 58 57 93 85 71
Cr 116 96 154 106 95 168 100 97 81 100 99
Eu/Eu* 0.69 0.66 0.64 0.67 0.66 0.62 0.61 0.64 0.67 0.63 0.64
[La/Yb]n 10.6 11.0 11.0 10.8 11.6 12.4 12.5 9.6 11.6 10.8 10.7
ΣREE 74 89 74 70 76 78 66 64 107 105 82
Компо-ненты Верхняя подсвита белетуйской свиты
Метапесчаники
Ю- 109 Ю-109-1 Ю-109-2 Ю-109-3 Ю-109-4 Ю-109-5 Ю-109-6 Ю-109-7 Ю-109-8 Ю-109-9 Ю-109-10 Ю-109-11 Ю-109-12 Ю-109-13
SiO2 60.45 55.29 70.58 71.62 65.39 55.54 71.91 73.47 73.33 60.09 73.99 74.83 72.82 74.71
TiO2 0.91 0.70 0.74 0.69 0.71 0.64 0.72 0.60 0.69 0.45 0.64 0.63 0.67 0.73
Al2O3 17.37 11.07 12.06 10.12 11.31 10.72 11.21 9.31 10.31 7.83 10.41 10.18 10.76 10.96
Fe2O3* 7.70 6.33 7.06 7.12 7.34 4.73 6.59 5.20 6.19 3.51 5.21 5.44 6.72 5.40
MnO 0.12 0.12 0.04 0.04 0.05 0.12 0.04 0.04 0.02 0.14 0.04 0.03 0.05 0.04
MgO 2.46 4.23 2.14 2.17 3.08 4.26 2.38 1.79 2.25 1.37 2.28 1.82 1.82 1.66
CaO 2.01 7.22 1.13 2.42 3.65 8.13 1.39 2.43 1.30 13.17 1.59 1.41 0.90 0.89
Na2O 1.67 1.16 1.10 1.37 1.37 1.40 1.18 1.14 1.18 1.04 1.44 1.06 1.48 1.26
K2O 3.86 1.91 1.37 0.99 1.21 1.83 1.13 1.18 1.24 0.95 1.24 1.19 1.23 1.20
P2O5 0.17 0.17 0.16 0.13 0.16 0.13 0.15 0.12 0.15 0.12 0.15 0.12 0.13 0.17
П.п.п. 2.70 11.44 3.28 3.67 5.45 12.09 3.06 4.15 2.94 10.80 3.00 2.98 2.35 2.71
Сумма 99.42 99.64 99.66 100.34 99.72 99.59 99.76 99.43 99.60 99.47 99.99 99.69 98.93 99.73
Rb 153 76 58 44 48 78 48 51 55 38 52 51 55 56
Sr 100 109 39 65 66 141 39 65 45 273 39 43 44 36
Ba 492 320 201 187 177 254 191 203 220 165 181 188 185 186
La 32.38 24.86 23.51 24.40 24.13 21.10 18.77 20.08 21.57 17.06 20.60 18.89 21.17 22.82
Ce 65.85 55.30 53.04 54.51 54.49 46.02 41.74 44.51 46.58 38.18 45.77 41.84 48.04 51.20
Pr 7.56 6.24 5.84 5.98 6.15 5.35 4.85 5.03 5.22 4.32 5.11 4.58 5.20 5.78
Nd 27.90 23.85 22.52 22.50 23.29 20.51 18.91 18.59 20.02 17.20 19.58 17.79 20.05 22.68
Sm 4.86 4.49 4.25 4.05 4.36 4.01 3.80 3.40 3.94 3.34 3.70 3.46 3.80 4.53
Eu 1.13 0.89 0.82 0.77 0.82 0.85 0.69 0.70 0.78 0.72 0.74 0.68 0.71 0.83
Gd 4.62 3.85 3.52 3.29 3.73 3.50 3.11 2.96 3.35 3.00 3.14 2.91 3.06 3.71
Tb 0.65 0.48 0.41 0.42 0.44 0.46 0.37 0.34 0.42 0.41 0.38 0.36 0.38 0.45
Dy 3.20 2.21 1.82 1.87 1.96 2.11 2.10 1.45 1.75 2.08 2.07 1.49 1.70 1.97
Ho 0.55 0.40 0.33 0.34 0.35 0.40 0.28 0.25 0.30 0.37 0.29 0.26 0.29 0.33
Er 1.61 1.28 1.05 1.03 1.08 1.21 0.90 0.84 0.99 1.22 0.95 0.88 0.93 1.08
Tm 0.24 0.19 0.17 0.16 0.17 0.19 0.14 0.13 0.16 0.18 0.14 0.14 0.14 0.16
Yb 1.60 1.48 1.20 1.16 1.31 1.39 1.06 1.04 1.21 1.49 1.09 1.10 1.11 1.23
Lu 0.24 0.23 0.19 0.19 0.21 0.23 0.18 0.18 0.18 0.22 0.17 0.17 0.18 0.20
Y 13 9 7 7 8 9 6 6 7 8 6 6 6 8
Th 8.67 8.20 7.86 7.88 7.95 7.24 7.76 6.97 7.96 6.10 6.87 7.19 7.50 8.04
U 2.68 1.36 1.12 1.14 1.26 1.32 1.06 1.12 1.08 1.02 1.20 1.08 1.06 1.50
Zr 165 161 154 153 136 155 153 125 158 129 125 126 133 159
Hf 3.01 2.50 2.19 2.26 2.32 2.40 1.90 1.86 2.12 1.80 1.86 1.85 1.99 2.16
Nb 6 6 6 5 5 5 4 4 5 4 5 5 5 5
Ta 1.21 0.50 0.53 0.46 0.48 0.76 0.80 0.42 0.47 0.51 0.48 0.46 0.49 0.48
Co 7 7 13 8 14 7 8 9 9 8 9 10 11 10
Ni 36 32 37 32 37 36 29 30 36 26 33 34 32 31
Sc 17 11 9 8 10 11 9 8 9 8 8 8 9 9
V 141 78 90 80 90 83 92 52 81 53 66 62 78 69
Cr 98 81 124 102 91 74 97 102 111 65 140 112 107 121
Eu/Eu* 0.72 0.64 0.63 0.62 0.61 0.68 0.59 0.66 0.64 0.68 0.64 0.63 0.61 0.60
[La/Yb]n 13.7 11.4 13.3 14.3 12.5 10.3 12.0 13.1 12.1 7.8 12.9 11.6 12.9 12.6
ΣREE 152 126 119 121 122 107 97 100 106 90 104 95 107 117
Компо-ненты Верхняя подсвита белетуйской свиты
Метапесчаники
Ю-111 Ю-111-1 Ю-111-2 Ю-111-3 Ю-111-4 Ю-111-5 Ю-111-6 Ю-111-7 Ю-111-8 Ю-111-9 Ю-111-10 Ю-111-11 Ю-111-12 Ю-111-13
SiO2 81.85 79.38 79.15 67.41 65.44 69.09 83.35 70.01 73.42 69.36 75.69 69.76 71.05 66.37
TiO2 0.40 0.44 0.50 0.67 0.73 0.67 0.41 0.73 0.61 0.73 0.50 0.70 0.69 0.77
Al2O3 6.72 7.33 8.73 13.94 16.32 14.47 7.15 15.74 13.41 16.55 10.81 14.73 14.28 17.29
Fe2O3* 5.97 7.63 4.93 9.21 7.70 6.92 4.12 4.37 4.79 4.56 5.69 6.18 5.05 6.55
MnO 0.03 0.03 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
MgO 1.80 1.28 2.15 1.40 1.58 1.03 1.18 0.78 1.04 0.71 1.14 0.93 1.32 1.50
CaO 0.72 0.73 0.78 0.79 0.71 0.77 0.72 0.81 0.78 0.73 0.79 0.76 0.77 0.81
Na2O 0.24 0.35 0.80 1.01 1.37 1.03 0.45 1.02 0.92 1.47 0.76 1.27 1.04 1.15
K2O 0.65 1.05 0.93 2.47 2.90 3.02 1.14 3.37 2.64 3.36 1.85 2.74 2.69 3.33
P2O5 0.06 0.09 0.13 0.08 0.06 0.07 0.02 0.05 0.09 0.07 0.05 0.05 0.09 0.05
П.п.п. 1.41 1.41 1.82 2.56 2.82 2.51 1.16 2.36 2.08 2.01 2.34 2.42 2.76 1.87
Сумма 99.85 99.72 99.93 99.56 99.65 99.60 99.71 99.25 99.79 99.56 99.63 99.55 99.75 99.70
Rb 26 41 37 87 100 106 45 138 105 120 111 105 116 78
Sr 31 35 31 39 42 36 35 42 36 40 49 47 47 41
Ba 113 216 92 381 341 363 129 430 296 382 428 335 379 288
La 11.68 15.03 15.40 19.76 25.44 21.54 14.06 25.82 18.72 27.23 24.66 26.65 26.26 15.83
Ce 25.10 31.22 32.31 43.84 55.54 47.08 29.98 59.20 42.22 60.75 56.04 60.62 59.69 34.60
Pr 3.05 3.87 3.88 5.40 6.70 5.74 3.70 7.00 5.18 7.37 6.72 7.36 7.27 4.24
Nd 11.68 15.00 15.01 21.11 26.36 22.86 14.68 27.33 20.33 29.11 26.46 29.03 28.60 16.78
Sm 2.12 2.82 2.75 4.24 5.16 4.52 2.67 5.38 4.05 5.77 5.19 5.58 5.65 3.29
Eu 0.38 0.52 0.53 0.81 0.94 0.83 0.48 0.96 0.76 1.02 0.95 1.01 1.02 0.62
Gd 1.43 1.91 2.14 3.18 3.48 3.19 1.80 3.51 2.91 3.73 3.59 3.81 3.72 2.41
Tb 0.17 0.22 0.28 0.39 0.41 0.39 0.20 0.41 0.37 0.42 0.42 0.42 0.42 0.29
Dy 0.82 1.02 1.43 1.87 1.94 2.01 1.03 2.07 1.82 2.05 2.15 2.12 2.13 1.51
Ho 0.16 0.20 0.28 0.36 0.39 0.40 0.20 0.41 0.36 0.40 0.43 0.41 0.42 0.31
Er 0.54 0.71 0.89 1.19 1.31 1.32 0.66 1.40 1.21 1.35 1.40 1.37 1.43 1.03
Tm 0.08 0.10 0.14 0.19 0.21 0.21 0.10 0.22 0.19 0.21 0.22 0.21 0.23 0.16
Yb 0.61 0.77 0.99 1.41 1.56 1.54 0.76 1.65 1.44 1.57 1.65 1.57 1.74 1.18
Lu 0.10 0.12 0.16 0.23 0.25 0.25 0.12 0.26 0.24 0.26 0.27 0.26 0.29 0.19
Y 4 5 7 9 10 10 5 10 9 9 10 10 10 8
Th 3.35 4.22 4.42 7.48 8.24 7.69 4.02 8.74 7.04 8.85 8.39 8.52 9.07 6.14
U 0.75 1.07 1.07 1.62 1.86 1.65 0.92 1.66 1.52 1.77 1.90 1.47 1.84 1.38
Zr 98 109 227 144 161 152 144 182 163 181 159 183 177 127
Hf 1.30 1.63 2.33 2.70 3.11 2.96 1.72 3.30 2.95 3.01 3.34 3.23 3.60 2.38
Nb 1 1 2 2 2 3 2 3 3 2 3 3 3 2
Ta 0.12 0.14 0.18 0.22 0.27 0.24 0.14 0.23 0.27 0.23 0.30 0.28 0.29 0.23
Co 11 7 7 8 12 3 3 1 4 1 2 9 7 9
Ni 42 32 46 30 38 41 50 28 35 21 23 31 36 30
Sc 4 5 5 11 13 13 4 14 12 13 13 12 15 8
V 43 53 40 99 110 98 45 113 74 96 101 83 108 67
Cr 101 118 104 89 91 106 102 90 97 97 89 89 94 93
Eu/Eu* 0.64 0.64 0.64 0.65 0.64 0.64 0.63 0.63 0.65 0.63 0.63 0.63 0.63 0.64
[La/Yb]n 13.0 13.3 10.6 9.5 11.1 9.5 12.6 10.6 8.8 11.8 10.2 11.5 10.2 9.1
ΣREE 58 74 76 104 130 112 70 136 100 141 130 140 139 82

Примечание. Оксиды в мас. %, элементы в г/т. Fe2O3* – общее железо в форме Fe2O3.

Рис. 3.

Диаграммы lg(SiO2/Al2O3)–lg(Na2O/K2O) (Петтиджон и др., 1976) (а), lg(SiO2/Al2O3)–lg(Fe2O3/K2O) (Herron et al., 1988) (б) для метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна. Условные обозначения: 1 – вулканомиктовые метапесчаники кличкинской свиты, 2–4 – метаосадочные породы белетуйской свиты: 2 – метапесчаники нижней подсвиты, 3 – метаалевролиты нижней подсвиты, 4 – метапесчаники верхней подсвиты.

В вулканомиктовых метапесчаниках кличкинской свиты суммарные содержания лантаноидов относительно невысокие (ΣREE = 61–122 г/т) при незначительном преобладании легких редкоземельных элементов над тяжелыми ([La/Yb]n = = 4.0–9.1) и явно выраженной отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.57–0.73) (рис. 4а). Содержания большинства элементов-примесей в породах кличкинской свиты близки к таковым в верхней континентальной коре, за исключением дефицита Nb, Ta, Sr, Th (рис. 5а).

Рис. 4.

Графики распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) для метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна. Состав хондрита по (McDonough, Sun, 1995).

Рис. 5.

Спайдердиаграммы для метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна. Состав верхней континентальной коры по (Тейлор, МакЛеннан, 1988).

Метаалевролиты и метапесчаники нижней подсвиты белетуйской свиты по распределению редкоземельных элементов характеризуются обогащением легких лантаноидов над тяжелыми ([La/Yb]n = 7.7–16.0). Европиевая аномалия в них четко проявленная отрицательная (Eu/Eu* = = 0.61–0.72) (рис. 4б, 4в). По содержанию лантаноидов метаалевролиты и метапесчаники нижней подсвиты различаются (табл. 2). Так в метаалевролитах ΣREE = 155–207 г/т, а в метапесчаниках ΣREE < 107 г/т. В метапесчаниках верхней подсвиты белетуйской свиты отмечаются значительные вариации концентраций лантаноидов (ΣREE = 58–152 г/т) при обогащении легкими редкоземельными элементами над тяжелыми ([La/Yb]n = = 7.8–14.3) и отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.59–0.72) (рис. 4г).

В метаалевролитах нижней подсвиты белетуйской свиты концентрации микроэлементов соответствуют верхнекоровым при небольшом дефиците Nb, Ta и Sr (рис. 5б). В то же время уровень концентраций большинства микроэлементов в метапесчаниках нижней и верхней подсвитах белетуйской свиты ниже такового в верхней континентальной коре (рис. 5в, 5г). В метапесчаниках верхней подсвиты белетуйской свиты наблюдается наибольшая вариативность концентраций Ta, Sr, Co. Также стоит отметить, что для всех изученных образцов кличкинской и белетуйской свит быркинской серии характерны повышенные содержания Cr и Ni, которые близки к таковым в позднепротерозойских базальтах (рис. 6а, 6б).

Рис. 6.

Диаграммы Ni–Cr (а), Cr/Ni–Ni/Ba (б), La/Sc–Th/Co (Cullers, 2002) (в), Hf–La/Th (Floyd, Leveridge, 1987) (г), Th–La–Sc (Wronkiewicz, Condie, 1987) (д), Th–La–Sc (Bhatia, Crook, 1986) (е) для метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна. Условные обозначения на рис. 3. Крупные значки (а, б) по данным (Condie, 1993): 1 – базальты и коматииты позднепротерозойские, 2 – андезиты позднепротерозойские, 3 – граниты протерозойские. Поля составов 4 – метаосадочных пород даурской серии Аргунского супертеррейна по данным (Смирнова и др., 2022), 5 – гранито-гнейсов массива Ухусишань (Wuhuxishan) по данным (Liu et al., 2020). Сокращения (д): GR – граниты, TON – тоналиты, TH – толеиты, KOM – коматииты. Поля (е), характеризующие песчаники из тектонических обстановок: А – океанические островные дуги, В – континентальные островные дуги, С – активные континентальные окраины, D – пассивные континентальные окраины.

Для реконструкции состава пород в областях сноса нами использовались диаграммы, в основе которых лежит анализ содержаний и соотношений элементов-примесей. Положение фигуративных точек состава метаосадочных пород быркинской серии на диаграммах Th/Co–La/Sc (Cullers, 2002), Hf–La/Th (Floyd, Leveridge, 1987), Th–La–Sc (Wronkiewicz, Condie, 1987) (рис. 6в–д) свидетельствует о кислом составе материнских пород. На различный по кремнекислотности состав пород питающей провинции указывают вариации индикаторного отношения Th/Cr. В метаосадочных породах кличкинской и белетуйской свит значения Th/Cr варьируют от 0.02 до 0.15. Стоит также отметить, что исследуемые породы быркинской серии по составу перекрываются с областью составов метаосадочных пород даурской серии.

Для реконструкции палеотектонической обстановки накопления использовались диаграммы, основанные на распределении микроэлементов. На диаграммах Sc–Th–Zr/10, Th–La–Sc (рис. 6е), Th–La (Bhatia, Crook, 1986) составы метаосадочных пород кличкинской и белетуйской свит соответствуют песчаникам, сформированным в обстановках островных дуг.

РЕЗУЛЬТАТЫ Sm-Nd ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований приведены в таблице 3. Из приведенных результатов следует, что вулканомиктовый метапесчаник кличкинской свиты характеризуется палеопротерозойским значением модельного Nd-возраста TNd(DM) = 1.7 млрд лет при εNd(T) = –2.2. Для метапесчаников и метаалевролитов нижней подсвиты белетуйской свиты типичны отрицательные значения величины εNd(T) = –4.7…–6.5 при палеопротерозойских значениях Nd-модельного возраста (TNd(DM) = 1.6–1.8 млрд лет). В свою очередь, в метапесчанике верхней подсвиты белетуйской свиты установлено более низкое значение εNd(T) = –7.9 при TNd(DM) = 1.9 млрд лет. Согласно этим данным, основными источниками сноса для метаосадочных пород быркинской свиты являлись палеопротерозойские образования и (или) более молодые изверженные породы, исходные расплавы которых сформировались за счет переработки континентальной коры палеопротерозойского возраста.

Таблица 3.  

Результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна

№ п/п Номер образца Sm, г/т Nd, г/т 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd +/–2σ изм. εNd(0) εNd(T) TNd(DM),
млн лет
Кличкинская свита
1 Ю-114-11 3.90 17.5 0.1354 0.512295 7 –6.7 –2.2 1663
Нижняя подсвита белетуйской свиты
2 Ю-104 6.83 35.6 0.1168 0.512006 6 –12.3 –6.5 1796
3 Ю-110-9 7.41 41.3 0.1094 0.512019 6 –12.1 –5.7 1650
4 Ю-116 4.75 22.1 0.1308 0.512149 7 –9.5 –4.7 1836
Верхняя подсвита белетуйсой свиты
5 Ю-109-2 5.21 27.0 0.1175 0.511938 10 –13.6 –7.9 1915

Примечание. Величины εNd(T) пород рассчитаны на возраст 570 млн лет. Концентрации Sm и Nd определены методом изотопного разбавления.

ОБСУЖДЕНИЕ

Как было показано выше, метаосадочные породы кличкинской и белетуйской свит быркинской серии Аргунского супертеррейна характеризуются значительным разбросом содержаний основных породообразующих компонентов (рис. 3). В этой связи в дальнейшем для реконструкции источников сноса кластического материала нами был проведен анализ содержаний и соотношений микроэлементов, которые менее подвержены вариациям при постседиментационных преобразованиях. Установлено, что источниками сноса кластического материала для метаосадочных пород кличкинской и белетуйской свит быркинской серии являлись различные по кремнекислотности материнские породы. Высокие значениями соотношений Th/Co, La/Sc и La/Th, обогащение легкими редкоземельными элементами по сравнению с тяжелыми и наличие отчетливо выраженной отрицательной европиевой аномалии в метаосадочных породах быркинской серии свидетельствует о присутствии в области сноса пород кислого состава. Близкие вариации этих индикаторных показателей (рис. 6в–6д) типичны для гранито-гнейсов массива Ухусишань (Wuhuxishan) Аргунского супертеррейна, локализованного вблизи одноименной деревни на территории Китая, который, вероятно, является одним из потенциальных источников сноса. В то же время повышенные концентрации Cr и Ni в метаосадочных породах кличкинской и белетуйской свит указывают на участие в осадконакоплении магматических пород основного состава. На присутствие в областях размыва базальтов и андезитов свидетельствуют низкие значения Th/Cr. Подобные значения микроэлементов типичны для осадочных пород урулюнгуйской и дырбылкейской свит даурской серии Аргунского супертеррейна (Смирнова и др., 2022) (рис. 6). В связи с этим не исключено, что для последних характерны близкие по составу источники сноса кластического материала. Вывод о различном по кремнекислотности составе пород питающей провинции согласуется с наличием в составе быркинской серии прослоев метаэффузивов как кислого, так и основного составов.

Особенности распределения микроэлементов, лежащих в основе тектонических дискриминационных диаграмм, свидетельствуют о накоплении метаосадочных пород быркинской серии в обстановках островных дуг. Учитывая геологические критерии, а именно присутствие в разрезе быркинской серии метаэффузивов (Шивохин и др., 2010), то, наиболее вероятно, что осадконакопление происходило при активной магматической деятельности. Данный вывод согласуется с предложенными ранее моделями формирования Аргунского супертеррейна (Шивохин и др., 2010; Гордиенко и др., 2019).

Согласно результатам Sm-Nd изотопно-геохимических исследований вулканомиктовые метапесчаники кличкинской свиты имеют более высокие значения εNd(0) = –6.7, εNd(T) = –2.2 при TNd(DM) = 1.7 млрд лет, которые близки к оценкам εNd(0) = –6.7…–7.9 и TNd(DM) = 1.6–1.7 млрд лет неопротерозойских гранитов урулюнгуевского комплекса, расположенных в междуречье Урулюнгуй – Аргунь (Голубев и др., 2010) (рис. 7). В метаосадочных породах белетуйской свиты величины εNd(0), εNd(T) и TNd(DM) изменяются в диапазонах –9.5…–13.6, –4.7…–7.9 и 1.6–1.9 млрд лет соответственно. Подобные значения εNd(0) и TNd(DM) типичны для неопротерозойских гранито-гнейсов массива Ухусишань (Wuhuxishan) Аргунского супертеррейна (εNd(0) = –8.7…–14.0; TNd(DM) = 1.6–1.8 млрд лет) (Liu et al., 2020). Стоит отметить, что для метаосадочных пород дырбылкейской свиты даурской серии Аргунского супертеррейна ранее были получены близкие значения Nd-изотопного возраста (TNd(DM) = 1.7–1.9 млрд лет) (Смирнова и др., 2022) (рис. 7).

Рис. 7.

Диаграмма возраст – εNd(T) для метаосадочных пород быркинской серии Аргунского супертеррейна. Условные обозначения: поля Nd-изотопного состава метаосадочных пород: 1 – кличкинской свиты, 2 – верхней подсвиты белетуйской свиты, 3 – нижней подсвиты белетуйской свиты, 4 – урулюнгуйской и дырбылкейской свит даурской серии Аргунского супертеррейна (Смирнова и др., 2022), 5 – поле Nd-изотопного состава гранитов урулюнгуйского (урулюнгуевского) комплекса по данным (Голубев и др., 2010), 6 – поле Nd-изотопного состава гранито-гнейсов массива Ухусишань (Wuhuxishan) по данным (Liu et al., 2020).

В то же время терригенные породы Ольдойского террейна, Верхнеамурского и Зея-Депского прогибов, расположенные в северо-восточной части Аргунского супертеррейна, характеризуются более молодыми значениями Sm-Nd модельного возраста (TNd(DM) = 1.0–1.5 млрд лет) (Смирнова и др., 2015; Сорокин и др., 2015). Эти данные позволяют предполагать, что при накоплении верхнепротерозойских метаосадочных пород и посткембрийских терригенных отложений Аргунского супертеррейна принимали участие существенно разные по изотопному составу Nd исходные породы.

Выше приведенные результаты в совокупности с региональным положением метаосадочных пород кличкинской и белетуйской свит быркинской серии дают основание полагать, что основными источниками сноса для них послужили докембрийские магматические и метаморфические комплексы широко развитые на территории Аргунского супертеррейна в пределах Восточного Забайкалья (Шивохин и др., 2010; Голубев и др., 2010 и др.) и на сопредельной территории Китая (Liu et al., 2020; Gou et al., 2013; Tang et al., 2013; Zhao et al., 2016 и др.). В качестве одних из таких источников сноса, вероятно, можно рассматривать граниты урулюнгуевского комплекса и гранито-гнейсы массива Ухусишань.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Согласно проведенным геохимическим исследованиям при формировании метаосадочных пород кличкинской и белетуйской свит быркинской серии принимали участие породы с различной кремнекислотностью. Данный вывод согласуется с наличием в разрезе серии прослоев метаэффузивов кислого и основного составов. Результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований свидетельствуют о присутствии в областях сноса пород с палеопротерозойскими значениями Nd-модельного возраста. В качестве главных источников можно рассматривать неопротерозойские граниты и гранито-гнейсы Аргунского супертеррейна, которые характеризуются близкими вариациями Nd-изотопного состава.

Авторы благодарят сотрудников Аналитического центра Института геологии и природопользования ДВО РАН (А.И. Палажченко, В.И. Рождествину, Е.С. Сапожник, Е.В. Ушакову) и Института тектоники и геофизики ДВО РАН (В.Е. Зазулину, Е.М. Голубеву, А.В. Штареву). Авторы признательны рецензентам за конструктивные замечания и дискуссию.

Исследования выполнены при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 20-05-00195), а также в рамках выполнения государственного задания (проект 0350-2019-0006).

Список литературы

  1. Анашкина К.К., Афанасов М.Н., Писцов Ю.П., Рутштейн И.Г., Стецюк М.И., Шульдинер В.И. (1977) Верхний докембрий южного Приаргунья. Протерозойские комплексы восточной части Забайкалья (Под ред. Радкевич Е.А.). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 83-111.

  2. Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Макаров В.А., Воробьев В.С. (1979) Геохронологические рубежи для южной части Восточного Забайкалья по данным U-Pb метода датирования. Геохимия. (2), 204-215.

  3. Бутин К.С. (1990) О стратиграфии докембрийско-нижнепалеозойских отложений Аргунской зоны Восточного Забайкалья. Новые данные по биостратиграфии палеозоя и мезозоя юга Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 14-23.

  4. Голубев В.Н., Чернышев И.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Гольцман Ю.В., Баирова Э.Д., Яковлева С.З. (2010) Стрельцовский урановорудный район: изотопно-геохронологическая (U-Pb, Rb-Sr и Sm-Nd) характеристика гранитоидов и их место в истории формирования урановых месторождений. Геология рудных месторождений. 52(6), 553-571.

  5. Гордиенко И.В., Метелкин Д.В., Ветлужских Л.И. (2019) Строение Монголо-Охотского складчатого пояса и проблема выделения Амурского микроконтинента. Геология и геофизика. 60(3), 318-341.

  6. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. (1990) Тектоника литосферных плит территории СССР. Т. 1. М.: Недра, 327 с.

  7. Котов А.Б., Великославинский С.Д., Сорокин А.А., Котова Л.Н., Сорокин А.П., Ларин А.М., Ковач В.П., Загорная Н.Ю., Кургузова А.В. (2009а) Возраст амурской серии Бурея-Цзямусинского супертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm-Nd изотопных исследований. ДАН. 428(5), 637-640.

  8. Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Сорокин А.П., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Беляков Т.В., Анисимова И.В., Яковлева С.З. (2009б) Мезозойский возраст гранитоидов бекетского комплекса (Гонжинский блок Аргунского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса). ДАН. 429(6), 779-783.

  9. Котов А.Б., Мазукабзов А.М., Сковитина Т.М., Великославинский С.Д., Сорокин А.А., Сорокин А.П. (2013) Структурная эволюция и геодинамическая позиция Гонжинского блока (Верхнее Приамурье). Геотектоника. (5), 48-60.

  10. Озерский А.Ф., Винниченко Е.Л. (2002) Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200000. Издание второе. Приаргунская серия. М-50-XVII (Краснокаменск) (Под ред. Старченко В.В.). СПб.: ВСЕГЕИ.

  11. Озерский А.Ф., Винниченко Е.Л., Кривицкий А.В., Ступина Т.А., Шивохин Е.А. (2001а) Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание второе. Приаргунская серия. М-50-XII (Нерчинский Завод) (Под ред. Старченко В.В.). СПб.: ВСЕГЕИ.

  12. Озерский А.Ф., Винниченко Е.Л., Кривицкий А.В., Ступина Т.А., Шивохин Е.А. (2001б) Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание второе. Приаргунская серия. М-50-V (Газимурский Завод) (Под ред. Старченко В.В.). СПб.: ВСЕГЕИ.

  13. Павлова В.В., Грознова Т.Н., Афанасов М.Н., Платонов Е.Г., Лейкум М.С. (2001) Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание второе. Приаргунская серия. М-50-XVI (Под ред. Амантова В.А.). СПб.: ВСЕГЕИ.

  14. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бодарч Г., Беличенко В.Г., Булгатов А.Н., Дриль С.И., Кириллова Г.Л., Кузьмин М.И., Ноклеберг У.Дж., Прокопьев А.В., Тимофеев В.Ф., Томуртогоо О., Янь Х. (2003) Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии. Тихоокеанская геология. 22(6), 7-41.

  15. Петрук Н.Н., Козлов С.А. (2009) Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 1 000 000. Лист N-51 (Сковородино), (M-51). Третье поколение. Дальневосточная серия (Под ред. Вольского А.С.). СПб.: ВСЕГЕИ.

  16. Петтиджон Ф.Дж., Поттер П., Сивер Р.М. (1976) Пески и песчаники. М.: Мир, 535 с.

  17. Решения IV межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Комплект схем (1994). Хабаровск: ХГГГП.

  18. Смирнова Ю.Н., Сорокин А.А., Попеко Л.И., Смирнов Ю.В. (2013) Геохимические особенности палеозойских терригенных отложений Ольдойского террейна восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса как отражение геодинамических условий седиментации. Геохимия. (4), 344-365.

  19. Smirnova Yu.N., Sorokin A.A., Popeko L.I., Smirnov Yu.V. (2013) Geochemistry of Paleozoic terrigenous sediments from the Oldoi Terrane, Eastern Central Asian Orogenic Belt, as an indicator of geodynamic conditions during deposition. Geochem. Int. 51(4), 306-325.

  20. Смирнова Ю.Н., Сорокин А.А., Котов А.Б., Ковач В.П. (2015) Источники юрских терригенных отложений Верхнеамурского и Зея-Депского прогибов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты изотопно-геохимических (Sm-Nd) и геохронологических (U-Pb, LA-ICP-MS) исследований. ДАН. 465(6), 706-710.

  21. Смирнова Ю.Н., Сорокин А.А., Попеко Л.И. (2016) Геохимические особенности, обстановки накопления и источники материала нижнепалеозойских отложений Мамынского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса. Литология и полезные ископаемые. (6), 564-582.

  22. Смирнова Ю.Н., Овчинников Р.О., Сорокин А.А., Смирнов Ю.В. (2021) Возраст и источники сноса осадочных пород даурской серии (рифей) Аргунского континентального массива: результаты U-Th-Pb и Lu-Hf изотопных исследований детритового циркона. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 29(1), 3-10.

  23. Смирнова Ю.Н., Овчинников Р.О., Смирнов Ю.В., Дриль С.И. (2022) Источники кластического материала и условия накопления осадочных пород даурской серии Аргунского континентального массива. Тихоокеанская геология. 41(1), 13-31.

  24. Сорокин А.А., Кудряшов Н.М. (2017) Кембрий-ордовикская диорит-гранодиорит-гранитная ассоциация Мамынского террейна (Центрально-Азиатский складчатый пояс): U-Pb геохронологические и геохимические данные. ДАН. 472(3), 326-332.

  25. Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи, Журавлев Д.З., Ян Пин, Сун Гуйхуа, Гао Лиминг (2004) Раннепалеозойские гранитоиды восточной окраины Аргунского террейна, Приамурье: первые геохронологические и геохимические данные. Петрология. 12(4), 415-425.

  26. Сорокин А.А., Котов А.Б., Ковач В.П., Пономарчук В.А., Саватенков В.М. (2014) Источники позднемезозойских магматических ассоциаций северо-восточной части Амурского микроконтинента. Петрология. 22(1), 72-84.

  27. Сорокин А.А., Смирнова Ю.Н., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Попеко Л.И. (2015) Источники и области сноса палеозойских терригенных отложений Ольдойского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: результаты Sm-Nd изотопно-геохимических и U-Pb геохронологических (LА-ICP-MS) исследований. Геохимия. (6), 539-550.

  28. Sorokin A.A., Smirnova Yu.N., Kotov A.B., Kovach V.P., Sal’nikova E.B., Popeko L.I. (2015) Provenances of the Paleozoic terrigenous sequences of the Oldoi Terrane of the Central Asian Orogenic Belt: Sm–Nd isotope geochemistry and U–Pb geochronology (LA–ICP–MS). Geochem. Int. 53(6), 534-544.

  29. Стецюк М.И. (1977) Верхний докембрий и кембрий Аргунь-Газимурского междуречья. Протерозойские комплексы восточной части Забайкалья (Под ред. Радкевич Е.А.). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 76-82.

  30. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. (1988) Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 384 с.

  31. Шивохин Е.А., Озерский А.Ф., Куриленко А.В., Раитина Н.И., Карасев В.В. (2010) Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000. Серия Алдано-Забайкальская. Лист M-50. Третье поколение. (Под ред. Старченко В.В.). СПб.: ВСЕГЕИ.

  32. Bhatia M.R., Crook K.A.W. (1986) Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins. Contrib. Miner. Petrol. (92), 181-193.

  33. Condie K.C. (1993) Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales. Chem. Geol. 104, 1-37.

  34. Cullers R.L. (2002) Implications of elemental concentrations for provenance, redox conditions, and metamorphic studies of shales and limestones near Pueblo, CO, USA. Chem. Geol. 191(4), 305-327.

  35. Floyd P.A., Leveridge B.E. (1987) Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones. J. Geol. Soc. London. 144(4), 531-542.

  36. Ge W., Wu F., Zhou C., Abdel Rahman A.A. (2005) Emplacement age of the Tahe granite and its constraints on the tectonic nature of the Ergun block in the northern part of the Da Hinggan Range. Chin. Sci. Bull. 50(18), 2097-2105.

  37. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. (1988) Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material: implications for crustal evolution. Earth and Planet Sci. Lett. 1988(87), 249-265.

  38. Gou J., Sun D.Y., Ren Y.S., Liu Y.J., Zhang S.Y., Fu C.L., Wang T.H., Wu P.F., Liu X.M. (2013) Petrogenesis and geodynamic setting of Neoproterozoic and Late Paleozoic magmatism in the Manzhouli-Erguna area of Inner Mongolia, China: geochronological, geochemical and Hf isotopic evidence. J. Asian Earth Sci. (67–68), 114-137.

  39. Herron M.M. (1988) Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. J. Sediment. Petrol. 58(5), 820-829.

  40. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. (1984). Sm-Nd isotopic evolution of chondrites and achondrites, II. Earth and Planet. Sci. Lett. (67), 137-150.

  41. Liu H., Li Y., Wan Z., Lai Ch.-K. (2020) Early Neoproterozoic tectonic evolution of the Erguna Terrane (NE China) and its paleogeographic location in Rodinia supercontinent: Insights from magmatic and sedimentary record. Gondwana Res. (88), 185-200.

  42. Makishima A., Nagender B., Nakamura E. (2008) New sequential separation procedure for Sr, Nd and Pb isotope ratio measurement in geological material using MC-ICP-MS and TIMS. Geochemical J. (42), 237-246.

  43. McDonough W.F., Sun S.S. (1995) The composition of the Earth. Chem. Geol. 120, 223-253.

  44. Pin C., Briot D., Bassin C., Poitrasson F. (1994) Concominant separation of strontium and samarium–neodymium for isotopic analysis in silicate samples, based on specific extraction chromatography. Anal. Chim. Acta. (298), 209-217.

  45. Richard P., Shimizu N., Allègre C.J. (1976) 143Nd/146Nd A Natural Tracer: An Application to Oceanic Basalts. Earth Plan Sci Lett. (31), 269-278.

  46. Tanaka T., Togashi S., Kamioka H., Amakawa H., Kagami H., Hamamoto T., Yuhara M., Orihashi Y., Yoneda S., Shimizu H., Kunimaru T., Takahashi K., Yanagi T., Nakano T., Fujimaki H., Shinjo R., Asahara Y., Tanimizu M., Dragusanu C. (2000) JNdi-1: a neodymium isotopic reference in consistency with LaJolla neodymium. Chem. Geol. (168), 279-281.

  47. Tang J., Xu W.L., Wang F., Wang W., Xu M.J., Zhang Y.H. (2013) Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Erguna Massif, NE China: petrogenesis and implications for the breakup of the Rodinia supercontinent. Precambr. Res. (224), 597-611.

  48. Yang Y.H., Chu Z.Y., Wu F.Y., Xie L.W., Yang J.H. (2011) Precise and accurate determination of Sm, Nd concentrations and Nd isotopic compositions in geological samples by MC-ICP-MS. J. Anal. At. Spectrom. (26), 1237-1244.

  49. Wronkiewicz D.J., Condie K.C. (1987) Geochemistry of Archean shales from the Witwatersrand Supergroup, South Africa: source-area weathering and provenance. Geochim. Cosmochim. Acta. 51(9), 2401-2416.

  50. Wu F.Y., Sun D.Y., Ge W.C., Zhang Y.B., Grant M.L., Wilde S.A., Jahn B.M. (2011) Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China. J. Asian Earth Sci. 41(1), 1-30.

  51. Zhao S., Xu W.L., Tang J., Li Y., Guo P. (2016) Timing of formation and tectonic nature of the purportedly Neoproterozoic Jiageda Formation of the Erguna Massif, NE China: constraints from field geology and U-Pb geochronology of detrital and magmatic zircons. Precambrian Res. (281), 585-601.

  52. Zhou J.B., Wilde S.A., Zhang X.Z., Ren S.M., Zheng C.Q. (2011) Early Paleozoic metamorphic rocks of the Erguna block in the Great Xing’an Range, NE China: evidence for the timing of magmatic and metamorphic events and their tectonic implications. Tectonophysics. 499(1–4), 105-117.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геохимия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал