Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 3, стр. 25-40

ВВЕДЕНИЕ

Монголо-Охотский складчатый пояс протягивается в виде узкой полосы от Центральной Монголии до Охотского моря и представляет собой коллаж террейнов разного происхождения (Парфенов и др., 1999; Badarch et al., 2002; Nokleberg et al., 2005; Геодинамика …, 2006; Wang et al., 2015 и др.). Согласно существующим представлениям (Зоненшайн и др., 1990; Zhao et al., 1990; Zorin, 1999; Парфенов и др., 2003; Tomurtogoo et al., 2005; Metelkin et al., 2010 и др.), он сформировался на месте одноименного палеоокеана в результате сближения Сибирского кратона и Амурского микроконтинента. Большинство геодинамических моделей его формирования, основанных на результатах геологических и палеонтологических исследований, предполагают постепенное закрытие океана и омоложение слагающих его комплексов в северо-восточном направлении (Зоненшайн и др., 1990; Парфенов и др., 2003; Tomurtogoo et al., 2005 и др.). Существует также модель прерывистого (сегментарного) закрытия Монголо-Охотского палеоокеана (Диденко и др., 2010; Arzhannikova et al., 2022 и др.).

В составе Монголо-Охотского складчатого пояса выделяются террейны аккреционного клина двух типов (Парфенов и др., 1999). Террейны первого (А) типа сложены преимущественно турбидитами, вулканогенно-кремнистыми породами и известняками, а в составе террейнов второго (Б) типа наряду с зелеными сланцами, кремнисто-глинистыми, глинистыми и кремнистыми породами, а также известняками присутствуют фрагменты офиолитов (Парфенов и др., 1999). К настоящему времени накоплен значительный объем результатов геологических, геохимических, геохронологических и изотопно-геохимических исследований палеозойских и мезозойских осадочных толщ как для западной (Kelty et al., 2008; Bussien et al., 2011; Hara et al., 2013; Yang et al., 2015; Demonterova et al., 2017; Popeko et al., 2020; Arzhannikova et al., 2020, 2022 и др.), так восточной (Сорокин и др., 2015; Sorokin et al., 2020; Заика, Сорокин, 2020; Zaika, Sorokin, 2020 и др.) частей Монголо-Охотского складчатого пояса. Однако разработанные геодинамические модели его образования до сих пор во многом дискуссионны. При этом наибольший интерес представляет реконструкция истории формирования Монголо-Охотского пояса в мезозое, когда происходило закрытие океанического пространства.

В западной части Монголо-Охотского складчатого пояса выделяется Агинский террейн, состоящий из нескольких фрагментов (субтеррейнов) (Парфенов и др., 1999; Badarch et al., 2002; Руженцев, Некрасов, 2009 и др.). В пределах Восточно-Забайкальской части это Ононский (Онон-Кулиндинский) фрагмент. Среди стратифицированных образований в Ононском фрагменте распространены верхнепротерозойские (?) (Амантов, 1975) или среднепалеозойские (Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019) кремнистые, карбонатные, терригенно-карбонатные и вулканические образования агинско-борщовочного комплекса, которые несогласно перекрываются фаунистически охарактеризованными верхнепалеозойскими осадочными породами чиронской серии общей мощностью 3200–4200 м. Венчают разрез пермско-триасовые морские отложения (Парфенов и др., 1999; Руженцев, Некрасов, 2009; Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019). К наиболее молодым морским образованиям в структуре Ононского фрагмента Агинского террейна относятся терригенные и вулканогенные породы каменской свиты. Возраст каменской свиты точно не установлен. В песчаниках и алевролитах этой свиты обнаружен растительный детрит (Cladophlebis sp., Chekanowskia sp.) раннетриасового возраста, тогда как вулканиты этой свиты по данным K–Ar изотопного датирования имеют триасово-раннеюрский возраст (245–187 млн лет; Шивохин и др., 2010).

В пределах Ононского фрагмента Агинского террейна целенаправленные геохронологические (U–Pb) исследования ранее проводились только для магматических образований. Установлено, что возраст габбро и плагиогранитов Цугольского массива, который расположен на границе Агинского террейна и Аргунского супертеррейна, составляет 448 ± 9 млн лет (U–Th–Pb метод, SIMS) и 436 ± 4 млн лет (U–Pb метод, ID TIMS) соответственно (Лыхин и др., 2007; Руженцев, Некрасов, 2009). На северо-востоке рассматриваемого фрагмента Агинского террейна установлены девонские габбро (415–388 млн лет, U–Th–Pb метод, SIMS) (Руженцев, Некрасов, 2009). В то же время осадочные породы, слагающие Ононский фрагмент Агинского террейна, менее изучены. Сравнительно недавно были проведены комплексные исследования зеленых сланцев агинско-борщовочного динамометаморфического комплекса в бассейне р. Нынкен. Установлено, что нижняя возрастная граница накопления их протолитов, согласно U–Th–Pb датированию (LA-ICP-MS) детритовых цирконов, приходится на поздний кембрий (492 ± 6 млн лет; Popeko et al., 2020), что находится в противоречии с существующими представлениями о возрасте агинско-борщовочного комплекса (Амантов, 1975; Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019). В этой связи нами были проведены геохимические исследования песчаников в районе пади Тутхалтуй, а также U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологические и Lu–Hf изотопно-геохимические исследования выделенных из них детритовых цирконов. Эти песчаники на геологических картах последнего поколения (Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019) отнесены к среднепалеозойскому филлитовому подкомплексу агинско-борщовочного динамометаморфического комплекса.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПЕСЧАНИКОВ

Согласно тектоническим схемам западной части Монголо-Охотского складчатого пояса (Руженцев, Некрасов, 2009; Шивохин и др., 2010; Гордиенко и др., 2019), Ононский фрагмент Агинского террейна на севере граничит с Селенгино-Становым складчатым поясом, на западе – с Хэнтэй-Даурским террейном, а на востоке надвинут на породы Аргунского супертеррейна.

В краевой части Агинского террейна распространены образования агинско-борщовочного комплекса (Богач, 2000; Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019), ранее (Тулохонов, 1962) рассматриваемые в составе кулиндинской и ононской свит. В составе агинско-борщовочного комплекса выделяются два подкомплекса. Первый филлитовый подкомплекс сложен филлонитами, альбит-кварц-серицитовыми, альбит-серицит-кварцевыми и углеродисто-кварц-серицитовыми сланцами. Второй зеленосланцевый подкомплекс сложен альбит-эпидот-хлоритовыми, альбит-хлорит-эпидот-актинолитовыми, серицит-кварцевыми, кварц-серицитовыми, углеродисто-кварц-серицитовыми сланцами, кварцитами и мраморами. Возраст пород агинско-борщовочного комплекса принят среднепалеозойским (Шивохин и др., 2010). В то же время И.Г. Рутштейн (2000) не исключал, что некоторые фрагменты агинско-борщовочного комплекса имеют более длительную (палеозой–ранний мезозой) историю формирования.

С целью выявления основных источников сноса кластического материала и уточнения нижней возрастной границы накопления пород агинско-борщовочного комплекса Ононского фрагмента Агинского террейна нами был проведен анализ геохимического состава песчаников, отобранных в районе пади Тутхалтуй, а также U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологические и Lu–Hf изотопно-геохимические исследования выделенных из них детритовых цирконов (рис. 1).

Рис. 1.

Геологическая схема Ононского фрагмента Агинского террейна. Составлена по (Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019), с изменениями авторов. 1 – кайнозойские рыхлые отложения, 2 – береинский плагиогранитовый комплекс позднетриасового возраста, 3 – каменский андезит-дацитовый комплекс позднетриасового возраста, 4 – осадочные породы позднетриасового возраста, 5 – осадочные породы Чиронского прогиба позднепалеозойского возраста, 6 – осадочные и вулканогенно-осадочные породы устьборзинской свиты средне-позднедевонского возраста, 7 – среднепалеозойские образования агинско-борщовочного комплекса, 8 – участок выходов исследованных нижнеюрских песчаников пади Тутхалтуй, 9 – достоверные геологические границы стратиграфических подразделений согласного (а) и несогласного (б) залегания, 10а – разломы, 10б – надвиги, 11 – место отбора образца для U–Th–Pb геохронологических и Lu–Hf изотопно-геохимических исследований и его номер. Врезка: звездочка – район исследований, заштрихованная область – Монголо-Охотский складчатый пояс.

В нашей коллекции образцов преобладают песчаники серого и буровато-серого цвета с мелко-крупнозернистой псаммитовой структурой и массивной текстурой. Песчаники сложены угловатыми и слабоокатанными обломками кварца, полевых шпатов, а также обломками вулканических пород кислого состава, серицит-кварцевых сланцев, эпидот-кремнистых и эпидот-кремнисто-актинолитовых сланцев. Редко встречается кальцит. Среди слюд в виде единичных чешуек наблюдаются биотит (часто хлоритизированный) и мусковит. Цемент гидрослюдистый, контактово-порового типа. Акцессорные минералы: циркон, сфен, апатит, гранат и магнетит. Для песчаников характерна плохая сортировка обломочного материала.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определение содержаний породообразующих элементов и Zr в породах выполнено рентгенофлуоресцентным методом в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск) на рентгеновском спектрометре Pioneer 4S, а содержания микроэлементов (Li, Ga, Rb, Sr, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Y, Nb, Ta, Th, U, Pb, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn) определены методом ICP-MS в Институте тектоники и геофизики ДВО РАН (г. Хабаровск) на масс-спектрометре Elan 6100 DRC. Гомогенизация порошковых проб для рентгенофлуоресцентного анализа осуществлялась путем их сплавления со смесью метабората и тетрабората лития в муфельной печи при Т = 1050–1100°С. Величины интенсивности аналитических линий в ходе анализа корректировались на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Вскрытие образцов для определения содержаний малых элементов методом ICP-MS проводилось путем кислотного разложения. Для калибровки чувствительности масс-спектрометра по всей шкале масс были использованы стандартные растворы, включающие все анализируемые элементы. Относительная погрешность определения содержаний породообразующих элементов и микроэлементов составила 3–10%.

Выделение детритовых цирконов выполнено в минералогической лаборатории Института геологии и природопользования ДВО РАН с применением тяжелых жидкостей. U–Th–Pb геохронологические исследования индивидуальных зерен цирконов проведены в Геохронологическом центре Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) на ICP масс-спектрометре Thermo Element 2, оснащенном системой лазерной абляции Photon Machines Analyte G2. Диаметр кратера составлял 20 мкм, глубина – 15 мкм. Детальное описание аналитических процедур приведено на сайте лаборатории (www.laserchron.org). Конкордантные возрасты рассчитаны в программе Isoplot v. 3.6 (Ludwig, 2008). Только они использовались для построения кривых относительной вероятности возраста детритовых цирконов.

Lu–Hf изотопно-геохимические исследования цирконов выполнены также в Геохронологическом центре Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) с использованием многоколлекторного масс-спектрометра с индукционно-связанной плазмой (MC-ICP-MS) Nu High-Resolution и эксимерного лазера Analyte G2. При этом Lu–Hf изотопные анализы проводились в тех же участках зерен циркона, для которых были получены U–Th–Pb геохронологические данные. Детали аналитической методики изложены на сайте лаборатории (www.laserchron.org). Для расчета величин ε_Hf(t) использованы константа распада ¹⁷⁶Lu (λ = 1.867e^–11) по (Sherer et al., 2001; Söderlund et al., 2004), хондритовые отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf (0.282785) и ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf (0.0336) по (Bouvier et al., 2008). Коровые Hf-модельные возрасты t_Hf(C) рассчитаны, исходя из среднего отношения ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf в континентальной коре 0.0093 (Vervoort, Patchett, 1996; Amelin, Davis, 2005). Для расчета изотопных параметров деплетированной мантии использованы современные отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.28325 и ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0384 (Griffin et al., 2004).

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb (LA-ICP-MS) ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И Lu–Hf ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Из 121 зерна детритовых цирконов, извлеченных из песчаника, конкордантные значения возрастов получены для 73 зерен. Доминирующая часть цирконов имеет палеозойский (281–531 млн лет) и мезозойский (195–222 млн лет) возраст. В меньшем количестве встречаются неопротерозойские (769–884 млн лет) и палеопротерозойские (1802–1849 млн лет) цирконы. Главные максимумы на кривой относительной вероятности соответствуют значениям 200, 343, 411, 516, 783 и 1811 млн лет (рис. 2). Наиболее молодая популяция детритовых цирконов имеет возраст 196 ± 8 млн лет. Цирконы имеют различную морфологию и характер зональности. Палеозойские и мезозойские цирконы представлены преимущественно дипирамидально-призматическими кристаллами с четкой осцилляторной зональностью (рис. 3а–3д), которая указывает на первично-магматическое происхождение цирконов. Наиболее древние нео- и палеопротерозойские цирконы представлены окатанными зернами (рис. 3е).

Рис. 2.

Кривая относительной вероятности возрастов детритовых цирконов из песчаника пади Тутхалтуй Ононского фрагмента Агинского террейна (обр. Ю-102).

Рис. 3.

Катодолюминесцентные изображения зерен детритовых цирконов из образца нижнеюрского песчаника Ононского фрагмента Агинского террейна (обр. Ю-102).

Изотопно-геохимические (Lu–Hf) исследования были проведены для 9 зерен цирконов, характеризующихся конкордантными значениями возрастов. Установлено, что детритовые цирконы палеозойского возраста характеризуются слабо отрицательными и положительными значениями ε_Hf(t) = –1.4…+7.7 при t_Hf(С) = 0.7–1.3 млрд лет, а цирконы раннеюрского возраста имеют околонулевые значения ε_Hf(t) = –1.4…+1.2 при t_Hf(С) =1.0–1.1 млрд лет (рис. 4, табл. 1).

Рис. 4.

График возраст–ε_Hf(t) для детритовых цирконов из нижнеюрского песчаника Ононского фрагмента Агинского террейна (обр. Ю-102). Сокращения: DM – деплетированная мантия, CHUR – однородный хондритовый резервуар.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПЕСЧАНИКОВ

Химический состав осадочных пород несет в себе информацию о палеотектонических обстановках накопления отложений, составе и степени химической “зрелости” пород областей сноса. Результаты химического состава представительных образцов нижнеюрских песчаников приведены в табл. 2. На классификационных диаграммах log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Na₂O/K₂O) (Петтиджон и др., 1976) и log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Fe₂O₃/K₂O) (Herron, 1988) они соответствуют преимущественно грауваккам (рис. 5а, 5б).

Рис. 5.

Диаграммы (а) log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Na₂O/K₂O) (Петтиджон и др., 1976), (б) log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Fe₂O₃/K₂O) (Herron, 1988) для нижнеюрских песчаников Ононского фрагмента Агинского террейна.

Нижнеюрские песчаники по содержанию основных породообразующих компонентов, лежащих в основе диаграмм Na₂O–CaO–K₂O (Bhatia, 1983) и (CaO + MgO)–SiO₂/10–(Na₂O + K₂O) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), близки к осадкам, сформированным за счет пород кислого состава (рис. 6а, 6б). Подобный вывод также следует из диаграмм Th–La–Sc (Cullers, 2002), Hf–Th–Co (Wronkiewicz, Condie, 1987), La/Sc–Th/Co (Cullers, 2002), Hf–La/Th (Floyd, Leveridge, 1987) (рис. 6в–6е). Кроме того, на кислый состав пород областей сноса указывает и характер распределения редкоземельных элементов. Так, в нижнеюрских песчаниках суммарные содержания редкоземельных элементов варьируют от 126 до 183 мкг/г (табл. 2). Распределение лантаноидов умеренно дифференцированное ([La/Yb]_n = 7.29–15.55) при четко проявленной отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.61–0.68) (рис. 7а).

Рис. 6.

Диаграммы (а) Na₂O–CaO–K₂O (Bhatia, 1983), (б) (CaO + MgO)–SiO₂/10–(Na₂O + K₂O) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), (в) Th–La–Sc (Cullers, 2002), (г) Hf–Th–Co (Wronkiewicz, Condie, 1987), (д) La/Sc–Th/Co (Cullers, 2002), (е) Hf–La/Th (Floyd, Leveridge, 1987) для нижнеюрских песчаников Ононского фрагмента Агинского террейна. Сокращения (а): А – андезиты, D – дациты, Gr – гранодиориты, G – граниты, R – рециклированные осадки; (г): GR – граниты, TON – тоналиты, TH – толеиты, KOM – коматииты.

Рис. 7.

График распределения редкоземельных элементов (а) и спайдер-диаграмма (б) для нижнеюрских песчаников Ононского фрагмента Агинского террейна. Составы хондрита по (McDonough, Sun, 1995) и верхней континентальной коры по (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

В изученных песчаниках концентрации большинства микроэлементов приближаются к таковым в верхней континентальной коре при незначительном дефиците Nb, Ta, Sr (рис. 7б). Стоит отметить низкие содержания “транзитных” микроэлементов (Sc, Co, V, Ni). Близкие содержания этих элементов типичны для фанерозойских кислых и средних магматических пород (Condie, 1993).

Для песчаников характерны относительно умеренные значения химического индекса выветривания CIW (Harnois, 1988) и высокие величины кремне-титанового индекса STI (Jayawardena, Izawa, 1994) (табл. 2), что свидетельствует о преобладании механического разрушения исходных пород при подчиненной роли химического выветривания.

Для реконструкции палеотектонической обстановки накопления нижнеюрских песчаников использовались диаграммы (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–K₂O/Na₂O, (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–Al₂O₃/(CaO + Na₂O), (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–Al₂O₃/SiO₂, (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–TiO₂ (Bhatia, 1983). Фигуративные точки составов песчаников на этих диаграммах расположены в поле осадочных пород, накопление которых происходило в обстановке активной континентальной окраины и континентальной островной дуги (рис. 8). На диаграмме Th–La (Bhatia, Crook, 1986) рассматриваемые песчаники тяготеют к области составов, характерных для песчаников континентальной островной дуги (рис. 9а). Аналогичный вывод следует из диаграммы F1–F2 (Bhatia, 1983) (рис. 9б). На основе анализа содержаний основных породообразующих компонентов в осадочных породах предложена новая дискриминационная диаграмма DF1_{(Arc-Rift-Col)}–DF2_{(Arc-Rift-Col)} (Verma, Armstrong-Altrin, 2013). Нижнеюрские песчаники имеют высокие содержания SiO₂ (68.48–72.18 мас. %, табл. 2), в связи с чем для определения палеотектонической обстановки их накопления использовалась диаграмма DF1_{(Arc-Rift-Col)m1}–DF2_{(Arc-Rift-Col)m1} с полями для высококремнистых осадочных пород. Фигуративные точки составов песчаников по значениям DF1_{(Arc-Rift-Col)m1} и DF2_{(Arc-Rift-Col)m1} локализуются вдоль линии, разделяющей осадки, сформированные в обстановке островной дуги и континентального рифта (рис. 9в).

Рис. 8.

Диаграммы (а) (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–K₂O/Na₂O, (б) (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–Al₂O₃/(CaO + Na₂O), (в) (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–Al₂O₃/SiO₂, (г) (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + MgO)–TiO₂ (Bhatia, 1983) для нижнеюрских песчаников Ононского фрагмента Агинского террейна. Поля, характеризующие песчаники из тектонических обстановок: А – океанические островные дуги, В – континентальные островные дуги, С – активные континентальные окраины, D – пассивные континентальные окраины.

Рис. 9.

Диаграммы (а) Th–La (Bhatia, Crook, 1986), (б) F1–F2 (Bhatia, 1983), (в) DF1_{(Arc-Rift-Col)m1}–DF2_{(Arc-Rift-Col)m1} (Verma, Armstrong-Altrin, 2013) для нижнеюрских песчаников Ононского фрагмента Агинского террейна. (а): Поля, характеризующие песчаники из тектонических обстановок: А – океанические островные дуги, В – континентальные островные дуги, С – активные континентальные окраины, D – пассивные континентальные окраины. (б): F1 = 0.303 – 0.0447SiO₂ – 0.972TiO₂ + 0.008Al₂O₃ – 0.267 × 0.74${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + 0.208 × 0.23${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ – 3.082MnO + 0.14MgO + + 0.195CaO + 0.719Na₂O – 0.032K₂O + 7.51P₂O₅; F2 = 43.57 – 0.421SiO₂ + 1.988TiO₂ – 0.526Al₂O₃ – 0.551 × 0.74${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ – – 1.61 × 0.23${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ + 2.72MnO + 0.881MgO – 0.907CaO – 0.177Na₂O – 1.84K₂O + 7.244P₂O₅. (в) DF1 _{(Arc-Rift-Col)m1} = (–0.263ln(TiO₂/SiO₂)_adj) + (0.604ln(Al₂O₃/SiO₂)_adj) + (–1.725ln(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$/SiO₂)_adj) + + (0.660ln(MnO/SiO₂)_adj) + (2.191ln(MgO/SiO₂)_adj) + (0.144ln(CaO/SiO₂)_adj) + (–1.304ln(Na₂O/SiO₂)_adj) + + (0.054ln(K₂O/SiO₂)_adj) + (–0.330ln(P₂O₅/SiO₂)_adj) + 1.588; DF2_{(Arc-Rift-Col)m1} = (–1.196 ln(TiO₂/SiO₂)_adj) + + (1.064ln(Al₂O₃/SiO₂)_adj) + (0.303ln(${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$/SiO₂)_adj) + (0.436ln(MnO/SiO₂)_adj) + (0.838ln(MgO/SiO₂)_adj) + + (‒0.407ln(CaO/SiO₂)_adj) + (1.021ln(Na₂O/SiO₂)_adj) + (–1.706ln(K₂O/SiO₂)_adj) + (–0.126ln(P₂O₅/SiO₂)_adj) – 1.068.

ОБСУЖДЕНИЕ

Полученные результаты исследований оказались достаточно неожиданными. Во-первых, установлено, что наиболее молодая популяция детритовых цирконов из песчаников, отобранных в бассейне пади Тутхалтуй, ранее относимых к образованиям агинско-борщовочного комплекса, имеет раннеюрский возраст (196 ± 8 млн лет). Эти данные находятся в противоречии с существующими представлениями о рифейском (Амантов, 1975) и среднепалеозойском (Шивохин и др., 2010; Рутштейн и др., 2019) возрасте пород агинско-борщовочного комплекса. Учитывая, что нижняя возрастная граница накопления протолитов сланцев агинско-борщовочного комплекса бассейна р. Нынкен, согласно результатам U–Th–Pb (LA-ICP-MS) датирования детритовых цирконов, составляет 492 ± 6 млн лет (Popeko et al., 2020), в состав агинско-борщовочного комплекса в настоящее время включены разновозрастные породы. Стоит также отметить, что ранее для палеозойских (?) метаосадочных пород Тукуринского фрагмента Агинского террейна (Заика и др., 2018) и Джагдинского террейна (Sorokin et al., 2020) Монголо-Охотского складчатого пояса также были получены раннемезозойские конкордантные значения возраста для наиболее молодых популяций детритовых цирконов. Следовательно, в структуре Монголо-Охотского складчатого пояса, в том числе в пределах Восточного Забайкалья, наиболее широко развиты терригенные отложения мезозойского возраста.

Во-вторых, U–Th–Pb датирование детритовых цирконов позволяет не только уточнить нижнюю возрастную границу накопления осадочных толщ, но и реконструировать основные источники сноса кластического материала. Согласно полученным данным, в рассматриваемых песчаниках преобладают палеозойские и мезозойские зерна детритовых цирконов, характеризующиеся нео- и мезопротерозойскими значениями Hf-модельного возраста (t_Hf(С) = 0.7–1.3 млрд лет). Главными источниками палеозойских цирконов могли быть магматические комплексы каледонских и герцинских островодужных систем древнего палеоокеана, разделявшего Сибирский кратон и Амурский супертеррейн в палеозое (Гордиенко, 2006; Гордиенко и др., 2010, 2019). Источниками наиболее молодых мезозойских цирконов, вероятно, являются образования раннемезозойского вулкано-плутонического комплекса Агинского террейна (Руженцев, Некрасов, 2009; Шивохин и др., 2010).

Источниками незначительной популяции неопротерозойских детритовых цирконов, по-видимому, являются образования Икат-Багдаринской зоны (Некрасов и др., 2006, 2007), а также Келянской и Катаевской островодужных систем (Гордиенко, 2006). Наиболее древние палеопротерозойские зерна цирконов, скорее всего, поступали за счет вовлечения в осадконакопление гранитоидов (Донская и др., 2005; Донская, 2019; Сальникова и др., 2007 и др.) и габбро-анортозитов (Бучко и др., 2008) палеопротерозойского возраста, которые развиты в южном обрамлении Сибирского кратона.

Далее обратимся к вопросу о геодинамической обстановке накопления. Во-первых, исследованные песчаники по химическому составу соответствуют грауваккам, обломочный материал в них плохой сортировки и имеет угловатую и слабоокатанную форму, среди обломков присутствуют вулканические породы. Во-вторых, низкая степень химической “зрелости” исходных пород и их близость по химическому составу к породам, сформированным в обстановке активной континентальной окраины и островной дуги, наличие значительного количества раннеюрских детритовых цирконов свидетельствуют о накоплении песчаников в период тектонической и магматической активности региона. Эти данные в совокупности с существующими моделями формирования террейнов, входящих в состав Монголо-Охотского складчатого пояса (Парфенов и др., 1999; Гордиенко, 2006; Гордиенко и др., 2019; Руженцев, Некрасов, 2009; Шевченко и др., 2014; Arzhannikova et al., 2022 и др.), позволяют предполагать, что нижнеюрские песчаники отражают завершающий этап субдукции в структуре Агинского террейна.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основные результаты проведенных исследований сводятся к следующему:

1. Песчаники пади Тутхалтуй характеризуются близкими вариациями химического состава и соответствуют грауваккам, сформированным за счет размыва химически “незрелых” исходных пород преимущественно кислого состава;

2. Основными источниками сноса кластического материала являлись магматические породы мезозойского и палеозойского возраста при незначительном вкладе более древних нео- и палеопротерозойских магматических образований;

3. Возраст наиболее молодой популяции детритовых цирконов из песчаника пади Тутхалтуй составляет 196 ± 8 млн лет; в этой связи нижняя граница их накопления приходится на раннюю юру, и, следовательно, рассматриваемые песчаники отражают не среднепалеозойский этап развития Агинского террейна, а раннеюрский;

4. Положение фигуративных точек изученных песчаников на тектонических дискриминационных диаграммах в совокупности с их минералого-петрографическими особенностями и присутствием значительной популяции раннеюрских детритовых цирконов свидетельствует об их накоплении в обстановке, связанной с субдукционными процессами, что согласуется с существующими геодинамическими моделями формирования Монголо-Охотского складчатого пояса.

Благодарности. Авторы благодарят сотрудников аналитических лабораторий Института геологии и природопользования ДВО РАН (Е.Н. Воропаеву, О.Г. Медведеву, В.И. Рождествину, Е.С. Сапожник, Е.В. Ушакову), Института тектоники и геофизики ДВО РАН (В.Е. Зазулину, Е.М. Голубеву, А.В. Штареву), а также персонал Геохронологического центра Аризонского университета (Arizona LaserChron Center, USA) за выполнение аналитических исследований.