научная статья по теме ИСТОЧНИКИ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ АССОЦИАЦИЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ АМУРСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА Геология

Текст научной статьи на тему «ИСТОЧНИКИ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ АССОЦИАЦИЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ АМУРСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА»

УДК 552.3+550.4+551.24

ИСТОЧНИКИ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ АССОЦИАЦИЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ АМУРСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА

© 2014 г. А. А. Сорокин*, А. Б. Котов**, В. П. Ковач**, В. А. Пономарчук***, В. М. Саватенков**

*Институт геологии и природопользования ДВО РАН ул. Б. Хмельницкого, 2, Благовещенск, 675000 Россия; e-mail: sorokin@ascnet.ru

**Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 119991 Россия; e-mail: abkotov-spb@mail.ru ***Институт геологии и минералогии СО РАН просп. Академика Коптюга, 3, Новосибирск, 630090 Россия; e-mail: ponomar@igm.nsc.ru

Поступила в редакцию 16.01.2013 г.

Получена после доработки 14.02.2013 г.

В результате обобщения полученных на сегодняшний день геохронологических данных показано, что позднемезозойские магматические ассоциации северо-восточной части Амурского микроконтинента относятся по крайней мере к трем возрастным группам (142—125, 124—115 и <110 млн лет). Возраст этих ассоциаций уменьшается по мере приближения к тихоокеанской окраине Азиатского континента. В этом же направлении происходит смена источников родоначальных для них расплавов: континентальная кора (142—125 млн лет) —»- континентальная кора + PREMA(DM) (124— 115 млн лет) —»- континентальная кора + PREMA(DM) + EMII (<110 млн лет). Изотопно-геохимические (Sr-Nd) особенности интрузивных и вулканических пород позднемезозойских магматических ассоциаций северо-восточной части Амурского микроконтинента свидетельствуют о том, что их формирование связано с геодинамическими обстановками, предполагающими участие в магмо-образовании обогащенного мантийного источника. Среди них в качестве наиболее вероятных можно назвать: 1) обстановку скольжения плит, сопровождавшуюся образованием под континентальной окраиной "астеносферного окна"; 2) надвигание в позднем мезозое края Азиатского континента на Восточно-Азиатское горячее поле мантии; 3) подъем астеносферной мантии в результате отслаивания нижней части коры в ходе закрытия Монголо-Охотского океана, обусловленного столкновением Амурского микроконтинента и Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового су-пертеррейнов Центрально-Азиатского складчатого пояса.

DOI: 10.7868/S0869590313050063

ВВЕДЕНИЕ

Проблемы формирования позднемезозойских магматических ассоциаций восточной окраины Азии уже более полувека широко обсуждаются в геологической литературе (Ициксон и др., 1965; Вулканические пояса..., 1984; Геологическая..., 1999; Соколов и др., 1999; Гордиенко и др., 2000; Ярмолюк и др., 2011; Парфенов и др., 2003, Хан-чук и др., 1997; Ханчук, Иванов, 1999; Сахно, 2001; Геодинамика., 2006; Акинин, Миллер, 2011; Мартынов и др., 2007; Филатова, 1988 и др.). В первую очередь, это объясняется тем, что позднемезозойские вулканические и вулканоплуто-нические пояса, протянувшиеся на сотни километров вдоль тихоокеанской окраины Азиатского континента, являются превосходными объектами для изучения процессов магмообразования на границах континентальных и океанических плит. К сожалению, до недавнего прошлого для них практически отсутствовали надежные определе-

ния возраста. Этот пробел был восполнен лишь в последние годы, за которые был получен значительный объем U-Pb и 40Ar/39Ar геохронологических данных (Акинин, Миллер, 2011; Сорокин и др., 2004, 2008, 2009, 2010а, 2010б, 2013; Дербеко и др., 2008а, 2008б; Стриха, 2006; Сотников и др., 2007; Fan et al., 2003; Wang et al., 2006; Zhang et al., 2008 и др.), позволяющих наметить хронологию позднемезозойской магматической деятельности в пределах отдельных структур Восточной Азии. В свою очередь, это дает возможность подойти к идентификации источников родоначальных для позднемезозойских магматических ассоциаций расплавов, что, наряду с изучением их геохимических особенностей, является основой для разработки петрологических и геодинамических моделей их формирования. В настоящей работе в этом плане обсуждаются результаты Rb-Sr и Sm-Nd изотопно-геохимических исследований поздне-мезозойских магматических пород северо-во-

сточной части Амурского микроконтинента Центрально-Азиатского складчатого пояса.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

Эпипалеозойский Амурский микроконтинент представляет собой гетерогенное сооружение, в состав которого входят Аргун-Идермегский, Бу-рея-Цзямусинский и Южно-Монгольско-Хин-ганский супертеррейны Центрально-Азиатского складчатого пояса (Парфенов и др., 1999, 2003; Parfenov et al., 2004; Геодинамика..., 2006; Nokleberg et al., 2010). В качестве раннедокембрийского "основания" этого микроконтинента обычно рассматриваются метаморфические породы гон-жинской и амурской серий (Геологическая. , 1999; Геодинамика., 2006 и др.). Однако в последние годы показано, что формирование протолитов метаморфических пород этих серий произошло не ранее позднего протерозоя, а наложенные на них структурно-метаморфические преобразования имеют фанерозойский возраст (Wilde et al., 2003; Котов и др., 2009а, 2009б, 2009в, 2013; Сальникова и др., 2012). Кроме того, в пределах Аргун-Идермегского и Бурея-Цзямусинского супертер-рейнов выделяют условно позднедокембрийские вулканогенно-терригенные и терригенно-карбо-натные отложения чаловской, туранской и хин-ганской серий (Решения., 1994; Мартынюк и др., 1990; Геологическая., 1999, Козырев, 2001а, 2001б и др.). К сожалению, предполагаемый возраст большинства из этих стратиграфических подразделений не подтвержден палеонтологическими и геохронологическими данными. Исключение составляет только хинганская серия, для которой на основании находок нижнеатдаб-анских микрофитолитов, губок и брахиопод определена верхняя возрастная граница (нижний кембрий), а нижняя условно считается позднери-фейской (Решения., 1994; Геодинамика., 2006).

Доминирующую роль в геологическом строении Амурского микроконтинента играют палеозойские терригенно-карбонатные отложения, а также палеозойские и раннемезозойские интрузивные комплексы (Геологическая., 1999, Геодинамика 2006), которые перекрыты юрскими фли-шоидными отложениями Вехнеамурского, Зея-Депского и Буреинского прогибов. Позднемезо-зойские магматические ассоциации Амурского микроконтинента, которые являются предметом данного исследования, обычно рассматриваются в составе Большехинганского, Умлекано-Огод-жинского и Хингано-Охотского вулканоплуто-нических поясов (Геологическая., 1999; Горди-енко и др., 2000; Парфенов и др., 2003; Геодинамика., 2006) (рис. 1).

Наиболее древними из позднемезозойских магматических образований Амурского микроконтинента являются гранитоиды верхнеамурского и буриндинского комплексов, слагающие различные по площади (до 600 км2) массивы: Игакский, Талалинский, Ольгинский, Тыгдин-ский (Сергеевский), Нижнеурканский, Ускалин-ский, Буриндинский, Елнинский и др. (рис. 1).

Гранитоиды верхнеамурского комплекса представлены неотчетливо порфировидными крупно-среднезернистыми биотит-роговообманковыми кварцевыми диоритами и гранодиоритами первой (главной) фазы, порфировидными средне- и мелкозернистыми биотит-роговообманковыми гранитами и гранодиоритами второй фазы и, наконец, аплитами третьей фазы (Козырев, 2001а, 2001б). Среди гранитоидов буриндинского комплекса, в составе которого выделяют до пяти интрузивных фаз (Мартынюк и др., 1990), преобладают порфировидные среднезернистые биотит-роговообманковые кварцевые диориты и грано-диориты первой фазы, слагающие разнообразные по морфологии интрузивные тела — от мелких даек до лополитов, занимающих по площади первые сотни квадратных километров (Козырев, 2001а, 2001б).

В существующих схемах корреляции магматических образований (Мартынюк и др., 1990; Козырев, 2001а, 2001б) гранитоиды верхнеамурского комплекса считаются более древними по отношению к гранитоидам буриндинского комплекса. Однако в результате 40Аг/39Аг гехронологических исследований было показано, что они имеют близкие возрасты в интервале значений 142— 127 млн лет (Сорокин и др., 2004). Исключение составляют только гранодиориты Талалинского массива (117 ± 2 млн лет) и субщелочные граниты Джиктандинского массива (119 ± 1 млн лет) (8о-гокт, РопошагеИик, 2002; Сорокин и др., 2013), которые, по-видимому, относятся к более молодой вулканоплутонической ассоциации.

Гранитоиды верхнеамурского и буриндинского комплексов перекрываются (Козырев, 2001а, 2001б) вулканическими породами талданского комплекса, которые образуют Талданское, Гуда-чинское, Чаловское, Нюкжинское, Иворовское, Коврижкинское, Дульнейское, Невенское, Чер-няевское и другие более мелкие вулканические поля (рис. 1). Среди вулканических пород этого комплекса доминируют роговообманковые и биотит-роговообманковые андезибазальты, тра-хиандезибазальты, андезиты, трахиандезиты, да-циандезиты и дациты. В некоторых случаях встречаются разновидности этих пород с клино-и ортопироксеном, оливином, а также с базальти-ческой роговой обманкой. Возраст вулканических пород талданского комплекса находится в интервале 127—125 млн лет (40Аг/39Аг метод; Со-

рокин и др., 2004; Сотников и др., 2007). К тал-данскому вулканическому комплексу также отнесены андезибазальты Желтунакского и Умлекан-ского полей (Зубков, Вольский, 1984) (рис. 1). Однако в пределах этих полей, помимо вулканических пород с возрастом около 123 млн лет, присутствуют и более молодые вулканические породы с возрастом 118—108 млн лет (40Аг/39Аг метод; Сорокин и др., 2004, 2009).

В течение следующего этапа позднемезозой-ского магматизма северо-восточной части Амурского микроконтинента произошло формирование вулканических пород галькинского бимодального комплекса и ассоциирующих с ними гранитоидов. Они образуют серию полей (Галь-кинское, Коврижкинское, Магдагачинское, Невенское, Осежинское (рис. 1)) (Мартынюк и др., 1990; Козырев, 2001а, 2001б), в пределах которых нередко встречаются более древние андезиты тал-данского комплекса. Кроме того, породы бимодальной ассоциации выходят на дневную поверхность из-под чехла рыхлых отложений Амуро-Зейской депрессии в береговых обнажениях р. Амур, где образуют Корсаковское поле и отнесены к поярковскому комплексу (рис. 1)

Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.

Показать целиком