СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ, 2007, том 15, № 3, с. 3-21
УДК 552.32 : 551.73(571.61)
РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ГАББРО-ГРАНИТОИДНЫЕ АССОЦИАЦИИ ВОСТОЧНОГО СЕГМЕНТА МОНГОЛО-ОХОТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА (ПРИАМУРЬЕ): ВОЗРАСТ И ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
© 2007 г. А. А. Сорокин*, А. Б. Котов**, Е. Б. Сальникова**, Н. М. Кудряшов***,
В. П. Ковач**
*Институт геологии и природопользования ДВО РАН, Благовещенск **Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург ***Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты Поступила в редакцию 17.01.2006 г.
Проведены комплексные геохронологические (Ц-РЬ метод по циркону), геохимические и изотопно-геохимические исследования магматических пород Пиканского и Уньинского массивов, расположенных в пределах восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. В составе Пиканского массива выделены две разновозрастных ассоциации: среднеордовикская (468 ± 4 млн. лет) габбро-то-налитовая высокоглиноземистая и позднесилурийская-раннедевонская (415 ± 7 млн. лет) гранодио-рит-гранитовая. Для лейкократовых гранитов Уньинского массива установлен позднеордовикский (454 ± 5 млн. лет) возраст. Предполагается, что и Пиканский, и Уньинский массивы представляют собой "чужеродные блоки" - отторженцы континентального обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса, тектонически "помещенные" в структуру складчатого пояса на последних этапах его формирования.
Ключевые слова. Монголо-Охотский складчатый пояс, геохронология, и-РЬ метод, ранний палеозой, граниты, Приамурье.
ВВЕДЕНИЕ
Монголо-Охотский складчатый пояс, который в виде узкой прерывистой полосы прослеживается от Охотского моря до Центральной Монголии на расстояние более чем 3000 км, является одним из главных структурных элементов Центральной и Восточной Азии (рис. 1). Согласно современным тектоническим моделям (Парфенов и др., 1999; ^ЫеЬе^ et а1., 2001; Парфенов и др., 2003 и др.), этот пояс рассматривается в качестве реликта океанического пространства, закрывшегося в позднем палеозое - раннем мезозое в результате смыкания Северо-Азиатского кратона и Амурского микроконтинента (супертеррейна). Несмотря на то, что проблемам строения и тектонической эволюции Монголо-Охотского складчатого пояса в геологической литературе уделяется достаточно много внимания (Кузьмин, 1985; Зо-неншайн и др., 1990; Натальин, 1991; Натальин, Борукаев, 1991; Парфенов и др., 1999; ^к1еЬе^ et а1., 2001; Парфенов и др., 2003 и др.), многие кардинальные вопросы его формирования до сих пор не решены, что в первую очередь обусловлено дефицитом геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических данных. В частности, на сегодняшний день практически отсутствуют дан-
ные о возрасте выделяемых в структуре пояса офиолитовых ассоциаций. Кроме того, лишь в последние годы появились геохронологические данные, свидетельствующие об активном характере развития обрамляющих пояс континентальных блоков в среднем и позднем палеозое (Сорокин, Дриль, 1998; Казимировский и др., 2000; Ка-зимировский и др., 2002; Сорокин и др., 2002; Козлов и др., 2003). Получены геохронологические свидетельства присутствия в пределах восточного сегмента пояса позднепалеозойских гранитоидных ассоциаций, формирование которых, скорее всего, связано с развитием периферических частей магматических дуг, расположенных вдоль структур его обрамления (Сорокин и др., 2003).
В то же время история формирования Монголо-Охотского складчатого пояса, по крайней мере, его восточного сегмента, не может быть реконструирована без выяснения природы пикан-ского магматического комплекса. К этому комплексу большинство геологов (Геология зоны БАМ, 1988; Мартынюк и др., 1990; Геологическая карта..., 1999 и др.) относят многочисленные интрузии (Крестовский, Пиканский, Дугдинский и др. массивы), сложенные ультрабазитами, габб-
ро и диоритами при подчиненной роли гранитои-дов, которые в виде узкой прерывистой полосы трассируют границу складчатого пояса и его обрамления, а также Уньинский массив, расположенный в осевой части Джагдинского террейна (рис. 1). Пространственная сопряженность интрузий пиканского комплекса с разломами породила широко распространенное представление о трещинном характере их внедрения, при этом в его составе выделялось до четырех интрузивных фаз (Геология зоны БАМ, 1988; Мартынюк и др., 1990 и др.).
Достоверные сведения о возрасте пиканского комплекса до недавнего времени, к сожалению, отсутствовали; большинство исследователей условно относили его к среднему, среднему -позднему или позднему палеозою (Кириллова, Турбин, 1979; Парфенов 1984; Геология зоны БАМ, 1988; Мартынюк и др., 1990; Геологическая карта., 1999). При этом Л.М. Парфенов и Б.А. Натальин (Парфенов, 1984; Натальин, 1986) полагали, что массивы этого комплекса являются фрагментами офиолитовых ассоциаций, а М.И. Кузьмин (1984) относил их к островодужной габбро-тоналитовой ассоциации, хотя ни первый, ни второй вариант не были подкреплены геохимическими данными. Такие данные (Сорокин, Дриль, 1998; Сорокин, Дриль, 2002), а также результаты геохронологических исследований некоторых массивов пиканского комплекса (Сорокин и др., 2003), появились лишь в последние годы. Они свидетельствуют о том, что в состав этого комплекса включены генетически разные и разновозрастные образования. В частности, Крестовский и Дугдинский массивы сложены кумулятивными и однородными габброидами и представляют собой фрагменты офиолитовых ассоциаций, что подтвердило точку зрения Б.А. Натальина, основанную на структурных исследованиях (Натальин, 1986). Совершенно иное происхождение имеют породы Пиканского и Уньинского массивов (рис. 1), данные о возрасте
и тектоническом положении которых приведены в настоящей статье.
ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Пиканский массив расположен в пределах Ту-курингрского террейна восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса в бассейне реки Зея (рис. 1). Он вытянут в субширотном направлении более чем на 80 км от р.Уркан (правый приток р. Зея) на западе до верховий р.Тында (бассейн р. Деп, левый приток р. Зея) на востоке. Ширина массива достигает 10 км.
На современных геологических картах Пиканский массив показан как тектонический клин в зоне Южно-Тукурингрского разлома - структурной границы восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса и его обрамления (Геологическая карта Приамурья., 1999). Это согласуется с мнением Г.В. Ициксон о тектонической природе границ массива (см. обзор в (Кириллова, Турбин, 1979)), хотя существует представление об интрузивном характере его контактов с вулканогенно-кремнистыми и терригенными отложениями Монголо-Охотского складчатого пояса (Кириллова, Турбин, 1979; Зубков, Вольский, 1984). В составе Пиканского массива авторами выделяются две ассоциации пород: высокоглиноземистая габбро-тоналитовая и гранодиорит-гра-нитовая. Большая часть массива сложена породами высокоглиноземистой габбро-тоналитовой ассоциации, которые прорваны небольшими по размеру телами гранитоидов гранодиорит-грани-товой ассоциации.
Наиболее распространенными породами высокоглиноземистой габбро-тоналитовой ассоциации являются роговообманковые и клинопирок-сен-роговообманковые габбро, горнблендиты, кварцевые диориты и тоналиты.
Главные минералы пород этой ассоциации представлены роговой обманкой и плагиоклазом; в кварцевых диоритах и тоналитах отмечаются
Рис. 1. Схема расположения палеозойских гранитоидных и габбро-гранитоидных ассоциаций восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. Составлена по (Геологическая карта..., 1999).
1-4 - структуры обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса: 1 - южная окраина СевероАзиатского кратона; 2 - террейн пассивной континентальной окраины Северо-Азиатского кратона (нижнепалеозойские терригенно-карбонатные отложения); 3 - северная окраина Амурского супертеррейна; 4 - террейн континентальной окраины Амурского супертеррейна (среднепалеозойские терригенно-карбонатные отложения); 5 - 6 - тер-рейны в составе Монголо-Охотского складчатого пояса, сложенные флишоидными, вулканогенными, кремнистыми образованиями: 5 - среднего и верхнего палеозоя, 6 - нижнего мезозоя; 7 - грубообломочные верхнеюрские отложения молассовых впадин; 8 - пространственно совмещенные или нерасчлененные палеозойские метагаббро офиолитовых и пост-офиолитовых комплексов; 9 - палеозойские гранитоиды; 10 - аккреционный комплекс восточной окраины Амурского супертеррейна; 11 - кайнозойские отложения; 12 - главные разломы; 13 - второстепенные разломы; 14 -места отбора образцов для геохронологических исследований с указанием их номера.
Цифры в кружках - массивы, традиционно относимые к пиканскому комплексу: 1 - Крестовский, 2 - Пиканский, 3 -Дугдинский, 4 - Уньинский. Ю-Т - Южно-Тукурингрский разлом. На врезке приведена схема террейнового районирования южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса (Парфенов и др., 1999). Звездочкой указано положение массивов позднепалеозойских гранитоидов. Террейны Амурского супертеррейна: AAR - Аргунский, AMA -Мамынский, ABU - Буреинский.
кварц и биотит. В горнблендитах роговая обманка образует изометричные, иногда вытянутые кристаллы. В полевошпатовых разновидностях этих пород отмечается небольшое количество основного плагиоклаза (№ 50-60) (до 10%), который выполняет интерстиции между призматическими выделениями амфибола. Структура горнбленди-тов и плагиогорнблендитов - бластопанидио-морфнозернистая. В роговообманковых габбро, кварцевых диоритах и тоналитах доля плагиоклаза увеличивается до 40-60%, а его состав отвечает андезину (№ 35-45). Количество роговой обманки соответственно уменьшается с 50-60% в габбро до 15-20% в кварцевых диоритах и тоналитах. В последних появляется кварц (до 20%) и биотит (до 5%). Структура этих пород, как правило, бластогипидиоморфнозернистая. Акцессорные минералы представлены титаномагнетитом, апатитом, цирконом и сфеном.
Породы гранодиорит-гранитной ассоциации сложены плагиоклазом (35-65%), калиевым полевым шпатом (30-35%), кварцем (30-35%) и биотитом (до 8%). Плагиоклаз (№ 20-25) образует удлиненные призматические
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.