ПЕТРОЛОГИЯ, 2011, том 19, № 6, с. 632-648
УДК 552.4(571)
РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ МАЛОХИНГАНСКОГО ТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА: ВОЗРАСТ, ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ, ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
© 2011 г. А. А. Сорокин*, А. Б. Котов**, Е. Б. Сальникова**, Н. М. Кудряшов***, С. Д. Великославинский**, С. З. Яковлева**, А. М. Федосеенко**, Ю. В. Плоткина**
*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: akotov@peterlink.ru ***Институт геологии Кольского НЦРАН ул. Ферсмана, 14, Апатиты, 184200, Россия; e-mail: nik@geoksc.apatity.ru
Поступила в редакцию 16.11.2010 г.
Получена после доработки 20.03.2011 г.
В результате проведенных исследований установлен возраст (U-Pb метод по цирконам) гранитои-дов Сутарского (480 ± 4 млн. лет), Кабалинского (471 ± 10 млн. лет) и Дуриловского (461 ± 5 млн. лет) массивов. Полученные данные надежно фиксируют раннепалеозойское орогеническое событие. Примечательно, что это событие следует за этапом гранулитового метаморфизма ~500 млн. лет (Wilde et al., 2003), проявленного в пределах Малохинганского (Цзямусинского) террейна. При этом наиболее приближены к основному этапу метаморфизма граниты Сутарского и лейкограниты Ка-балинского массивов, которые по своим геохимическим особенностям близки к коллизионным гранитоидам. Кварцевые сиениты и субщелочные граниты Дуриловского массива, геохимические особенности которых указывают на их образование в постколлизионной обстановке при участии обогащенного мантийного источника, более оторваны во времени как от проявления метаморфизма, так и от внедрения гранитоидов указанных выше массивов.
ВВЕДЕНИЕ
Основной структурный план Центрально-Азиатского пояса определяется сочетанием континентальных массивов и разделяющих их разновозрастных складчатых поясов (Моссаков-ский и др., 1993). В пределах восточной части пояса к числу наиболее крупных массивов (тер-рейнов) относятся Аргунский, Буреинский (Ту-ранский), Малохинганский (Цзямусинский) и Ханкайский. В рамках существующих схем тектонического районирования три последних тер-рейна обычно рассматриваются в качестве составных частей Буреинско-Цзямусинского су-пертеррейна (Парфенов и др., 2003; Ханчук, 2000) (рис. 1). Вопрос о происхождении этих тер-рейнов является одним из кардинальных вопросов геодинамической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса. Согласно одному тектоническому сценарию все указанные выше террейны (Моссаковский и др., 1993) или только Буреинско-Цзямусинский супертеррейн (Wilde et al., 1999; Ханчук, 2000 и др.) представляют со-
бой фрагменты Гондваны. Альтернативная модель предполагает обособление указанных тер-рейнов от южной окраины Сибирского континента, их движение вдоль этой окраины с запада на восток и последующую аккрецию в результате косой субдукции (Парфенов и др., 2003). Остается открытым вопрос о времени закрытия Монголо-Охотского палеобассейна и формирования на его месте одноименного орогенного пояса — одной из ключевых структур Центрально-Азиатского складчатого пояса. Палеомагнитые данные для рассматриваемых террейнов немногочисленны (Zhao et al., 1996; Бретштейн и др., 1997; Кравчинский, Сорокин, 2001; Kravchinsky et al., 2002; Бретштейн, Климова, 2007; Метел-кин и др., 2004; 2007 и др.), противоречивы и не могут внести определенность в решение указанных вопросов.
Для решения проблемы происхождения Аргунского, Буреинского, Малохинганского и Ханкайского террейнов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса необхо-
Рис. 1. Положение раннепалеозойских гранитоидов в геологических структурах восточной окраины Евразии. Тектоническая основа, по (Парфенов и др., 2003).
1 — кратоны и их фрагменты; 2 — складчато-надвиговые пояса окраины кратона; 3—7 — домезозойские орогенные пояса: 3 — позднерифейский, 4 — позднекембрийско-раннеордовикский, 5 — силурийский, 6 — позднепалеозойский, 7 — позднепалеозойско-раннемезозойский; 8—9 — фрагменты домезозойских орогенных поясов: 8 — позднерифейских, 9 — раннепалеозойских; 10—12 — мезозойские и кайнозойские орогенные пояса: 10 — позднеюрский, 11 — позднеме-ловой, 12 — кайнозойский; 13 — основные разломы: а—с крутым и б—с пологим падением; 14 — массивы раннепалео-зойских гранитоидов, упоминаемые в тексте.
Буквами обозначены: АР — Аргунский (Керулен-Аргуно-Мамынский), Б — Буреинский (Туранский), Малохинган-ский (Цзямусинский), Х — Ханкайский террейны, МО — Монголо-Охотский, СЛ — Солонкерский, ЮМ — ЮжноМонгольский складчатые пояса. Цифрами в кружочках обозначены Сутарский (1), Кабалинский (2), Дуриловский (3), Гарь-Ултучинский (4), Ковектинский (5), Южно-Тахтамыгдинский (6) и Цзямусинский (7) массивы гранитоидов.
131°
132°
49°
49°
48°
131
132°
20 км
N. 1-! V У У . !« Х
X X X X X
: х х х х х х х X X X : х х х х х .. X X X X X Ь- у у у у у у
Г V V ■
V V V Г V V •
V V V
А V4 V4 \ V4- V4 V4 \ V4 V"- \
-Ц-!_Ь_Э_
С-997 10 /— 11
Рис. 2. Схема геологического строения фрагмента Малохинганского террейна. Составлена по (Атрашенко, Жеверже-ева, 2002).
1 — условно раннедокембрийские метаморфические комплексы амурской серии; 2 — верхнерифейские (?)-нижнекем-брийские терригенно-карбонатные отложения хинганской серии; 3 — раннепалеозойские гранодиориты, граниты биробиджанского и бирского комплексов; 4 — условно позднепалеозойские гранодиориты, граниты тырмо-буреинского комплекса; 5 — условно раннемезозойские кварцевые монцониты, кварцевые сиениты, субщелочные граниты, лейко-граниты харинского комплекса; 6 — раннемеловые андезиты, базальтовые андезиты; 7 — раннемеловые и позднемело-вые вулканические породы кислого состава; 8 — верхнемеловые терригенные отложения; 9 — кайнозойские рыхлые отложения; 10 — разломы; 11 — места отбора проб для геохронологических исследований и их номера. Цифрами в кружках обозначены массивы гранитоидов: Сутарский (1), Кабалинский (2), Дуриловский (3).
димо проведение систематических геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований "реперных" палеозойских и раннемезозойских магматических комплексов указанных террейнов, направленных на рекон-
струкцию геодинамических обстановок их формирования. В настоящей статье обсуждаются результаты геохронологическихи геохимических исследований раннепалеозойскихгранитоидов Малохинганского террейна.
6
ОБЪЕКТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ И ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
В качестве "основания" Малохинганского террейна обычно рассматриваются метаморфические породы амурской серии (рис. 2), которым вплоть до недавнего времени приписывался ран-недокембрийский возраст (Мартынюк и др., 1990; Решения..., 1994; Геологическая..., 1999). Однако в последние годы показано, что формирование протолитов метаморфических пород этой серии произошло в позднем протерозое или раннем палеозое, а наложенные на них структурно-метаморфические преобразования связаны не с докембрийским, а с палеозойским этапом геологического развития Малохинганского террейна (Wilde et al., 2003; Котов и др., 2007, 2009а).
Предполагается (Решения., 1994; Геодинамика., 2006), что более высокое стратиграфическое положение по отношению к амурской серии занимает хинганская серия (рис. 2). В ее состав включают верхнерифейские (?)-нижнекембрий-ские терригенно-карбонатные отложения, выделяемые в составе игинчинской, мурандавской, рудоносной, лондоковской свит и кимканской толщи (Решения., 1994; Атрашенко, Жевержее-ва, 2002; Геодинамика., 2006). Хинганская серия перекрыта юрскими терригенными толщами и меловыми вулканическими породами Хингано-Охотского вулкано-плутонического пояса.
В качестве наиболее древних магматических образований Малохинганского террейна рассматривают габброиды амурского комплекса, которому приписывается позднеархейский возраст. Однако в результате выполненных к настоящему времени геохронологических исследований установлено, что этот комплекс имеет не раннедокембрийский, а раннепалеозойский возраст (Котов и др., 2009б).
Значительную часть территории Малохин-ганского террейна занимают массивы гранитои-дов биробиджанского (гранодиорит-гранитово-го) и бирского (гранит-лейкогранитового) комплексов (рис. 2), формирование которых относят к раннепалеозойскому этапу его геологического развития (Мартынюк и др., 1990). Значительно меньшее распространение в пределах рассматриваемого террейна имеют поздне-палеозойские и раннемезозойские интрузии (рис. 2) тырмобуреинского (габбро(?)-гранодио-рит-гранитного) и харинского (лейкогранитово-го) комплексов (Мартынюк и др., 1990; Атрашенко, Жевержеева, 2002). Однако существующие критерии различия пород указанных комплексов нельзя признать убедительными. При этом надежные геохронологические данные для них отсутствуют.
В настоящей статье рассматриваются грани-тоиды Сутарского, Кабалинского и Дуриловско-го массивов (рис. 1, 2), которые относятся к биробиджанскому (Сутарский массив) и харинско-му (Кабалинский и Дуриловский массивы) комплексам.
Сутарский массив прослеживается от левобережья р. Амур до верховий р. Сутара в близмери-диональном направлении почти на 100 км при ширине 10—30 км (рис. 2) и является одним из самых крупных массивов биробиджанского комплекса. Он сложен средне-крупнозернистыми порфировидными амфибол-биотитовыми гра-нодиоритами и гранитами. Вмещающими для него породами являются терригенно-карбонат-ные отложения хинганской серии.
Дуриловский массив (харинский комплекс) представлен порфировидными биотит-амфибо-ловыми (иногда с рибекитом) кварцевыми сиенитами и субщелочными гранитами, которые слагают фрагмент одноименного хребета в междуречье Сутары и Биджана. Массив имеет сложную форму, обусловленную сочетанием интрузивных контактов с породами хинганской серии и тектонических контактов с условно раннепа-леозойскими гранитоидами (рис. 2), а его площадь составляет около 15 км2.
Кабалинский массив расположен в бассейне р. Биджан в междуречье ее левых притоков Кай-лан—Кабала. Он вытянут в субширотном направлении
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.