ПЕТРОЛОГИЯ, 2013, том 21, № 1, с. 74-93
УДК 552.3+550.4+550.93+551.24
АПТСКИЕ БИМОДАЛЬНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ
И ГРАНИТОИДЫ СЕВЕРНОЙ ОКРАИНЫ АМУРСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА: ВОЗРАСТ, ИСТОЧНИКИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ
© 2013 г. А. А. Сорокин*, А. Б. Котов**, В. А. Пономарчук***, А. П. Сорокин*,
В. П. Ковач**, В. М. Саватенков**
*Институт геологии и природопользования ДВО РАН пер. Релочный, 1, 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. Ак. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090, Россия; e-mail:ponomar@igm.nsc.ru Поступила в редакцию 15.03.2012 г.
Получена после доработки 30.04.2012 г.
Рассмотрены данные о составе, возрасте, источниках аптских пород бимодального вулканического комплекса и ассоциирующих с ними гранитоидов северной окраины Амурского микроконтинента. Установлено, что возраст кристаллизации гранодиоритов Талалинского и субщелочных гранитов Джиктандинского массивов составляет соответственно 117 ± 2 и 119 ± 2 млн. лет (40Ar/39Ar метод) и совпадает с возрастом вулканических пород галькинского бимодального комплекса, что дает возможность относить их к единой вулканоплутонической ассоциации. Геохимические и изотопно-геохимические особенности трахиандезитобазальтов галькинского бимодального комплекса указывают на участие в образовании родоначальных для них расплавов таких источников, как PREMA (или DM) и обогащенного источника типа EMII, при подчиненной роли корового источника. Источниками исходных расплавов для риолитов галькинского комплекса и гранитоидов Талалинского и Джиктандинского массивов послужили породы континентальной коры с добавкой ювенильного материала. Формирование бимодальной вулканической ассоциации и сопряженных с ней гранитоидов с возрастом 119—115 млн. лет, скорее всего, было связано с геодинамическими обстановками, предполагающими подъем астеносферной мантии.
Б01: 10.7868/8086959031301007Х
ВВЕДЕНИЕ
Эпипалеозойский Амурский микроконтинент (Зоненшайн и др., 1990) Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1) является ареной интенсивного проявления мезозойского магматизма (Геологическая..., 1999; Гордиенко и др., 2000; Ярмолюк и др., 1995; Парфенов и др., 1999, 2003; Ханчук, 2000; Сахно, 2001; Геодинамика., 2006 и др.). Он представляет собой гетерогенное сооружение, состоящее из Аргунского, Мамынско-го, Бурея-Цзямусинского и других более мелких террейнов, соединившихся в конце палеозоя в единое континентальное образование (Зонен-шайн и др., 1990; Парфенов и др., 1999, 2003; Геодинамика., 2006). С севера Амурский микроконтинент граничит с Монголо-Охотским складчатым поясом, а на юге — с палеоокеаническими образованиями Солонкерской зоны, которая "замкнулась" в начале триаса (Парфенов и др., 1999, 2003). На востоке он ограничен мезозойскими
структурами Сихотэ-Алинского орогенного пояса, а его западная граница "теряется" среди каледонских и герцинских структур Восточной Монголии (Зоненшайн и др., 1990; Парфенов и др., 1999).
Согласно существующим представлениям позднемезозойский магматизм северной окраины Амурского микроконтинента был проявлен, начиная с поздней юры и до начала позднего мела (Мартынюк и др., 1990; Геологическая., 1999 и др.). Большинство исследователей выделяют в его пределах Монголо-Забайкальский, Больше-хинганский и Умлекано-Огоджинский вулкано-плутонические пояса (Геологическая., 1999; Гордиенко и др., 2000; Парфенов и др., 2003; Геодинамика., 2006) (рис. 1). Однако до сих пор нет определенности как по поводу отнесения конкретных магматических комплексов к тому или иному поясу, так и тектонических сценариев их формирования, что во многом обусловлено недо-
Рис. 1. Схема основных тектонических структур дальневосточной окраины Азии. Составлена на основе (Парфенов и др., 2003).
1 — кратоны и их фрагменты; 2 — складчато-надвиговые пояса окраины кратона; 3—7 — домезозойские орогенные пояса: 3 — позднерифейские, 4 — позднекембрийско-раннеордовикские, 5 — силурийские, 6 — позднепалеозойские, 7 — позднепалеозойско-раннемезозойские; 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 с крутым (а) и пологим (б) падением; 14 — район исследований. АР — Аргунский (Керулен-Аргуно-Мамынский) террейн, БЦ — Бурея-Цзямусинский террейн, МО — Монголо-Охотский складчатый пояс, СЛ — Солонкерский складчатый пояс, ЮМ — Южно-Монгольский террейн.
статком геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических данных.
Одним из наиболее дискуссионных вопросов является вопрос о происхождении Умлекано-Огоджинского вулканоплутонического пояса, который в виде цепочки вулканических полей и интрузивных тел прослеживается в субширотном направлении более чем на 500 км вдоль границы Амурского микроконтинента и восточной части Монголо-Охотского складчатого пояса (Геологическая карта., 1990; Парфенов и др., 2003 и др.) и занимает положение, практически перпендикулярное по отношению к простиранию других вул-каноплутонических поясов Восточной Азии (рис. 2). При этом многие исследователи рассматривают Умлекано-Огоджинский и Большехин-ганский вулканоплутонические пояса в составе единого Восточно-Азиатского вулканогенноплу-тогенного мегаареала (Геологическая карта., 1990; Гордиенко и др., 2000). В то же время выполненные за последние годы геохронологические исследования показывают, что вулканические и интрузивные комплексы восточного фланга Ум-лекано-Огоджинского пояса имеют существенно более молодой возраст, чем таковые западного фланга (Сорокин и др., 2009, 2010). Это позволяет предполагать, что субширотного Умлекано-Огод-жинского пояса, занимающего дискордантное положение по отношению к Большехинганскому и Хингано-Охотскому вулканоплутоническим поясам, которые относятся к крупнейшим вулкано-плутоническим структурам Азии, не существует. Не исключено, что различные его части являются фрагментами субмеридиональных вулканоплуто-нических поясов, конформных тихоокеанской окраине.
В настоящее время в пределах Северной окраины Амурского микроконтинента на основании геологических и геохронологических данных (Сорокин и др., 2003, 2004; Сотников и др., 2007; Зогокт, РопотагсИик, 2002; неопубликованные данные авторов) выделена следующая последовательность формирования раннемеловых магмати-
ческих комплексов: верхнеамурский и буриндин-ский гранитоидные комплексы — 140—127 млн. лет; талданский андезит-дацитовый комплекс — 127— 123 млн. лет; галькинский бимодальный комплекс — 119—115 млн. лет; трахиандезитовый комплекс — 105—94 млн. лет (Сорокин и др., 2003, 2004; Сотников и др., 2007). Эти комплексы обычно рассматриваются в составе Умлеканского (западного) фрагмента Умлекано-Огоджинского вулканоплутонического пояса (Мартынюк и др., 1990; Геологическая., 1999; Козырев, 2001а, 2001б и др.), хотя, как упоминалось выше, проблема выделения этого пояса в настоящее время является открытой.
Вопрос о происхождении раннемеловых (неокомовых) гранитоидов верхнеамурского и бу-риндинского комплексов, а также вулканитов талданского комплекса неоднократно обсуждался в литературе (Мартынюк и др., 1990; Геологическая., 1999; Стриха, 2006; Геодинамика., 2006 и др.). Что касается магматических ассоциаций с возрастом 119—115 млн. лет, то сведения о них имеют отрывочный и часто противоречивый характер. Для того чтобы восполнить этот пробел были выполнены геохронологические (40Аг/39Аг ), геохимические и изотопно-геохимические (ЯЬ^г, Sm-Nd) исследования вулканических пород галькинского бимодального комплекса и близких к ним по возрасту гранитоидов Талалин-ского и Джиктандинского массивов, результаты которых обсуждаются в настоящей статье.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ
Вулканические породы галькинского бимодального комплекса, часто совместно с более древними андезитами, образуют в пределах северной окраины Амурского микроконтинента серию полей (Галькинское, Коврижкинское, Маг-дагачинское, Невенское, Осежинское) (рис. 2), площадь которых достигает 100 км2 (Мартынюк
Рис. 2. Геологическая схема Верхнего Приамурья. Составлена на основе (Геологическая., 1999).
1 — южная окраина Сибирского кратона; 2 — палеозойские океанические образования Монголо-Охотского складчатого пояса; 3 — домезозойские осадочные и интрузивные комплексы Амурского микроконтинента; 4 — юрские фли-шоидные отложения Верхнеамурского и Зея-Депского палеобассейнов; 5 — верхнеюрско-нижнемеловые конгломераты; 6 — раннемеловые гранитоидные комплексы; 7—8 — вулканические комплексы преимущественно базальт-андези-тового (7) и базальт-риолитового (8) составов; 9 — кайнозойские рыхлые отложения Амуро-Зейской депрессии; 10 — основные разломы.
Буквами в прямоугольниках обозначены массивы гранитоидов: Джиктандинский ^2), Игакский (]^), Нижнеуркан-ский ^и), Ольгинский (01), Талалинский (Т1), Ускалинский (№), в овалах — вулканические поля: Галькинское ^1), Коврижкинское (Ку), Корсаковское (Кг), Талданское (Td), Умлеканское (ит), Осежинское (08).
На врезке приведена схема мезозойских вулканических и вулканоплутонических поясов (ареалов) восточной окраины Азиатского континента: 1 — Монголо-Забайкальский вулканический пояс ^2—3—^); 2 — Большехинганский вулкано-плутонический пояс (Г3—К1); 3 — Умлекано-Огоджинский вулканоплутонический пояс (К1—К2); 4 — Хингано-Охот-ский вулканоплутонический пояс (К1—К2); 5 — Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс (К1—К2); 6 — Восточ-но-Сихотэ-Алинский вулканоплутонический пояс (К1—К2); 7 — Становой плутонический пояс (К1—К2); 8 — район исследования.
54°
52°
54°
52°
0 25 км
I_I
126°
128°
130°
Е5 £5",
СЭ О <3 о о о,
О О <3 ООО
+ + + и + + +
♦ ♦ ♦ ■!
г V V V V V
V V V V V V у V V V V V
V V V V V V
. V. V. V. V. V у/. У. У. У. У. ^
7
и др., 1990; Козырев, 2001а, 20016). Такой же возраст и состав (Сорокин и др., 20
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.