ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2011, том 440, № 2, с. 220-224
= ГЕОХИМИЯ
УДК 552.2:551.72(571.5)
ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ГАББРОИДЫ МАЛОХИНГАНСКОГО ТЕРРЕЙНА ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА: ПЕРВЫЕ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ © 2011 г. И. В. Бучко, А. А. Сорокин, Н. М. Кудряшов
Представлено академиком А.И. Ханчуком 22.04.2011 г. Поступило 18.03.2011 г.
Малохинганский (Цзямусинский) террейн является составной частью Буреинско-Цзямусин-ского супертеррейна — одного из основных структурных элементов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1).
К настоящему времени установлено, что формирование "фундамента" террейна произошло в позднем протерозое или раннем палеозое, а наложенные на него структурно-метаморфические преобразования связаны с палеозойским этапом геологической истории [2—4], а не с докембрий-ским, как это считалось ранее [5, 6].
Условно докембрийские и раннепалеозойские отложения прорваны интрузиями, относимыми к раннепалеозойскому биробиджанскому, позднепа-леозойскому тырмо-буреинскому, пермо-триасово-му харинскому комплексам, и перекрыты широкой гаммой позднемезозойских вулканоплутонических образований [4, 5]. Геохронологическими исследованиями последних лет показано, что раннепа-леозойский этап магматической активности, проявленный в пределах Малохинганского тер-рейна, приходится на ранний и средний ордовик [7]. Что касается гранитоидов тырмо-буреинско-го и харинского комплексов, то для целого ряда массивов получен общий возрастной интервал их формирования (219—185 млн лет), соответствующий позднему триасу—ранней юре [8].
В то же время необходимо отметить, что на поздний палеозой приходится один из кардинальных этапов формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса [1]. В этой связи изучение геологических комплексов указанного возрастного уровня в пределах континентальных
Институт геологии и природопользования Дальневосточного отделения
Российской Академии наук, Благовещенск Амурской обл. Геологический институт Кольского научного центра Российской Академии наук, Апатиты Мурманской обл.
массивов, входящих в структуру этого пояса, представляет значительный интерес.
В данной работе представлены результаты геохронологических и геохимических исследований позднепалеозойских габброидов Малохинган-ского террейна, относимых к биробиджанскому комплексу [5], слагающих различные по площади массивы, наиболее крупным из которых является Карагайский. Выходы на поверхность изученных нами габброидов наблюдаются на водоразделах р. Кульдур и руч. Карагай, а также р. Бира и руч. Биракан.
В строении массивов участвуют пироксениты, габбро, габбро-нориты, нориты, лейкогаббро и диориты. Габброиды представляют собой средне-, реже крупнозернистые, массивные породы с габ-бровой и катакластической структурой, состоящие (в %) из плагиоклаза (55—60) 45—60, ортопи-роксена 10—15, клинопироксена 20—30, роговой обманки 35—40, биотита 3—7, магнетита и апатита. В лейкогаббро содержание плагиоклаза достигает 85-90%.
Ортопироксен и клинопироксен наблюдаются в резорбированных выделениях размером до 2 мм, сцементированных первичной роговой обманкой, и обладают одинаковым идиоморфизмом с плагиоклазом. При этом в краевых частях их зерен довольно часто отмечается развитие калиевого полевого шпата и биотита.
Габброиды массивов относятся к субщелочной серии с умеренными содержаниями титана (1Ю2 до 1.34%), при относительно высоких содержаниях Р205 (до 0.79%), К20 (до 5.74%). Следует отметить высокие содержания магния (М§0 до 12.39%), особенно в лейкократовых разностях (М§0 до 5.47%). Типичными для пород являются незначительное обогащение легкими редкоземельными элементами (LR.EE) (Ьа/УЬ)и = 3.611.6, с отчетливо проявленной положительной европиевой аномалией (Еи/Еи* = 1.3-3.3), и обогащение рядом некогерентных элементов: Rb (до 319 ррт), Ва (до 2079 ррт), Zr (до 290 ррт), при
ПОЗДНЕПАЛЕОЗОИСКИЕ ГАББРОИДЫ 221
108° 120° 132° 144° 156° в.д.
Рис. 1. Положение объекта исследования в геологических структурах восточной окраины Евразии. Тектоническая основа по [1]. 1 — кратоны и их фрагменты; 2 — складчато-надвиговые пояса окраины кратона; 3—7 — домезозойские оро-генные пояса: 3 — позднерифейский, 4 — позднекембрийско-раннеордовикский, 5 — силурийский, 6 — позднепалео-зойский, 7 — позднепалеозойско-раннемезозойский; 8, 9 — фрагменты домезозойских орогенных поясов: 8 — поздне-рифейских, 9 — раннепалеозойских; 10—12 — мезозойские и кайнозойские орогенные пояса: 10 — позднеюрский, 11 — позднемеловой, 12 — кайнозойский; 13 — основные разломы: с крутым (а) и пологим (б) падением; 14 — район исследования. Орогенные пояса и их фрагменты: АР — Аргунский (Керулен-Аргуно-Мамынский), БЦ — Бурея-Цзямусин-ский в составе: Буреинского БЦ (Б), Малохинганского БЦ (М), Ханкайского БЦ (Х), МО — Монголо-Охотский, СЛ — Солонкерский, ЮМ — Южно-Монгольский.
умеренных Sr (до 605 ррт). На спайдер-диаграм-мах, нормированных к примитивной мантии, фиксируются положительные аномалии Ва, К, LR.EE, Zr и отрицательные аномалии № и Та.
Геохимические особенности габброидов Ма-лохинганского террейна, а именно относительно высокие концентрации М§0, Р205, К20, Сг, Р1, LREE, Rb, Ва, ТЬ, и и Zr, позволяют предпола-
222
БУЧКО и др.
Рис. 2. Микрофотографии кристаллов циркона из лейкогаббро Карагайского массива (обр. И-814) выполнены в Аналитическом центре минералого-геохимических исследований ИГиП ДВО РАН (аналитик-исследователь В.И. Рожде-ствина) на сканирующем электронном микроскопе JSM-6390 LV JEOL (Япония) в режиме вторичных электронов (I-VI) и Геологическом институте КНЦ РАН (аналитик-исследователь Л.М. Ляляина) на растровом электронном микроскопе LEO1450, оснащенном приставкой PANA CL, в режиме катодолюминесценции (VII—XII).
гать значительное влияние при формировании родоначальных расплавов внутриплитного обогащенного источника, в то время как отрицательные аномалии Nb и Ta — незначительное участие вещества литосферной мантии и коры.
Для геохронологических исследований (U— Pb-метод) использован образец лейкогаббро (обр. И-814), отобранный из Карагайского массива. Выделение акцессорного циркона проводили по стандартной методике с использованием магнитной сепарации и тяжелых жидкостей. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполняли по модифицированной методике Т.Е. Кроу [9]. Концентрации U и Pb определяли методом изотопного разбавления на масс-спектрометре Finnigan МАТ-262 (RPQ) с использованием смешанного трассера 208Pb + 235U, в качестве эммитера ионов использовали силикагель. Уро-
вень холостого опыта за период исследования составлял менее 100 пг для свинца и 10—50 пг для урана. Все изотопные отношения исправлены на масс-фракционирование, полученное при изучении параллельных анализов стандартов SRM-981 и SRM-982, равное 0.12 ± 0.04%. Ошибки в U-Pb-отношениях составляли 0.7-0.5%. Обработку экспериментальных данных проводили при помощи программ PbDAT [10] и ISOPLOT [11]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [12]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [13]. Все ошибки приведены на уровне 2а.
Циркон, выделенный из лейкогаббро, представлен в основном обломками кристаллов призматической формы (рис. 2, I-VI). Цвет коричневый. Основными элементами огранки в целых
ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ГАББРОИДЫ 223
Таблица 1. Результаты и—РЬ-геохронологических исследований цирконов из лейкогаббро Малохинганского террейна (обр. И-814)
Фракция Размер фрак- Навеска, мг РЬ И Изотопные отношения
ции, мкм мкг/г 206рь/204рь* 207рь/206рь* 208рь/206рь*
1 -200 + 150 1.5 31.0 713.7 2774 0.05748 ± 6 0.1868 ± 1
2 -125 +75 2.4 30.4 679.8 1520 0.06148 ± 30 0.2064 ± 8
3 -150+75 1.3 37.2 771.4 460 0.08377 ± 4 0.2517 ± 2
4 +200 2.5 35.0 811.2 3435 0.05608 ± 6 0.1765 ± 2
Фракция Размер фрак- Изотопные отношения Яко Возраст, млн лет
ции, мкм 206рь/238и 207РЬ/235И 206рь/238И 207рь/235И 207рь/206рь
1 -200 + 150 0.04059 ± 12 0.2928 ± 18 0.53 256.5 ± 0.8 260.8 ± 1.6 299 ± 13
2 -125 +75 0.04062 ± 7 0.2909 ± 26 0.34 256.7 ± 0.4 259.3 ± 2.3 283 ± 20
3 -150+75 0.04055 ± 7 0.2914 ± 17 0.42 256.3 ± 0.4 259.7 ± 1.6 290 ± 14
4 +200 0.04057 ± 12 0.2903 ± 12 0.74 256.4 ± 0.8 258.8 ± 1.0 281 ± 7
Примечание. * — изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Яко - коэффициент корреляции
ЛА^ ЛЛГ ЛЛ/" ЛОО
отношений 207 РЬ/ И- РЬ/ И. Величины ошибок (2ст) соответствуют последним значащим цифрам.
зернах являются грани призмы {110} и дипирами-ды {111}. Поверхность граней кристаллов ровная, ребра четкие, в катодолюминесценции отчетливо проявлена тонкая осцилляционная зональность (рис. 2, УП-ХП). Размер обломков зерен циркона колеблется от 200 до 50 мкм. Для проведения И-РЬ-изотопных исследований использованы четыре навески обломков прозрачных кристаллов циркона, отобранных из размерных фракций +200, -200 + 150, -150 + 75 и -125 + 75 мкм (табл. 1). Аналитические точки изотопного состава циркона всех четырех фракций располагаются вблизи конкордии, находясь в пределах аналитической ошибки в интервале по отношению 206РЬ/238И от 256.3 до 256.7 млн лет (рис. 3, табл. 1). Морфологические особенности циркона, наличие тонкой осцилляционной зональности позволяют сделать вывод о его магматическом происхождении. На основании этого значение возраста 256 ± 4 млн лет, СКВО = 0.07, рассчитанное по отношению 206РЬ/238И как среднее значение для четырех фракций циркона, может быть принято в качестве оценки возраста кристаллизации расплава, родоначального для лейкогаббро Карагайского массива.
Полученные результаты свидетельствуют о том, что габброиды Карагайского массива имеют не раннепалеозойский, как было принято считать ранее [5], а позднепалеозойский возраст. При этом следует отметить, что, согласно существующим представлениям [6], значительная часть Бурея-Цзямусинского супертеррейна сложена условно позднепалеозойскими гранитоидами тырмо-буре-инского комплекса. В этой связи было бы логичным предположить, что исследованные габброи-
ды могут представлять собой нач
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.