ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2014, том 456, № 4, с. 451-456
= ГЕОЛОГИЯ =
УДК 552.2:551.72(571.5)
РАННЕМЕЛОВЫЕ КОЛЛИЗИОННЫЕ ГРАНИТОИДЫ ДРЕВНЕСТАНОВОГО КОМПЛЕКСА СЕЛЕНГИНО-СТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА
© 2014 г. А. Б. Котов, А. М. Ларин, Е. Б. Сальникова, С. Д. Великославинский, член-корреспондент РАН В. А. Глебовицкий, А. А. Сорокин, С. З. Яковлева, И. В. Анисимова
Поступило 18.12.2013 г.
БО1: 10.7868/80869565214160233
В ходе выполненных к настоящему времени геологосъемочных работ в пределах северо-восточной части Селенгино-Станового супертеррей-на (ССС) Центрально-Азиатского подвижного пояса закартированы многочисленные крупные массивы гранитоидов повышенной щелочности, которые чаще всего рассматривают в составе древнестано-вого магматического комплекса, которому приписывают раннедокембрийский возраст [1, 2]. Однако какие-либо убедительные данные, подтверждающие это представление, а также позволяющие реконструировать геодинамическую обстановку их формирования, на сегодняшний день отсутствуют. В связи с этим мы выполнили геохимические и геохронологические и—РЬ-исследо-вания этих гранитоидов, направленные на решение указанных задач.
Массивы гранитоидов древнестанового комплекса северо-восточной части ССС имеют изо-метричную или овальную в плане форму. Наиболее крупный из них — Тунгиро-Олекминский массив, более 7000 км2. Слагающие его крупнозернистые порфировидные биотит-роговообман-ковые граниты и кварцевые монцониты, как правило, рассланцованы в условиях амфиболовой фации. При этом поверхность контакта массива приведена в параллельное положение по отношению к плоскостным структурным элементам вмещающих его метаморфических пород тунгирско-го комплекса. Интрузивные соотношения с породами рамы сохранены только в редких случаях. В экзоконтактовой зоне массива наблюдаются широкие ореолы мигматизации.
Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук, Санкт-Петербург Институт геологии и природопользования Дальневосточного отделения
Российской Академии наук, Благовещенск Амурской обл.
Нижняя возрастная граница формирования гранитоидов древнестанового комплекса ССС определяется тем, что они прорывают метаморфические породы тунгирского комплекса, который паралле-лизуется с раннедокембрийским становым комплексом Джугджуро-Станового супертеррейна [1]. В свою очередь, их образование предшествует внедрению интрузий гранитоидов амананского комплекса с возрастом 128—126 млн лет [3], которые трассируют западное продолжение постколлизионного Удско-Зейского магматического пояса, сшивающего тектонические структуры Селенгино-Ста-нового и Джугджуро-Станового супертеррейнов.
Среди гранитоидов древнестанового комплекса преобладают гранитоиды умеренно-щелочного ряда, которые изменяются по составу от сиенитов и кварцевых монцонитов до гранитов (SiO2 56.20—72.08%). Для них характерны повышенные содержания щелочей (Na2O + K2O 7.5—9.7%), K2O/Na2O ~ 1, умеренная и высокая глиноземи-стость (ASI 0.80—1.23), относительно невысокая железистость f 0.54—0.83). Индекс агпаитности (NK/A) 0.53-0.85.
Гранитоидам древнестанового комплекса свойственны умеренные или пониженные содержания большинства некогерентных элементов (за исключением Ba и Sr — 662-2660 и 530-1850 мкг/г соответственно), сильно фракционированное распределение REE ([La/Yb]n 17.7—75.5) и слабо проявленные отрицательные и положительные Eu-аномалии (Eu/Eu* 0.79—1.79). Кроме того, для гранитоидов типичны высокие Sr/Y (35—157) и относительно невысокая степень дифференциро-ванности (Rb/Sr 0.03—0.58). На мультиэлементных диаграммах наблюдаются хорошо выраженные отрицательные аномалии Nb, Ta, P, Ti и слабо проявленная отрицательная аномалия Ba. На тектонических дискриминационных диаграммах точки составов гранитоидов древнестанового комплекса
56° с.ш.
11 12
13
14
120°
122°
в.д. 124°
54°
Рис. 1. Схематическая геологическая карта северо-восточной части ССС Центрально-Азиатского подвижного пояса. 1 — осадочные и вулканические породы юрско-меловых впадин; 2 — гранитоиды постколлизионного Удско-Зейского магматического пояса (Kj); 3, 4 — коллизионные гранитоиды (Kj): 3 — древнестанового комплекса ССС, 4 — поздне-станового комплекса Джугджуро-Станового супертеррейна; 5 — основные магматические породы (PZ3—MZ3); 6 — магматические комплексы Селенгино-Витимского вулканоплутонического пояса (Р—Т); 7 — нерасчлененные гранитоиды (PZ2-MZ3); 8—11 — метаморфические породы: 8 —джелтулакского комплекса, 9 — станового комплекса, 10 — усть-гилюйского и тунгирского комплексов ССС, 11 — могочинского комплекса; 12 — Монголо-Охотский складчатый пояс; 13 — разрывные нарушения (а — главные структурные швы, б — второстепенные); 14 — места отбора проб для геохронологических U-Pb-исследований. Главные структурные швы: МО — Монголо-Охотский, Д — Джелтулакский.
располагаются в полях синколлизионных и постколлизионных гранитов.
В целом по геохимическим характеристикам гранитоиды древнестанового комплекса близки к адакитам С-типа [4]. На это указывают их повышенная щелочность, примерно равные содержания K2O, Na2O, высокие содержания Ba, Sr и других LILE, низкие содержания HREE, Y, повышенные Sr/Y, La/Yb.
Для геохронологических U-Pb-исследований использованы две пробы гранитоидов древнеста-нового комплекса из южной (проба А-112, среднее течение р. Тунгир) и центральной частей (проба А-134, место слияния рек Тунгир и Олек-ма) Тунгиро-Олекминского массива (рис. 1).
Выделение акцессорного циркона проводили по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для геохронологических U-Pb-исследований кристаллы циркона подвергали многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO3. При этом после каждой ступени зерна циркона (или их фрагменты) промывали особо чистой водой. Химическое разложение циркона и
выделение и, РЬ выполняли по модифицированной методике Т.Е. Кроу [8]. В некоторых случаях для уменьшения степени дискордантности применяли аэроабразивную обработку [9] и отбор зерен циркона с помощью катодолюминесцентного контроля (СЕС метод [10]). Для изотопных исследований использовали смешанные изотопные индикаторы 235и—208РЬ, 235и—202РЬ. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в статическом и динамическом (с помощью электронного умножителя) режимах. Содержания и, РЬ и изотопные и/РЬ-отношения определены с погрешностью 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 20 пг РЬ, 1 пг и. Обработку экспериментальных данных проводили при помощи программ PЬDAT [11] и КОРЕОТ [12]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада и [12]. Поправки на обычный РЬ введены в соответствии с модельными величинами [14].
Южная часть Тунгиро-Олекминского массива.
Из порфировидного биотит-роговообманкового гранита южной части массива (проба А-112) выделен акцессорный циркон, представленный
Рис. 2. Микрофотографии кристаллов циркона из порфировидного биотит-роговообманкового гранита южной части массива Тунгиро-Олекминского массива (проба А-112), выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55: I—III — в режиме вторичных электронов, TV—VI — в режиме катодолюминесценции. Масштаб в микрометрах.
идиоморфными и субидиоморфными, прозрачными и полупрозрачными, длиннопризматиче-скими и призматическими розовыми кристаллами. Они огранены призмами {100}, {110}, дипира-мидами {101}, {111}, {211} (рис. 2, 1—111), их размер 100—400 мкм, Кудл 2.0—3.0. Внутреннее строение кристаллов циркона характеризуется четко проявленной "тонкой" магматической зональностью (рис. 2, 1У—У1). В некоторых из них наблюдаются реликты унаследованных ядер (рис. 2, VI).
На первом этапе геохронологических и—РЬ-исследований была проанализирована микронавеска, состоящая из четырех наиболее идиоморф-ных и прозрачных кристаллов циркона, отобранных из фракции 100—150 мкм. Она характеризуется дискордантностью и—РЬ-возрастов (табл. 1, № 1; рис. 3), что скорее всего связано с присутствием более древней компоненты радиогенного свинца (унаследованные ядра). На следующем этапе исследований были проанализированы две микронавески циркона (4, 8 зерен), отобранные из фракции 100—150 мкм с помощью катодолю-минесцентного контроля для того, чтобы исключить влияние унаследованных ядер. Точки изотопного состава цирконов этих микронавесок (табл. 1, № 2, 3; рис. 3) располагаются на конкор-дии, а их конкордантный возраст 134 ± 2 млн лет (СКВО = 0.34, вероятность 0.56).
Центральная часть Тунгиро-Олекминского массива. Акцессорный циркон из порфировидного биотит-роговообманкового кварцевого монцо-
нита центральной части массива (проба А-134) образует идиоморфные и субидиоморфные, прозрачные и полупрозрачные призматические и длиннопризматические рыжевато--желтые кристаллы. Их огранка представлена призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {112}, {211} (рис. 4, 1—111). Размер кристаллов 85—400 мкм, Кудл 2.0— 3.0. В режиме катодолюминесценции в них наблюдается "тонкая" магматическая зональность (рис. 4, IV—VI). Во многих кристаллах присутствуют унаследованные ядра (рис. 4, VI).
Геохронологические и-РЬ-исследования проведены для четырех навесок наиболее идиоморф-ных и прозрачных кристаллов циркона, отобранных из фракций 85-100, 100-150, более 150 мкм. Циркон двух из них (табл. 1, № 5, 6) был подвергнут аэроабразивной обработке. Как видно из табл. 1 (№ 4-6) и на рис. 3, почти для всех изученных навесок циркона получены дискордантност-ные оценки и-РЬ-возрастов за счет присутствия более древней унаследованной компоненты радиогенного свинца. Длиннопризматический циркон, отобранный из фракции крупнее 150 мкм (табл. 1, № 7), характеризуется конкордантным и-РЬ-возрастом 135 ± 1 млн лет (СКВО = 0.45, вероятность 0.50). Эта оценка возраста в пределах ошибки совпадает с оценкой возраста, полученной по нижнему пересечению дискордии (136 ± ± 15 млн лет), рассчитанной для трех точек изотопного состава циркона (табл. 1, № 5-7; рис. 3) из размерных фракций 100-150 и крупнее 150 мкм (верхнее пе-
Таблица 1. Результаты геохронологических
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.