ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2012, том 445, № 4, с. 428-432
= ГЕОЛОГИЯ =
УДК 552.2:551.72(571.5)
ВОЗРАСТ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ГАББРОИДОВ МАЛОХИНГАНСКОГО ТЕРРЕЙНА ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА © 2012 г. И. В. Бучко, А. А. Сорокин, Н. М. Кудряшов
Представлено академиком Ю.М. Пущаровским 16.03.2012 г. Поступило 06.03.2012 г.
Малохинганский (Цзямусинский) террейн является составной частью Буреинско-Цзямусин-ского супертеррейна — одного из основных структурных элементов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1). По существовавшим до недавнего времени представлениям [2] в качестве "фундамента" террейна выделялись раннедокембрийские метаморфические комплексы амурской серии. Однако в последние годы показано, что формирование протолитов метаморфических пород этих комплексов произошло в позднем протерозое или раннем палеозое, а наложенные на них структурно-метаморфические преобразования связаны не с докембрийским, а с палеозойским этапом геологической истории [3—5]. Более высокое стратиграфическое положение занимают терригенно-карбонатные отложения хин-ганской серии. Их верхняя возрастная граница определяется как нижнекембрийская на основании находок нижнеатдабанских микрофитолитов, губок, брахиопод, а нижняя условно считается позднерифейской [2].
Условно докембрийские и раннепалеозойские отложения Малохинганского террейна прорваны интрузиями, относимыми к раннепалеозойским гранодиорит-гранитовому биробиджанскому, гранит-лейкогранитовому бирскому позднепа-леозойскому габбро-диорит-гранодиорит-грани-товому тырмо-буреинскому, пермо-триасовому гранит-лейкогранитовому харинскому комплексам, и перекрыты широкой гаммой позднемезо-зойских вулкано-плутонических образований [2]. Среди перечисленных выше интрузивных образований преобладают ордовикские гранитоиды [6-8], которые связываются с раннепалеозойским орогеническим событием, отчетливо проявлен-
Институт геологии и природопользования Дальневосточного отделения Российской Академии наук, Благовещенск Геологический институт Кольского научного центра Российской Академии наук, Апатиты Мурманской обл.
ным в строении различных континентальных массивов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса [9].
Что касается габброидов, пользующихся достаточно широким распространением в пределах Ма-лохинганского террейна, то геохронологических и геохимических данных для них крайне мало, несмотря на то, что они могут существенным образом уточнить геодинамическую эволюцию этого тер-рейна. В качестве примера можно привести поздне-кембрийские—раннеордовикские (486 ± 18 млн лет) [4] габброиды амурского комплекса, в рамках существующих схем [2] относимые к раннему докембрию, а также позднепермские (256 ± 4 млн лет) [10] габброиды Карагайского массива, ранее ошибочно относимые к начальным фазам ранне-палеозойского биробиджанского комплекса [2].
В данном сообщении рассматриваются вопросы геохронологии, геохимии и геодинамической позиции раннепалеозойских габброидов Малохинганского террейна, для которых такие данные до сих пор отсутствовали.
Исследуемые габброиды слагают два сближенных тела общей площадью 4—6 км2 в приустьевой части р. Биракан (правый приток р. Бира, бассейн реки Амур). Вмещающими породами для них являются лейкограниты, относимые к заключительной фазе биробиджанского комплекса [2], тогда как сами габброиды рассматриваются в качестве начальной фазы этого же комплекса [2]. Габброиды представлены мелко-, реже среднезер-нистыми субщелочными разностями с габбровой и катакластической структурами, состоящими из андезина Ап39-44 (50—60%), реликтов ортопирок-сена и авгита, магнезиальной роговой обманки (35—40%), биотита, микроклина (5—10%), магнетита и апатита.
По химическому составу они соответствуют породам субщелочной серии с умеренными содержаниями 1Ю2 (1.03-1.34%) и М§0 (7.41-12.49%) при высоких содержаниях Р205 (0.30-0.79%), К20 (2.86-5.74%). Они характеризуются умеренно дифференцированным типом распределения редкозе-
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: (а) — с крутым и (б) — пологим падением; 14 — район исследования. Орогенные пояса и их фрагменты: АР — Аргунский (Керулен-Аргуно-Мамынский), БЦ — Бурея-Цзяму-синский в составе: Буреинского (БЦБ), Малохинганского (БЦМ), Ханкайского (БЦХ), МО — Монголо-Охотский, СЛ — Солонкерский, ЮМ — Южно-Монгольский.
Рис. 2. Микрофотографии кристаллов циркона из субщелочного габбро (обр. И-790) Усть-Бираканского выхода, выполнены в Аналитическом центре минералого-геохимических исследований ИГиП ДВО РАН (аналитик-исследователь В.И. Рождествина) 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—IX).
мельных элементов [La/Yb]n = 7.7—10.7 при отчетливо проявленной отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.6—0.7) и обогащением в отношении таких элементов, как Rb (152—319 ppm), Ba (740-2080 ppm), Th (6.7-26.9 ppm), U (1.85.1 ppm), Zr (130-290 ppm), Ni (54-152 ppm), Cr (494-1080 ppm) при умеренных концентрациях Sr (360-605 ppm), Nb (11-19 ppm), Ta (0.70-2.15 ppm). В целом геохимические особенности указывают на вероятное участие в магмообразовании обогащенного источника.
Для геохронологических исследований (U-Pb-метод) использован образец субщелочного габбро (обр. И-790), отобранный из южной части выхода. 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 [11]. 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 использовался силикагель. Уровень 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 изуче-
нии 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" [12] и "ISOPLOT" [13]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [14]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [15]. Все ошибки приведены на уровне 2а.
Циркон, выделенный из указанного образца (обр. И-790), представлен, главным образом, прозрачными длиннопризматическими обломками кристаллов рубиново-коричневого цвета. Основными элементами огранки целых зерен являются грани призмы {110} и дипирамиды {111} (рис. 2, I—VI). В кристаллах отмечаются трещины по плоскостям спайности, по которым часто наблюдаются вростки плагиоклаза. Для внутреннего строения циркона характерно присутствие твердофазных включений, представленных мелкими выделениями апатита и слюды. В режиме катодолюминесценции (рис. 2, VII—IX) в кристаллах проявляется грубая зональность. Размер зерен циркона изменяется от 200 до 50 мкм; Кудл = = 4.0—5.0. Для проведения изотопных U-Pb-ис-следований были использованы пять навесок кристаллов циркона, отобранные из размерных
Таблица 1. Результаты геохронологических и—РЬ-исследований цирконов из субщелочного габбро (обр. И-790) Усть-Бираканского выхода
Образец, фракция Размер фракции, мкм, навеска, мг Содержание, мкг/г Изотопные отношения
РЬ и 206 РЬ/ 204рь* 207рь/206рь* 208рь/206рь*
И-790/1 И-790/2 И-790/3 И-790/4 И-790/5 + 150, 1.6 -150 + 125, 0.9 -125 + 100, 1.1 -100, 0.6 + 150, 1.3 145.0 102.9 111.8 126.8 144.3 1888 1393 1504 1692 1888 1118 1612 1178 1168 1904 0.06837 ± 8 0.06436 ± 6 0.06770 ± 5 0.06774 ± 10 0.06300 ± 3 0.2105 ± 2 0.1741 ± 2 0.1719 ± 2 0.1859 ± 3 0.2148 ± 1
Образец, фракция Размер фракции, мкм, навеска, мг Изотопные отношения Яко Возраст, млн лет
206РЬ/238и 207рь/235и 206РЬ/238и 207рь/235и 207рь/206рь
И-790/1 +150, 1.6 0.06868 ± 14 0.5248 ± 21 0.55 428.2 ± 0.9 428.4 ± 1.7 429 ± 8
И-790/2 -150 + 125, 0.9 0.06879 ± 34 0.5255 ± 32 0.89 428.9 ± 2.1 428.9 ± 2.1 429 ± 8
И-790/3 -125 + 100, 1.1 0.06875 ± 8 0.5253 ± 21 0.46 428.6 ± 0.5 428.7 ± 1.7 429 ± 9
И-790/4 -100, 0.6 0.06869 ± 8 0.5243 ± 26 0.42 428.2 ± 0.5 428.0 ± 2.1 427 ± 11
И-790/5 + 150, 1.3 0.06896 ± 34 0.5270 ± 26 0.97 429.9 ± 2.1 429.8 ± 2.1 429 ± 5
Примечания. * изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Яко - коэффициент корреляции от-
ЛА^ ЛОГ ЛЛ/" ЛОО
ношений РЬ/ и— РЬ/ и; величины ошибок (2ст) соответствуют последним значащим цифрам.
фракций (табл. 1). Аналитические точки изотопного состава циркона всех пяти фракций располагаются на конкордии; рассчитанный возраст фракций составляет 428.7 ± 0.9 млн лет, СКВО = 0.036, вероятность 0.85 (рис. 3). Морфологические особенности и внутреннее строение исследованного циркона позволяют сделать вывод об его кристаллизации из расплава. В качестве оценки возраста формирования исследованного габбро принимается округленное значение, рассчитанное для всех конкордантных точек — 429 ± 1 млн лет.
Полученные результаты свидетельствуют о том, что габброиды Усть-Бираканского выхода имеют раннепалеозойский (раннесилурийский) возраст и эти данные являются первым геохронологическим свидетельством проявления и
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.