CC BY
9
УДК 551.25(571.63)
ОРДОВИКСКАЯ БАТОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ ЯПОНОМОРСКОЙ ОКРАИНЫ АЗИИ: ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ТИПЫ ПОРОД
Т. А. Емельянова, Л. А. Изосов Тихоокеанский Океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, г. Владивосток
В статье впервые проведены межрегиональные петрохимичесие корреляции пород ордовикской батолитовой формации Япономорской окраины Азии. Она образовалась в течение двух фаз внедрения: 1) габброидной и 2) гранитоидной (главной), отражающих процессы рифтинга и гранитно-сводового тектогенеза. Магматиты 1-й и 2-й фаз внедрения обладают некоторыми общими петрохимическими чертами — высокими содержаниями А120 и К20, свидетельствующими об их формировании в пределах зрелой и мощной континентальной коры, когда происходил захват глубинными расплавами докембрийских и нижнепалеозойских пород и их магматическое замещение. На Ляодунском щите Китая с позднеордовикской магматической деятельностью связано становление огромных гранитных батолитов и внедрение алмазоносных кимберлитовых трубок.
Введение
В статье впервые в пределах Япономорской окраины Азии (ЯО) проведена региональная корреляция ордовикских интрузивных образований, представляющих типичную батолитовую формацию [8, 9], и дана характеристика петрохимических и геодинамических типов слагающих её пород.
ЯО, включающая территории Приморья, Северо-Во-сточного Китая, Кореи, Японии и Япономорскую впадину, представляет собой фрагмент Западно-Тихоокеанской зоны перехода континент-океан, в строении которого участвуют остаточные массивы раздробленной Китайской платформы, спаянные полициклическими мобильными поясами [4, 8, 12, 15, 14, 24, 23] (рис. 1).
Наиболее яркими представителями ордовикской батолитовой формации ЯО, для которой характерны две фазы внедрения - габброидная и гранитоидная (главная), являются крупные массивы Гродековский, Шмаковский, Снегуровский и Анучинский (Приморье), Хэйлунцзянские (Северо-Восточный Китай), Сободжи и Хиками (Япония), а также интрузивы, выступающие в пределах Вос-точно-Корейской подводной возвышенности [2, 3, 5, 10,
11, 15, 18, 19, 20, 23, 24]. Батолиты формировались в процессе миграции в верхние слои коры глубинных магматических очагов, возникших в результате плавления докембрийского кристаллического фундамента и - частично - нижнепалеозойского терригенно-карбонатного чехла Китайской платформы.
Примечательно, что в Корее, на северной окраине Сино-Корейского щита имеются многочисленные грани-тоидные массивы батолитовой формации, считающиеся протерозойскими и мезозойскими, часть из которых, по данным ряда корейских геологов, возможно, имеет раннепалеозойский возраст [16, 25] и, по нашему мнению, могут быть сопоставлены с описываемыми образованиями.
Обоснование возраста интрузивов
Далее остановимся на обосновании возраста главных магматических комплексов. В Приморье:
1) дайки баркевикитовых порфиритов, представляющих жильную серию пород первой фазы, секут Вознесенские граниты [3] позднекембрийского возраста [6];
2) вторая фаза: а) гранитоиды Снегуровского батолита перекрыты вассиановской свитой, включающей средне-позднедевонские фораминиферы [4]; б) радиологический возраст гранитов Гродековского батолита, по данным Л. А. Изосова и М. А. Евлановой (1982 г.), составляет 466, 476 и 495 млн лет; в) в районе контакта Гродековского массива и нижнесилурийской кордонкинской свиты [4] в последней М. А. Евлановой (1982 г.) описаны многочисленные валуны и галька гранитоидов, аналогичных гродековским, и обильный аркозовый материал.
Вероятными возрастными аналогами названных интрузивов являются выступающие в Южном Приморье батолиты Артёмовский (544 млн лет), Кипарисовский (457±12 млн лет), Таудеминский и Тафуинский (500-490 млн лет). Гранитоиды Артёмовского массива прорывают верхнекембрийскую толщу риолитов и их туфов и содержат их ксенолиты, а сами перекрываются флористически охарактеризованной средне-верхнедевонской люторгской свитой [4].
В Северо-Восточном Китае магматиты второй фазы внедрились в метаморфические породы нижнего кембрия, нижнего-среднего ордовика и среднего ордовика, а их радиологический возраст достигает 446-455; 502 млн лет [23].
Наиболее древними раннепалеозойскими интрузивными магматитами Японии являются диориты комплекса Сободжи (457-440 млн лет) первой фазы, рвущие до-кембрийские метаморфические образования и перекрывающиеся осадочной толщей с силурийской фауной [18]. Гранитоиды Хиками (442-440 млн лет), представляющие вторую фазу внедрения, также интрудируют докембрий-ские породы и покрываются нижне-верхнесилурийскими отложениями, заключающими многочисленные фау-нистические остатки [14, 15].
В Корее в составе протерозойского комплекса Ривон [16] массивы Сангнонг, Хюисабонг и Содангчон, по-ви-
О 100 200 ЗООкн о-Кюсю I—л—
Рис. 1. Схема размещения ордовикских магматических образований в пределах Япономорской окраины Азии
1 - докембрийские структуры: Северо-Восточный выступ Китайской платформы: массивы Сяо Хинганлинг-Согнен (I), Мало-Хинганский (12), Фэншуйлинский (13), Ханкайский (I), Кэнтэйский (I) и Дахэчжэньский (I); Сино-Корейская параплатформа: массивы Фушуньский (П ), Кванмоский (П2) и Наннимский (П3); параплатформа Янцзы: массивы Кёнгийский (Ш;) и Реннамский (Собэксанский) (Ш2); докембрийские блоки Япономорской впадины, предположительно относящиеся к параплатформе Янцзы: Восточно-Корейский (Ш3), Криштофовича (Ш4), Ямато (Ш5), Кита-Оки (Ш6), Западный Оки (Ш7), Восточный Оки (Ш8) и Хакусан (Ш9); докембрийские массивы Японских островов, относящиеся к параплатформе Янцзы: Южный Китаками-Абукума (Ш10), Хида (Ш ) и др.; 2 - полициклические покровно-складчатые системы и зоны: каледонско-яньшаньские: Иичун-Яньшоу (IV ), Цзилинь-Хэйлунцзянская с зонами Цзилиньской (IV ) и Туманган-Лаоэлин-Гродековской (IV ), или Яньбяньской, Витязя-Алпатова (IV ) и Ямато (IV ); яньшаньская Сихотэ-Алинская (V ) с Вандашань-Западно-Сихотэ-Алинской зоной (V ); Корейская: с зонами индосинийской Имджинганской (VI) и раннеяньшаньской Окчхонской (УЦ; Японская (VII): с зонами каледонской Циркум-Хида-Нагато (VII), герцинской Тюгоку (УП^), раннеяньшаньскими и гималайскими, в том числе, Самбагава (VII ), Титибу (VII ) и др.; яньшаньско-гималайская Сахалинская (VIII); 3 - главные разломы установленные и предполагаемые: Центральный Сихотэ-Алинский (1), Западно-Приморский (2), Арсеньевский (3), Северо-Яньцзиньский (4), Таньлу-Циндао (5), Хаячине (6), Танакура (7), Окчхонский (8), Собэкский (9), Циркум-Хида (10), Илань-Итун (11), Западный Наданьхада-Алинский (12), Дальнереченский (13), Таньлу-Мишань-Сюркумский (14), Ялуцзян-Циндао (15), Рисири-Монерон (16), Центрально-Сахалинский (17), Прибрежный (18), Находка-Ольгинский (19), Восточно-Приморский (20), Восточно-Япономорский (21), Хидака (22), Южно-Приморский (23), Чхончжинский (24), Центрально-Япономорский (25), Ямато (26), Садо (27), Кучжан-Кымя (28), Синвон-Осан (29), Канхва-Косон (30), Уллындо (31), Северо-Окийский (32), Западно-Цусимский (33), Восточно-Цусимский (34), Итоигава-Шизуока (35), Медианная тектоническая линия (36), Бутсузо (37); 4 - ордовикская батолитовая формация (массивы)'. Шмаковский (1), Анучинский (2), Гродековский (3), Хэйлунцзянские (4), Цзилиньские (5), Наджинский (6), Ривонский (7), Танчонский (8), Восточно-Корейский (9), Хиками (10), Сободжи (11), Исавагава (12)
димому, являются раннепалеозойскими образованиями, судя по данным определения изотопного возраста гра-нитоидов, составляющего соответственно, 760-466.450-430 и 540-530 млн лет [25]. Здесь также исключительно широко распространены позднепалеозойско-мезозойс-кие и мезозойские интрузивы, как правило, батолитово-го типа. Они объединены в четыре комплекса: 1) Р2-Т -Туманган, 2) Т - Хёсан, 3)1- Танчон и 4) К - Амноккан. Абсолютный возраст пород названных комплексов колеблется от 160-133 млн лет до 250±50 млн лет. Как отмечают корейские геологи, точный возраст данных маг-матитов не всегда может быть установлен. Наибольший интерес для нас, исходя из целей исследований, представляет батолит Танчон, принадлежащий комплексу Хёсан: изотопные датировки его пород характеризуются следующими значениями - 300-400 и 455 млн лет. Это означает, что некоторые гранитные массивы Корейского полуострова можно условно сопоставить с образованиями второй фазы ордовикской батолитовой формации.
Петрохимическая характеристика пород Ордовикские породы первой интрузивной фазы внедрения в Приморье, Северо-Восточном Китае и Японии представлены основными и средними разновидностями, которые по содержанию кремнекислоты, общей щёлоч-
ности и К20 подразделяются на две группы [21]: 1 - из-вестково-щелочную умереннокалиевую и 2 - субщелоч-ную высококалиевую (рис. 2а).
Первая группа включает габбро, диориты, кварцевые диориты, а вторая - субщелочные габбро, диориты, дио-рит-монцониты, монцониты, реже - сиениты. При этом магматитам всех трёх названных выше регионов присущи многие общие петрохимические черты (рис. За). К ним относятся повышенные содержания А1203 (14,42-18,42 %), суммы Бе (6,31-13,45%), в основном, за счёт БеО; К20 (1,24-3,66 %) и низкие или умеренные содержания ТЮ2 (0,60-1,50 %). Отмечено, что с повышением калиевости в породах нормального ряда концентрации ТЮ2 понижаются, а в субщелочных разностях - повышаются. В некоторых образцах содержания ТЮ2 достигают 4,38 % (комплекс Сободжи).
Несмотря на отмеченное петрохимическое сходство, интрузивные породы 1-ой фазы имеют и некоторые отличия. Так, магматиты Гродековского комплекса характеризуются меньшими содержаниями §Ю2 (43,00-54,98 %) по сравнению с породами комплексов Хэйлунцзянского и Сободжи (48,49-64,90 %) и относятся к образованиям, недосыщенным кремнекислотой. Они также обладают более высокими концентрациями СаО
а)
а)
О
сд
V
БЮ 2 (мас.%)
ЭЮг (мас.%)
Рис. 2. Диаграмма К2()-8Ю2 [21] для ордовикских интрузивных пород Япономорской окраины Азии:
а) первой фазы внедрения; комплексы: 1 - Гродековский, 2 -Хэйлунцзянский, 3 - Сободжи; б) второй фазы внедрения; комплексы: 1 - Гродековский, 2 - Хэйлунцзянский, 3 -Сободжи
5
20
О га 10
20
§10
А1203 » й ё 1,2,3
30 40 50 60 7 0 60 70 80
1 О 2 О) = 1 0 2*^» *
О 6 4 2 3
&*4хЗ А О 2
0
30 40 50 60 70
ЭЮ2 (мас.%)
70
5Ю2 (мас.%)
Рис. 3. Диаграмма Харкера [17] для ордовикских интрузивных пород Япономорской окраины Азии:
а) первой фазы внедрения; комплексы: 1 - Гродековский, 2 -Хэйлунцзянский, 3 - Сободжи; б) второй фазы внедрения; комплексы: 1 - Гродековский, 2 - Хэйлунцзянский, 3 -Сободжи
Таблица 1
Представительные результаты химического анализа пород первой фазы внедрения ордовикской батолитовой
формации Япономорской окраины Азии
Компонент I 1 | 2 3 1 4 1 5 1 6 1 7 1 8
ЭЮ2 43,00 43,18 47,00 47,12 47,30 49,20 53,44 53,98
ТЮ2 0,21 2,12 0,60 0,44 0,97 1,66 1,06 1,18
А1203 21,09 14,42 17,84 18,03 15,26 21,64 20,11 18,66
Ре20з 1,64 6,84 1,23 1,52 1,93 - 2,11 1,72
РеО 5,33 4,50 6,49 5,25 7,10 4,29 5,85 6,53
МпО - 0,21 0,06 0,05 0,31 - 0,14 0,08
МдО 11,85 6,61 8,15 8,59 9,10 2,00 1,58 2,85
СаО 15,20 17,52 14,15 14,35 14,20 11,61 7,34 7,44
Ыа20 0,14 1,25 1,55 1,22 1,78 3,88 3,76 3,19
К20 0,59 1,70 0,65 1,00 1,00 0,77 2,80 2,78
р2о5 - 0,18 0,07 0,01 0,12 0,63 0,33 0,25
Н20‘ 1,08 - - - - - - -
Н20+ - - - - 0,15 - - -
9 9 9 - 0,86 2,04 2,22 1,48 3,68 0,78 1,35
Сумма 100,13 99,40 99,83 99,80 99,70 99,43 99,30 100,01
Компонент | 9 1 10 11 1 12 | 13 1 14 | 15 1 16
ЭЮ2 54,06 54,10 50,07 56,00 64,90 64,10 48,49 56,40
ТЮ2 0,96 1,09 1,02 0,70 0,60 0,68 1,07 0,96
А1203 18,31 21,74 16,24 16,21 15,04 15,33 18,42 17,46
Рб20з 1,18 1,71 4,61 4,01 2,93 3,09 4,17 3,21
РеО 6,39 6,13 5,72 5,18 3,52 3,23 5,68 4,46
МпО 0,13 0,10 0,19 0,16 0,12 0,12 0,18 0,15
МдО 2,86 1,82 5,63 3,94 1,47 1,04 5,60 3,53
СаО 7,55 5,12 8,72 5,02 2,85 1,71 7,27 4,62
Ыа20 3,55 4,00 3,21 3,97 4,39 4,70 2,82 3,96
К20 2,68 3,17 0,95 1,24 1,94 3,66 0,86 1,42
р2о5 0,23 - 0,37 0,31 0,28 0,34 0,29 0,41
Н20‘ - 0,68 - - - - -
Н20+ - - - - - - - -
9 9 9 1,89 - 3,07 2,87 1,67 1,44 4,69 3,21
Сумма 99,79 99,66 99,80 99,60 99,71 99,44 99,54 99,79
Компонент| 17 | 18 19 1 20 | 21 1 22 | 23 | 24
ЭЮ2 64,17 46,01 47,08 50,52 51,55 52,35 55,17 56,96
ТЮ2 0,78 4,38 4,22 1,65 0,53 1,94 0,79 0,72
А1203 16,96 15,34 15,72 16,74 17,02 16,22 17,07 13,94
Ре20з 2,19 3,47 3,02 3,70 1,79 4,94 1,93 1,91
РеО 2,52 8,52 7,03 6,49 5,31 5,03 5,07 6,18
МпО 0,08 0,21 0,21 6,19 0,15 0,19 0,12 0,13
МдО 1,15 6,20 6,56 5,73 8,58 4,47 5,12 6,03
СаО 2,12 9,10 9,55 7,30 6,61 6,64 5,97 6,54
Ыа20 3,27 3,24 3,33 4,02 4,05 5,16 5,00 4,71
К20 3,14 1,20 0,97 1,06 1,12 0,85 1,20 0,75
р2о5 0,21 0,03 0,02 0,09 0,05 0,11 0,09 0,12
Н20‘ - 0,32 0,20 0,24 0,23 0,29 0,25 0,12
Н20+ - 2,08 2,10 1,06 3,01 1,78 2,22 1,88
9 9 9 3,37 - - - - - - -
Сумма 99,96 100,00 100,01 100,00 100,00 100,00 100,00 99,99
Примечание: Приморье, Гродековский комплекс (1-10): 1, 3-6 - габбро клинопироксеновое, 2 - габбро оливиновое, 7-9 - диориты, 10 -диорит-монцониты; Северо-Восточный Китай, Хэйлунцзянский комплекс (11-17): 11, 15 - габбро, 12,16 - субщелочное габбро, 13, 14, 17 -гранодиориты; Япония, комплекс Сободжи (18-24): 18-21 - габбро, 22 - роговообманково-биотитовые диориты, 23-24 - роговообманково-кварцевые диориты. 1-10 [7], 11-17 [23], 18-24 [18]
(11,61-17,52 %)иМ|*0 (6,61-11,85 %). Однако по содержаниям К20, достигающим 3,15-3,60 %, гродековские магматиты вполне сопоставимы с хэйлунцзянскими и намного отличаются от пород комплекса Сободжи, содержание К20 в которых не превышает 1,20 %.
Ордовикские интрузивные породы второй (главной) фазы внедрения представлены гранитами, гранодиори-тами, реже диоритами. По содержанию кремнекислоты, общей щёлочности и количеству К20 наиболее близкими являются гранитоиды комплексов Гродековского и Хиками. Они относятся к пересыщенным кремнекисло-той образованиям (8Ю2 - 69,00-77,59 %) и дифферен-
цируются на две группы [21]: 1 - известково-щелочную умереннокалиевую и 2 - субщелочную высококалиевую (рис. 26). Разница состоит лишь в том, что среди гроде-ковских гранитоидов преобладают субщелочные высококалиевые породы (К20 - 3,12-5,47 %), а в комплексе Хиками господствуют известково-щелочные умереннокалиевые (К20-1,63-3,05 %). Гранитоиды Хэйлунцзянского комплекса характеризуются меньшими концентрациями §Ю2 (63,85-72,12 %) по сравнению с аналогичными породами Приморья и Японии. В то же время, по сумме щелочей и содержанию К20 почти все они представляют единую субщелочную высококалиевую серию.
Таблица 2
Представительные результаты химического анализа пород второй (главной) фазы внедрения ордовикской
батолитовой формации Япономорской окраины Азии
Компонент I 1 | 2 1 з | 4 5 1 6 7 1 8
8Ю2 68,00 69,00 71,36 71,92 72,60 74,88 76,84 76,20
ТЮ2 0,37 0,28 0,36 0,19 0,20 0,12 0,12 0,10
А1203 16,00 14,80 14,25 14,50 13,70 12,42 12,42 13,34
Ге2( )< 2,06 2,82 0,84 0,94 1,12 0,64 0,97 0,74
БеО 1,10 0,69 2,13 1,53 1,03 1,73 0,71 1,06
МпО 0,05 0,04 0,08 0,03 0,05 0,02 0,04 0,02
0,25 0,31 0,67 0,13 0,15 0,13 0,15 0,21
СаО 1,27 0,85 1,79 0,98 0,86 0,67 0,13 0,13
Ма20 4,44 3,67 4,00 3,50 4,50 3,22 3,17 3,33
к2о 4,40 4,25 2,36 5,00 4,80 5,47 4,62 4,62
р2о5 0,07 0,10 1,00 0,04 0,04 0,02 0,02 0,02
н2о- - - 0,12 - - - - -
н2о+ - - - 0,08 - - - -
? ? ? - - 1,25 0,28 - - 0,65 0,41
Сумма 98,01 98,94 100,21 99,12 99,05 99,32 99,85 100,18
Компонент | 9 1 10 1 П 1 12 13 1 14 15 | 16
8Ю2 66,09 67,74 68,13 68,29 68,72 70,94 71,78 72,12
ТЮ2 0,57 0,48 0,48 0,48 0,54 0,26 0,12 0,37
А1203 16,01 15,50 15,59 14,96 14,52 14,95 15,04 12,93
1е2(); 1,29 0,77 0,93 1,21 1,36 0,70 0,73 2,09
БеО 2,31 3,23 3,51 3,56 2,45 1,86 1,25 1,95
МпО 0,07 0,05 0,15 0,07 0,08 0,06 0,04 0,10
К^О 1,46 1,10 0,96 1,29 1,07 0,49 0,33 0,29
СаО 3,24 2,15 2,19 2,25 2,82 2,09 1,84 1,41
Ма20 3,96 3,66 3,39 3,00 3,88 4,02 4,23 3,82
к2о 3,80 3,47 3,74 4,67 3,71 4,00 3,95 4,51
р2о5 0,15 0,18 0,15 0,19 0,15 0,19 0,90 0,08
н2о- - - - - - - - -
н2о+ - - - - - - - -
? ? ? 0,94 1,28 0,88 0,94 0,40 0,41 0,38 0,41
Сумма 99,89 99,70 100,10 100,91 99,70 99,93 99,86 100,08
Компонент | 17 | 18 1 19 | 20 21 | 22 23 | 24
8Ю2 69,19 70,80 71,97 72,42 73,39 74,58 74,53 76,50
ТЮ2 0,39 0,40 0,37 0,31 0,19 0,32 0,14 0,21
А1203 15,13 14,72 13,88 14,38 14,14 13,46 13,12 12,74
1е2()( 2,74 3,36 2,50 2,11 1,50 1,81 1,15 1,66
БеО 1,23 0,28 1,12 0,95 0,68 0,81 0,52 0,74
МпО 0,08 0,05 0,08 0,08 0,05 0,03 0,03 0,05
MgO 1,03 0,88 1,02 0,77 0,59 0,51 0,45 0,58
СаО 3,45 2,57 2,50 1,67 0,71 3,02 0,20 0,22
Ма20 3,23 3,61 3,13 3,14 4,26 3,19 3,05 2,96
к2о 2,93 2,23 2,84 3,40 3,60 1,37 4,76 3,96
р2о5 0,10 0,09 0,09 0,09 0,05 0,06 0,04 0,05
Н20‘ - - - - - - - -
н2о+ - - - - - - - -
? ? ? - - - - - - - -
Сумма 99,50 99,19 99,50 99,32 99,15 99,16 97,99 99,67
Примечание: Приморский край, Гродековский комплекс (1-8): 1,5,8 - лейкократовые граниты, 2-3 -биотитовые граниты, 4 - микроклиновые граниты; Северо-Восточный Китай, Хэйлунцзянский комплекс (9-16): 9-13 -гранодиориты, 14-16 - граниты; Япония, комплекс Хиками (17— 24): 17-18 - гранодиориты, 19-21 - биотитовые граниты, 22-24 - лейкократовые граниты. 1-10 (Л.А. Изосов, М.А. Евланова, 1982 г.), 9-16 [23], 17-24 [20]
Однако необходимо подчеркнуть, что среди гранитоидов, развитых в названных регионах, встречаются разновидности, в которых доминирующую роль играет калий. Особенно свойственно это магматитам Гродековского батолита.
В целом, образования главной второй фазы внедрения отличаются повышенной глинозёмистостью, желе-зистостью, умеренными или повышенными содержаниями ТЮ2 и СаО, низкими или умеренными концентрациями ]\^0 (рис. 36). Количество А1203 варьирует от 13,88-15,70 % (комплекс Хиками) до 14,25-17,68 % (Гродековский и Хэйлунцзянский комплексы). По суммарному содержанию Ре близкими друг к другу являются по-
роды комплексов Хэйлунцзянского и Хиками, которые обладают наиболее высокими его значениями (до 5,58%). В подавляющем большинстве случаев в этих породах преобладает РеО. Наиболее низкие концентрации ТЮ2 (0,13%—0,37%), СаО (0,85-1,70%) и (0,12-0,31%) характерны для гродековских гранитоидов. В магмати-тах комплекса Хиками количество ТЮ2 возрастает до 0,22-0,57%, а наибольшие его концентрации связаны с хэйлунцзянскими высококалиевыми породами (0,76-
0,88%). В гранитоидах Северо-Восточного Китая и Японии содержания СаО в среднем составляют 2,19-4,61%, а N^0-0,96-1,57%.
Геодинамические условия становления ордовикских интрузивов
Близкий петрохимический состав магматитов первой фазы внедрения во многом обусловлен одинаковыми гео-динамическими условиями их формирования во всех названных регионах. На дискриминационной диаграмме РеО*-1У^О [22] фигуративные точки этих пород располагаются в области образований континентальных рифтов и эпиорогенных поднятий (рис. 4а). Можно полагать, что интрузии первой фазы контролировались рифтовы-ми зонами, возникшими в начальные этапы общего воз-дымания докембрийскош фундамента Китайской платформы [1]. Повышенная калиевость габброидов указывает на контаминацию мантийных расплавов ксенолитами зрелой сиалической коры при перемещении магматических очагов в верхние слои литосферы. Высокие концентрации СаО и М^О в гродековских магматитах, названных М.Г. Руб [11] «гибридными породами», свидетельствуют о захвате ими значительного количества ксенолитов, вмещающих нижнекембрийских известняков.
Становление массивов гранитоидов второй фазы внедрения также происходило в сходной геодинамичес-кой обстановке, на что указывает их близкий петрохимический состав. Этот вывод может быть проиллюстри-
МдО (мас.%)
810г (мае. %)
Рис. 4. Дискриминационные диаграммы [22] для ордовикских интрузивных пород Япономорской окраины Азии:
а. Ре203+Ре0-М^0 - 1-ая фаза внедрения; комплексы: 1 -Гродековский, 2 - Хэйлунцзянский, 3 - Сободжи; б. А1 Оэ_8Ю - 2-ая фаза внедрения; комплексы: 1 - Гродековский, 2 -Хэйлунцзянский, 3 - Сободжи
рован дискриминационной диаграммой А1203-8Ю2 (рис. 46) для кислых изверженных пород [22], на которой фигуративные точки описываемых магматитов располагаются в полях образований островных и континентальных дуг, континентальной коллизии и постороген-ных зон. Как видим, они могут быть отнесены к классу орогенных формаций, в том широком значении этого термина, которое придавал ему Ю.А. Кузнецов [9]. Согласно классификации Д. Коббинга [13], ордовикские образования второй фазы относятся к 1- и Б-типу, которые формируются в результате внедрения начальных порций магмы и дальнейшего переплавления метаморфических и осадочных отложений за счёт деятельности сквозьмаг-матических растворов. То есть, в целом, становление огромных гранитоидных батолитов происходило «на месте».
Заключение
Итак, в работе была сделана первая попытка сравнительного петрохимического анализа ордовикских интрузивных образований ЯО, сформированных в две фазы внедрения и наиболее типично представленных в комплексах Гродековском (Приморье), Хэйлунцзянском (Северо-Восточный Китай) и Хиками (Япония).
Габброиды первой фазы внедрились в узкие рифто-вые зоны, заложение и развитие которых ознаменовало начало гранитно-сводового тектогенеза и обособление докембрийских остаточных массивов, приведшее к распаду Китайской платформы. Мощный гранитоидный магматизм второй фазы завершил сводообразование и обусловил становление крупных батолитов.
Несмотря на разные геодинамические обстановки образования пород первой и второй фаз, они обладают некоторыми общими петрохимическими чертами - высокими содержаниями А1203 и К20. Отмеченные черты указывают на главную особенность генезиса магматитов, связанную с их формированием в пределах зрелой и мощной континентальной коры, которая оказывала определяющее влияние на характер магматических расплавов.
Пёстрый химический состав габброидов, имеющих мантийное происхождение [8], свидетельствует о захвате магмой докембрийских и нижнепалеозойских отложений.
Принадлежность гранитоидов к 1- и .V типу говорит о том, что они образовались в результате магматического замещения глубокометаморфизованных толщ докем-брийского фундамента Китайской платформы. При этом магма испытывала перемещение, в основном, в пределах зон собственного образования.
В заключение следует подчеркнуть, что на Ляодунском щите Китая с позднеордовикской магматической деятельностью, в результате которой произошло общее поднятие Китайской платформы и сформировались огромные гранитные батолиты, связаны алмазоносные кимберлитовые трубки [1, 7].
ЛИТЕРАТУРА:
1. By Иашань, Джен Юанынен, Тан Ляньян, Жан Анди. Зависимость алмазоносности кимберлитов от тектонических структур фундамента Сино-Корейской платформы // Геология и геофизика. 1992. № 10. С. 117-123.
2. Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши. Владивосток: Дальнаука, 1993. 211 с.
3. Геология СССР. М.: Недра, 1969. Т. 32. 695 с.
4. Изосов Л. А. Геологические формации и среднепалеозойская эволюция Япономорской окраины Азии // Автореф. дис... д-ра г.-м.н. Хабаровск, 2003. 42 с.
5. Изосов Л. А., Рязанцева М. Д. Палеозойские магматические комплексы юга Ханкайского массива // Сов. геология. 1977. № 2. С. 77-90.
6. Изосов Л. А., Петрищевский А.М., Бажанов В. А. Позднекембрийский вулкано-плутонический комплекс Вознесенского рудного района Приморья // Сов. геология. 1989. № 5. С. 90-95.
7. Изосов Л. А., Коновалов Ю.И., Емельянова Т. А. Проблемы геологии и алмазоносности зоны перехода кон-тинент-океан (Япономорский и Желтоморский регионы). Владивосток: Дальнаука, 2000. 326 с.
8. Изосов Л. А., Коновалов Ю.И. Западно-Сихотэ-Алин-ский окраинно-континентальный вулканический пояс и его тектоническая позиция в Западно-Тихоокеанс-кой зоне перехода континент-океан. Владивосток: Дальнаука, 2005. 315 с.
9. Кузнецов Ю. А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964. 387 с.
10. Мельников Н.Г., Изосов Л.А. Структурно-формационное районирование Приморья // Тихоокеан. геология. 1984. № 1. С. 53-61.
11. Руб М.Г. Гранитоиды Приханкайского района и основные черты их металлоносности: Тр. ИГЕМ. 1960. Вып. 33. 357 с.
12. Смирнов А.М. Сочленение Китайской платформы с Тихоокеанским складчатым поясом. М.: Изд.-во АН СССР. 1963. 157 с.
13. Cobbing J. Granites - an overview // Episodes. 1996. V. 19. 4. P. 103-106.
14. Ehiro M., Kanisawa S. Orirgin and evolution of the South Kitakami Microcontinent during the Early-Middle Palaeozoic // IGGP 321 Final Results Volume. Rotterdam: A.A. Balkema Publishers, 1999. P. 283-295.
15. Geology and mineral resources of Japan. Hisamoto: Kawasaki-shi, 1977. V. 1. 430 p.
16. Geology of Korea. Pyongyang: Foreign Languages Books Publish., 1996. 629 p.
17. Harker A. The natural history of igneous rocks. Methuen. London, 1909.
18. Kanisawa S., Ehiro M. Pre-Devonian Shoboji Diorite distributed in the western border of the South Kitakami Belt: Its bearing on the characteristic of petrology and K-Ar age//Graduate School of Sci. TonokuUniv.: 1997. V. 92. P. 195-204.
19.Kobayashi Y., Takagi H. Litology, structure and petrochemistry of the Hikami Granitic Rocks in the South Kitakami Belt // Mem. Geol. Soc. Japan. 2000. V. 56. P. 103-122.
20. Kobayashi Y., Takagi H., KatohK., Sango K. and Shibata K. Petrochemistry and correlation of Paleozoic granitic rocks in Japan // Mem. Geol. Soc. Japan. 2000. V. 56. P. 65-88.
21.Le Maitre R. W., Bateman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell: Oxford, 1989.
22.Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geol. Soc. Am. Bull. 1989. V. 101. P. 635-6430.
23. Regional Geology of Heilongjiang province // Geological memoirs. Beijing: Geol. Publ. House, 1992. Ser. 1. 33. 734 p.
24. Regional Geology of Jilin province // Geological memoirs. Beijing: Geol. Publ. House, 1989. Ser. 1. 10. 698 p.
25. Ri Bong Gi. Intrusive rocks of Korea // Pyongyang: Publish. House Kim II Sung Univ., 1968. 368 p.
26. Wilson M. Igneous petrogenesis. London: Unwin Hyman. 1989.
It is for the first time that the regional petrochemical correlations of Ordovician Batholith Formation rocks at the Japan Sea Margin of Asia hare been conducted. They formed during the two phases of intrusion: 1) gabbro and 2) granite (main), reflecting ofprocesses rifting and granite-domical tectonics. Magmatites of the first and the second phases possess some general petrochemical features — high contents of Alfl and K20, witnessing on their generation within the mature and thick Continental Crust, when the deep melts seized Precambrian and Lower Paleosoic rocks — with later magmatic substituting. On Lyaodun Scheld (China) with Late Ordovician magmatic activity is connected will forming of enourmous granite batholiths and injection of diamondiferous kimberlite pipes.
