CC BY
51
Вестник Томского государственного университета. 2G13. № Зв9. С. 173-1SG
УДК 552.549.08:552.11
И.В. Бучко, А.А. Сорокин, В.И. Рождествина
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ГАББРОИДОВ МАЛОХИНГАНСКОГО ТЕРРЕЙНА (ВОСТОЧНАЯ ЧАСТЬ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА)
Исследования выполнены при поддержке Президиума ДВО РАИ (проекты G9-I-OH3-G9, G9-II-CO-GS-GG7).
Представлены результаты минералогических и геохимических исследований Карагайского массива, в строении которого доминируют лейкократовые габбро, сложенные умеренно магнезиальным клинопироксеном (#Mg = 45-68) в сочетании с плагиоклазом высокой основности (An90_92), относимые к биробиджанскому комплексу Малохинганского террейна. Это позволяет предполагать образование базитов в результате низкобарической кристаллизации (0,5-3 кбар) мафических расплавов при значительном содержании в расплаве воды, что свойственно субдукционным обстановкам. Этот вывод подтверждает и наличие первично магматического амфибола, что обусловлено значительной фугитивностью кислорода при формировании исходных расплавов. Геохимическими особенностями габброидов является высокая глиноземистость на фоне низкой титанистости и малых концентраций P2O5, K2O, характер распределения REE и малых элементов с отчетливыми минимумами Nb, Ta и соотношениями Ta/Yb-Th/Yb, что сближает их с породами зон субдукций и свидетельствует об образовании лейкогаббро Карагай-ского массива в обстановке активной континентальной окраины.
Ключевые слова: габброиды; минералогия; геохимия; Малохинганский террейн; Центрально-Азиатский складчатый пояс.
Малохинганский (Цзямусинский) террейн является одним из основных структурных элементов восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. В схемах тектонического районирования [1, 2] он рассматривается в качестве составной части Буреинско-Цзямусинского (или Бурея-Цзямуси-Ханкайского) су-пертеррейна. В последние годы показано, что формирование протолитов «фундамента» террейна произошло в позднем протерозое или раннем палеозое. При этом наложенные на них структурно-метаморфические преобразования связаны не с докембрийским [3-5], а с палеозойским этапом геологической истории [6-8]. Условно докембрийские и раннепалеозойские отложения прорваны интрузиями, относимыми к раннепалеозойскому биробиджанскому, позднепалеозойскому тырмо-буреинскому, пермо-триасовому харинскому комплексам, и перекрыты широким спектром позднемезозойских образований [4]. Согласно проведенным в последние годы геохронологическим исследованиям раннепалеозойский этап магматической активности, проявленный в пределах Малохинганского террейна, приходится на ранний и средний ордовик [9, 10]. В то же время для гранитоидов тырмо-буреинского и харин-ского комплексов возрастной интервал их формирования оценивается в 219-185 млн лет, что соответствует позднему триасу - ранней юре [11, 12].
Сведения о существовании позднепалеозойского этапа магматической активности в пределах Малохин-ганского террейна, на который приходится один из кардинальных этапов формирования ЦентральноАзиатского складчатого пояса [1], крайне ограничены. В этой связи изучение геологических комплексов указанного возрастного уровня, входящих в структуру указанного пояса, представляет значительный интерес.
В данной статье представлены результаты минералогических и геохимических исследований лейкогабб-роидов Малохинганского террейна, относимых по существующим представлениям [4] к биробиджанскому комплексу (рис. 1).
Аналитические методы. Исследования химического состава пород проводились с использованием мето-
дов РФА (основные петрогенные компоненты, Zr) в Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г. Благовещенск, аналитики А.А. Зеневич, Е.В. Ушакова) и ICP-MS (Ga, Ge, Rb, Cs, Sr, Ba, Pb, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Y, Th, U, Hf, Nb, Ta, Sc) в Институте тектоники и геофизики ДВО РАН (г. Хабаровск, аналитики А.В. Штарева, Л. С. Боковенко). Гомогенизация порошковых проб для рентгенофлуоресцентного анализа выполнялась путем сплавления со смесью метабората и тетрабората лития в муфельной печи при температуре 1050-1100°С. Измерения проводились на рентгеновском спектрометре S4 Pionter, BRUKER AXS (Германия). Величины интенсивности аналитических линий корректировались на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Для анализа по технологии ICP-MS вскрытие образцов осуществлялось по методике кислотного разложения. Измерения проводились на приборе Elan 6100 DRC в стандартном режиме. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс осуществлялась с помощью стандартных растворов, включающих все анализируемые в пробах элементы. Относительная погрешность определения содержаний петрогенных и малых элементов составляет 3-10%. Петрографические особенности пород исследовались методами оптической и электронной микроскопии и рентгеноспектрального микроанализа. Оптическое изучение проведено с помощью микроскопа LEIKA DM 2500 P. Фотографии шлифов и аншлифов выполнены камерой LW 1335°C. Определение состава породообразующих минералов и исследования фазовой микронеоднородности выполнены в Аналитическом центре минералогогеохимических исследований ИГиП ДВО РАН (г. Благовещенск). Работы проводились с использованием растрового электронного микроскопа JSM 6390LV JEOL (Япония), оснащенного системой микроанализа Oxford INCA Energy 350 - Wave (Англия) с дисперсией по энергии и длине волны. Для обеспечения стока заряда на поверхность шлифов и аншлифов методом термического распыления в вакууме наносился углерод. Изображения получены в отраженных электронах,
формирующих контраст от разности в среднем атомном номере минеральных фаз. Микрозондовый анализ химического состава минералов выполнен с применением энергодисперсионного спектрометра. Параметры зонда при съемке - 20 кеУ, 67 цЛ. Накопления спектров с экспозицией 60 с, количественная оптимизация выполнена на Со. Пересчет на окислы проведен с применением интегрированной программы количественного анализа «ІпсарШге Ехгерогі» (автор С.В. Канакин).
Краткая геологическая и петрографическая характеристика объекта исследования
В строении Малохинганского террейна участвуют разновозрастные интрузивные образования, относимые к различным комплексам. В частности, габброиды, в рамках существующих геологических представлений [3, 4], слагают основную часть раннедокембрийского амурского комплекса, первые фазы раннепалеозойского биробиджанского и позднепалеозойского (?) тырмо-буреинского комплексов. В последние годы показано, что габброиды амурского комплекса, прорывающие породы одноименной серии и совместно с ними участвующие в структурно-метаморфических преобразованиях в условиях амфиболитовой фации, имеют раннепалеозойский (486+18 млн лет) возраст [7]. По данным авторов, возраст исследуемых габброидов Карагайско-го массива, традиционно относимых к биробиджанского комплексу [3, 4], составляет 256+4 млн лет [13, 14], что моложе ранне-среднеордовикских гранитоидов биробиджанского комплекса [9, 10].
Собственно Карагайский массив площадью около 15 км2 слагают мелкозернистые габбро и лейкогаббро. Габброиды представлены клинопироксеном (10-15%) с размером зерен до 0,8 мм, лейстами полисинтетически сдвойникованного плагиоклаза (80-90%) величиной до 1,2 мм и амфиболом (5-10%), который занимает интер-стиции между выделениями салических минералов. Следует отметить, что амфибол может пойкилитово включать корродированные вторичными минералами кристаллы клинопироксена (рис. 2). В шлифах наблюдается отчетливый идиоморфизм плагиоклаза относительно пироксена и первично магматической роговой обманки, которые замещаются более поздним вторичным амфиболом, а затем и хлоритом.
Основными темноцветными минералами лейкогаб-бро являются клинопироксен, по составу отвечающий от диопсида-салита по [15] с высоким содержанием волластонитового минала (Шо48-51Епзз-з9Рз11-16) до авгита ^о22-з5Еп46-47Рз18-зз) (табл. 1), и первично магматическая магнезиальная роговая обманка. Кроме первичного амфибола в габброидах присутствует вторичный. Характерной особенностью описываемых пород является состав основного плагиоклаза, соответствующего по химическому составу анортиту Ап90-92 (табл. 2).
Все амфиболы из лейкогаббро по классификации [16] относятся к Са-амфиболам (Сав>1,50). При этом первично магматические минералы относятся к магнезиальной роговой обманке и эдениту, а вторичные представлены актинолитом (табл. з). Самые молодые преобразования пород выразились в замещении хлоритом ранее образованных силикатов.
Т а б л и ц а 1
Химические составы пироксенов из лейкогабброидов Малохинганского террейна, мас. %
Образец І-812 І-812 І-812 І-812 І-812 І-812 І-813(10) І-813 І-813 (3) І-813 І-813 І-813(9) І-813
Салит Диопсид Суб Кальц. авгит Диопсид Авгит
^2 52,71 53,76 54,68 54,92 55,28 54,9 53,16 53,78 53,82 53,98 54,32 54,57 54,66
^2 0,45 0 0,2 0 0 0,1 0,64 0,15 0,58 0,62 0,53 0,26 0,47
MOз 0,74 0,49 0,59 0,15 0,28 0,72 2,57 4,61 1,97 2,34 1,93 1,61 3,38
^3 0 0 0 0 0 0 0,11 0,00 0,02 0,10 0 0,01 0
FeO 9,3 8,16 6,7 6,39 7,53 9,69 7,81 16,97 7,93 8,57 8,67 9,16 10,09
MnO 0,37 0,22 0,37 0,23 0,25 0,27 0,29 0,68 0,31 0,36 0,28 0,27 0,27
MgO 11,23 12,01 13,58 13,68 13,27 12,27 13,93 13,81 12,93 12,85 13,43 13,55 15,11
CaO 23,6 23,52 24,99 24,47 24,57 22,83 21,07 9,23 22,97 22,70 22,11 20,83 15,84
N3^ 0,09 0,15 0 0,09 0 0,18 0,18 0,40 0,19 0,18 0,11 0,21 0,32
0 0 0 0 0 0 0,04 0,14 0,10 0 0 0,05 0
C■умма 98,49 98,31 101,11 99,93 101,18 100,96 99,81 99,77 100,81 101,70 101,38 100,51 100,14
ДР 0 0 0 0 0 0 0,03 0 0 0,01 0 0 0
0,03 0,02 0,03 0,01 0,01 0,03 0,09 0,21 0,08 0,09 0,08 0,07 0,15
Enst 33 36 38 39 38 36 41 46 38 38 39 40 47
Fslt 16 14 11 11 12 16 14 33 14 15 15 16 18
Woll 50 50 51 50 50 48 45 22 48 48 46 44 35
#Mg 55 60 67 68 64 56 65 45 62 60 61 60 60
Примечание. Цифры в скобках - количество анализов.
Т а б л и ц а 2
Химические составы полевых шпатов из лейкогаббро Малохинганского террейна, мас. %
Образец І-812 (5) І-812 (3) І-812 (2) І-813 (19) І-813 (5) І-813 (7) І-813 (10)
3102 45,62 46,50 46,96 47,52 48,05 47,15 47,12
ТІ02 0,05 0,00 0,00 0,04 0,01 0,02 0,03
ЛІ2О3 32,96 33,45 34,79 33,58 30,97 33,40 33,49
РеО 0,03 0,03 0,08 0,06 0,17 0,09 0,07
МпО 0,02 0 0,04 0,02 0,02 0,02 0
М80 0,01 0 0,04 0,04 0,01 0,07 0,03
Образец І-812 (5) І-812 (3) І-812 (2) І-813 (19) І-813 (5) І-813 (7) І-813 (10)
СаО 18,01 18,05 18,73 18,47 16,70 18,21 18,56
ВаО 0,08 0,21 0,19 0 0 0 0
№20 1,02 1,14 0,84 1,13 0,98 1,12 1,04
К2О 0,02 0,04 0,03 0,06 0,08 0,06 0,03
Сумма 97,82 99,44 101,69 100,92 97,00 100,14 100,38
аІЬНе 9 10 7 10 10 10 9
апогШе 91 90 92 90 90 90 91
kfs 0 0 0 0 0 0 0
/••• і ; і і : і ; і -
1 2 3 4 5 6 - - V-'
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 орогенные пояса: 3 - позднерифейский, 4 - позднекембрийско-раннеордовикский, 5 - силурийский, 6 - позднепалеозойский, 7 - позднепалеозойско-раннемезозойский; 8-9 - фрагменты домезозойских орогенных поясов:
8 - позднерифейских, 9 - раннепалеозойских; 10-12 - мезозойские и кайнозойские орогенные пояса: 10 - позднеюрский, 11 - позднемеловой, 12- кайнозойский; 13 - основные разломы: а - с крутым, б - с пологим падением;
14 - район исследования. Аббревиатурой показаны названия орогенных поясов и их фрагментов:
АР - Аргунский (Керулен-Аргуно-Мамынский), БЦ - Бурея-Цзямусинский в составе: Буреинского (БЦБ), Малохинганского (БЦМ), Ханкайского (БЦХ), МО - Монголо-Охотский, СЛ - Солонкерский, ЮМ - Южно-Монгольский
Рис. 2. Фото шлифа лейкогаббро Карагайского массива: срх - клинопироксен; ашрИ - амфибол; р1 - плагиоклаз; р - поря выкрашивания
Т а б л и ц а 3
Представительные химические составы амфиболов из лейкогаббро Малохинганского террейна, мас. %
Образец І-812 І-812 І-813 І-813 І-813 І-813 І-813 І-813 І-813 І-813
Актинолит Эденит Магнезиальная роговая обманка Актинолит
Э102 52,88 53,01 51,84 47,22 51,30 51,92 51,99 52,44 53,31 51,30
Т102 0,57 0,50 0,28 0,23 0,33 0,28 0,22 0,38 0,25 0,42
ДІ20з 5,99 4,84 6,61 7,26 6,35 6,52 6,31 6,25 5,69 6,35
Ре0 13,77 13,69 15,46 23,52 15,23 16,33 15,34 15,66 12,25 15,14
Мп0 0,26 0,30 0,30 0,37 0,44 0,39 0,37 0,43 0,18 0,26
МЯ0 13,52 14,16 12,55 6,72 12,65 12,93 12,44 12,80 13,73 12,72
Са0 12,28 12,41 11,73 12,17 11,46 11,43 11,61 11,42 12,84 11,95
№20 0,66 0,22 0,63 0,81 0,58 0,70 0,73 0,62 0,61 0,82
К20 0,28 0,06 0,28 0,66 0,33 0,22 0,17 0,17 0,20 0,35
Сумма 100,21 99,19 99,68 98,96 98,67 100,72 99,18 100,17 99,06 99,31
Р1, кбар 1 0 1 2 1 1 1 1 1 1
Р2, кбар 1 0 2 2 1 1 1 1 1 1
Т, °С 930 490 1160 1280 1080 1060 1100 1040 890 900
f 36 35 41 66 40 42 41 41 33 40
Примечание. Использованы геобарометры: Р1 - [17]; Р2 - [18].
Основные особенности состава минералов и закономерности их изменения
Клинопироксен. Состав клинопироксена в лейкогаббро Карагайского массива широко варьирует от диоп-сида-салита (Шо48-51Еп33-39Рз11-16) до авгита и его суб-кальциевой разновидности ^о22-35Еп46-47Рз18-33). При этом для минералов с содержанием MgO более 14% с уменьшением этого компонента отмечается снижение количеств БЮ2, РеО при незначительном повышении СаО и практически постоянных А12О3 и ТЮ2 (см. табл. 1). В то же время для клинопироксенов, в которых содержание MgO не превышает 14%, с его уменьшением повышаются БЮ2, РеО и СаО, значительно снижается количество глинозема. Вышеприведенные закономерности свойственны для эволюции составов пироксенов при кристаллизации гибридных расплавов [19]. Характерной чертой для клинопироксенов из лейкогаббро является примесь трехокиси хрома до 0,11%.
Другими химическими особенностями состава кли-нопироксенов являются их низкая магнезиальность (#Mg = MgO*100%/(MgO+РeO*)), незначительные содержания А1У1 и ТЮ2. Следует отметить, что значения #Mg находятся в пределах 45-68%. При этом макси-
мальные количества описываемого параметра установлены для салитов, а минимальные - для субкальциевых авгитов (см. табл. 1). Что касается ДІУІ, то по результатам исследований [20] такие значения описываемого параметра свойственны минералам, образовавшимся при невысоких давлениях.
Полевые шпаты. Анализ химических составов плагиоклазов (табл. 2) позволяет констатировать, что содержание в них анортитовой составляющей не опускается ниже 75. Это обусловлено максимальными содержаниями в описываемых минералах ДІ203 и СаО при минимальных количествах щелочей - Ыа20 и К20 и умеренных РеО*. В кристаллах с минимальным содержанием БЮ2 и анортитовой компоненты установлена незначительная примесь ВаО. Исследование закономерностей изменения химического состава полевых шпатов показало увеличение содержаний БЮ2, Ыа20 и уменьшение СаО при снижении количества ДІ203 (см. табл. 2).
Амфибол. Первично магматические амфиболы из лейкогаббро по классификации [16] относятся к магнезиальной роговой обманке и эдениту, а вторичные представлены актинолитом (табл. 3). По содержаниям основных петрогенных компонентов описываемые ми-
нералы характеризуются минимальными содержаниями SiO2, MgO при максимальных количествах AI2O3, FeO* и умеренных Na2O (см. табл. 3). В целом для амфиболов из всех рассматриваемых групп пород характерно закономерное снижение содержаний FeO*, Na2O и увеличение SiO2, MgO при снижении Al2O3 (табл. 3).
Акцессорные минералы. Акцессорные минералы, присутствующие в лейкогаббро в виде частиц микронного и субмикронного размера, представлены галенитом, сфалеритом, пиритом, халькопиритом, титаномагнетитом, магнетитом, цирконом, алланитом, ториени-том, спорадически отмечается самородное высокопробное золото. Сульфидные минералы наблюдаются в виде микрокристаллов и ксеноморфных частиц. Титановые минералы преимущественно формируют тонкие вкрапления в породообразующих минералах в виде структур распада твердых растворов. Магнетит имеет две морфологические модификации: кристаллические многогранники и сфероиды с проявленной микроструктурой. Алланит - минерал группы эпидота, содержащий богатую ассоциацию цериевых земель Ce (La, Nd, Pr), Sm, Eu с примесями Th и U, содержит включения торианита. Большинство алланитов хорошо окристаллизованы, однако встречаются отдельные индивиды, находящиеся в метамиктном состоянии. Микровключения торианита также установлены в цирконе и межкристаллитных пространствах пироксенов. В последнем случае микроструктура торианита характеризуется ультрадисперсным состоянием. Самородное золото имеет губчатое рыхлое строение.
Краткие петрохимические особенности пород
Основными петрогеохимическими особенностями габброидов, слагающих Карагайский массив, являются нормальная щелочность, низкие содержания TiO2, P2O5, K2O и высокие Al2O3 (табл. 4). Относительно низкие содержания в них MgO до 8% сближают их с базитами зон субдукции. Анализируя геохимические характеристики габброидов, нельзя не отметить их двойственность. Так, типичными для данных пород являются: умеренное обогащение LREE ((La/Yb)n = = 3,6-4,7), Rb (10-14 ppm), Ba (7498 ppm), Sr (558-572 ppm), Th (1,1-1,5 ppm), отчетливо проявленная положительная аномалия европия (Eu/Eu = 1,2-1,5), что свойственно производным обогащенных базальтов. В то же время деплетирова-ние в отношении Nb (1 ppm), Ta (0,10-0,14 ppm), Hf (0,4 ppm), Zr (8-11 ppm) свидетельствует об участии при генерации исходных расплавов субдукционной компоненты. На спайдерграммах, отражающих содержания малых элементов, нормированных к примитивной мантии, фиксируются положительные аномалии Rb, Ba, Th, U, K, LREE, Sr и отрицательные аномалии Nb, Ta, Hf и Zr (рис. 3, А, Б) [14], что характерно для базитов зон субдукции.
Давление при кристаллизации лейкогаббро Кара-гайского массива, оцененное по [17, 18], составляет для эденита около 2 кбар, для магнезиальной роговой обманки 3-4 кбар, а для актинолита около 1 кбар. Температура кристаллизации сосуществующих пироксена и амфибола, рассчитанная по [24], составляет
1040-1740°С. В то же время температура метаморфических преобразований пород составляет 490-930°С по [25, 26].
Обсуждение результатов
Возраст габброидов Карагайского массива составляет 256+4 млн лет [13, 14]. Это является первым геохронологическим свидетельством позднепалеозойского интрузивного магматизма в пределах Малохинганского террейна и позволяет рассматривать их как «реперный» объект для геодинамических реконструкций.
Результаты минералогических исследований показали, что первичные минералы, слагающие лейкогаб-бро Карагайского массива, представлены клинопи-роксеном, от диопсида-салита с высокими содержаниями волластонитового минала до авгита, плагиоклазом с высокими An и магнезиальной роговой обманкой, иногда с чермакитовым компонентом и эдени-том. Диопсиды с аналогичными составами установлены в габброидах Gorrindge banka в Северной Атлантике, образовавшихся на начальных стадиях рифтоге-неза [27]. В авгитах из лейкогаббро установлены максимальные содержания CaO, что позволяет предполагать их кристаллизацию либо из щелочных базальто-идных магм [28], что маловероятно, либо из поздних, обогащенных Fe дифференциатов толеитовых расплавов [29, 30]. При этом примесь трехокиси хрома до 0,11% может указывать на незначительное участие при магмогенерации мантийного источника, а низкие количества Al 1 свидетельствуют о низких давлениях при кристаллизации магматического расплава. По содержанию петрогенных компонентов клинопи-роксены наиболее близки к аналогам из базальтов вулканических дуг (рис. 4, А).
Низкая магнезиальность клинопироксена на фоне сосуществующего с ним плагиоклаза с высокими содержаниями An компоненты объясняется появлением последнего на ликвидусе до клинопироксена. Проведенные опыты показывают более медленное фракционирование Mg/Fe относительно Ca/Na в магме, что приводит к образованию недеплетированного в отношении Ca авгита [32]. По этому параметру сосуществующие пары клинопироксен - плагиоклаз максимально близки аналогам из Антильской островной дуги (рис. 4, Б) [32]. При этом высокая основность полевых шпатов позволяет предполагать их образование при низкобарической кристаллизации (0,5-3 кбар) мафических расплавов при значительном содержании в расплаве воды [33], содержание которой в расплаве должно быть не менее 6% [34].
О присутствии в исходном магматическом расплаве воды свидетельствует и наличие первично магматического амфибола, что характерно для высокой фугитив-ности кислорода при кристаллизации расплава и свойственно субдукционной обстановке.
Таким образом, результаты минералогических исследований позволяют предполагать наиболее вероятной геодинамической обстановкой формирования лей-когаббро - обстановку активной континентальной окраины.
\л Се Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dv Ho Er Tm Yb Lu Rb Th К Та Ce Nd Hf Sm Tb Yb
Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Lu
Рис. 3. А - нормированные по хондриту С1 [21] спектры распределения редкоземельных элементов,
Б - нормированные по примитивной мантии [22] спектры распределения микроэлементов в лейкогаббро Карагайского массива.
Поля составов типичных базальтов островных дуг и континентальных рифтов по [23]. Условные обозначения: 1 - габбро; 2 - лейкогаббро
А Б
1102
MnO Na20 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 100
Ап% (plagioela.se)
Рис. 4. А - состав клинопироксенов из различных разновидностей базитов по [31]:
VAB - базальты вулканических дуг, OFB - базальты океанического ложа, VPT - внутриплитные толеиты, WPA - внутриплитные щелочные базальты; Б - содержание An компоненты в плагиоклазах #Mg клинопироксенов. Модели для фракционирования безводного и водосодержащего расплавов обогащенного (SWIR) и деплетированного (MAR) источника по [23]
Т а б л и ц а 4
Химические составы габброидов Малохинганского террейна
Образец I-812 I-813 I-814 C-1175 C-1175-1 C-1175-2 C-1175-3 C-1175-4 C-1175-5
1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 44,06 44,55 44,72 48,24 47,54 51,40 51,36 49,72 47,58
TiO2 0,19 0,26 0,37 1,39 1,16 1,30 0,81 0,71 1,27
A12O3 26,84 24,94 26,85 15,89 18,16 18,28 14,69 17,78 17,32
F О 5,42 7,57 5,85 10,59 9,39 4,02 8,70 8,99 10,97
MnO 0,09 0,12 0,10 0,18 0,16 0,08 0,19 0,13 0,15
MgO 5,03 5,47 4,42 4,92 5,08 4,34 7,20 5,67 4,93
CaO 14,94 14,70 14,72 13,50 12,98 15,15 10,49 11,57 11,29
Na2O 0,86 0,90 1,05 2,85 2,71 3,36 2,68 2,19 3,01
K2O 0,31 0,25 0,38 0,61 0,61 0,31 1,94 1,34 1,12
P2O5 0,03 0,03 0,03 0,35 0,13 0,20 0,09 0,11 0,24
1UI11 2,40 1,40 1,63 1,22 1,67 1,24 1,50 1,44 1,64
Сумма 100,27 100,29 100,21 99,74 99,61 99,69 99,65 99,65 99,51
Rb 14 14 10 17 22 16 77 92 40
Образец I-812 I-813 I-814 C-1175 C-1175-1 C-1175-2 C-1175-3 C-1175-4 C-1175-5
1 2 3 4 5 6 7 8 9
Sr 558 565 572 676 788 842 561 745 696
Ba 98 74 82 135 170 115 424 815 318
La 4,43 3,90 4,23 20,90 13,11 17,67 16,11 9,73 17,60
Ce 9,84 8,07 8,64 46,59 28,71 37,10 42,55 20,39 36,86
Pr 1,30 1,01 1,04 5,74 3,67 4,44 5,88 2,49 4,53
Nd 6,03 4,71 4,43 23,94 15,09 17,79 24,62 10,38 18,23
Sm 1,37 1,05 0,94 5,06 3,40 3,79 5,50 2,36 3,75
Eu 0,58 0,54 0,51 1,69 1,42 1,32 1,22 1,06 1,68
Gd 1,62 1,26 1,14 5,67 4,07 4,31 6,15 2,86 4,18
Tb 0,23 0,18 0,16 0,77 0,60 0,63 0,94 0,42 0,58
Dy 1,47 1,16 1,02 4,42 3,69 3,76 5,67 2,53 3,26
Ho 0,29 0,23 0,20 0,88 0,77 0,77 1,18 0,51 0,65
Er 0,89 0,70 0,62 2,52 2,27 2,29 3,54 1,48 1,88
Tm 0,12 0,09 0,09 0,35 0,33 0,34 0,53 0,21 0,27
Yb 0,83 0,64 0,61 2,31 2,15 2,30 3,52 1,45 1,72
Lu 0,12 0,10 0,09 0,33 0,33 0,35 0,51 0,22 0,27
Y 6,8 5,3 4,6 23,6 20,1 20,8 32,3 13,6 17,6
Th 1,13 1,08 1,51 2,52 2,88 2,96 3,08 2,18 3,20
U 0,29 0,29 0,30 0,83 0,94 0,73 0,62 0,70 0,78
Zr 33 30 36 114 87 102 73 93 159
Hf 0,39 0,42 0,45 0,63 0,68 0,69 0,68 0,43 0,58
Nb 2,0 2,0 2,0 9,5, 4,7 9,7 7,2 3,4 7,2
Ta 0,14 0,11 0,10 0,58 0,23 0,55 0,44 0,24 0,32
Ni 41 42 44 26 10 20 42 38 23
Sc 17 15 18 19 23 13 31 18 15
V 140 122 120 110 117 100 229 93 107
Cr 35 45 59 228 51 64 436 123 101
Примечание. 1-3 - лейкогаббро, 4-9 - габбро. Основные петрогенные компоненты приведены в мас. %, элементы примеси - в г/т.
Высокая глиноземистость на фоне низкой титани-стости и малых концентраций Р2О5 и К20 в лейкогаббро Карагайского массива в наибольшей степени свойственны породам, сформировавшимся в зонах субдук-ции. Аналогичные выводы можно сделать и при анализе распределения в них КЕЕ, которое соответствует таковому в базальтах островных дуг (рис. 3, А). Несмотря на то что нормированные относительно примитивной мантии содержания малых элементов в лейко-габбро более свойственны островодужным образованиям, что наглядно отражено в левой части спектрограммы (область ЫЬ-Ш, рис. 3, Б), от последних они отличаются значительно более низкими концентрациями ИГ, 7г, У и НЫЕЕ. Эти особенности могут быть обусловлены присутствием в источнике амфибола или Т1-содержащих оксидных фаз.
Следует отметить, что относительно высокие содержания ЫЬ, Ва, ТИ, и и К (табл. 4) позволяют предполагать участие при формировании родоначальных
расплавов обогащенного источника, в то время как низкие ЫЬ, Та - присутствие вещества литосферной мантии и коры. Двойственность геохимических характеристик хорошо проявлена и по соотношениям 7г/У-ЫЬ/У, которые близки к таковым в породах, образовавшихся при участии обогащенного источника, а отношения Та/УЬ-ТИ/УЬ совпадают с таковыми из бази-тов зон субдукции.
Таким образом, на основании полученных минера-лого-геохимических данных, а также существующих моделей формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса можно предположить, что формирование позднепалеозойских габброидов Карагайского массива, которые по своим минералогическим и геохимическим особенностям обладают признаками субдукционного происхождения, связано с обстановкой активной континентальной окраины перед «сборкой» составных частей Бурея-Цзямусинского супертеррейна в единый континентальный массив.
ЛИТЕРАТУРА
1. Парфенов Л М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихооке-
анская геология. 2003. Т. 22, № 6. С. 7-41.
2. Геодинамика, магматизм и металлогения востока России / под ред. И.А. Ханчука. Владивосток : Дальнаука, 2006. Кн. 1, 572 с.; Кн. 2. С. 573-
981.
3. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. СПб. : ВСЕГЕИ, 1999. 135 с.
4. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000 / Добкин С.Н., Новосёлов Б.А., Бородин А.М., и др. 2-е
изд. Сер. Буреинская. Лист M-52-XXX. СПб. : ВСЕГЕИ, 1999. 183 с.
5. Решения Четвертого Межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока
и Восточного Забайкалья. Комплект схем. Хабаровск : Дальгеология, 1994.
6. Котов А.Б., Великославинский С.Д., Сорокин А.А и др. Возраст амурской серии Бурея-Цзямусинского супертеррейна Центрально-Азиатского
складчатого пояса: результаты Sm-Nd изотопных исследований // Доклады Академии наук. 2009 а. Т. 428, № 5. С. 637-640.
7. Котов А.Б., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б и др. Раннепалеозойский возраст габброидов амурского комплекса (Бурея-Цзямусинский супер-
террейн Центрально-Азиатского складчатого пояса) // Доклады Академии наук. 2009 б. Т. 424, № 5. С. 644-647.
8. Wilde S.A., Wu F-Y, ZhangX. Late Pan-African magmatism in the northeastern China: SHRIMP U-Pb zircon evidence from granitoids in the Jiamusi
Massif // Precambrian Research. 2003. Vol. 122. P. 311-327.
9. Сорокин АА, Котов А.Б., Сальникова ЕБ. и др. Первые данные о возрасте раннепалеозойских гранитоидов Малохинганского террейна
Центрально-Азиатского складчатого пояса // Доклады Академии наук. 2010 б. Т. 431, № 2. С. 228-232.
10. Сорокин АА, Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Раннепалеозойские гранитоиды Малохинганского террейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: геохимические особенности, геохронология, геодинамическая интерпретация // Петрология. 2011. Т. 19, № 6.
11. Сорокин АА., Ярмолюк ВВ., Котов А.Б. и др. Геохронология триасово-юрских гранитоидов южного обрамления Монголо-Охотского складчатого пояса и проблема раннемезозойского гранитообразования Центральной и Восточной Азии // Доклады Академии наук. 2004. Т. 399, № 2. С. 227-231.
12. Сорокин АА, Котов А.Б., Сальникова Е.Б и др. Гранитоиды тырмо-буреинского комплекса северной части Буреинско-Цзямусинского су-пертеррейна Центрально-Азиатского складчатого пояса: возраст и геодинамическая позиция // Геология и геофизика. 2010а. Т. 51, № 5. С.717-728.
13. Бучко И.В., Сорокин А.А., Кудряшов НМ. Позднепалеозойские габброиды Малохинганского террейна восточной части Центрально-
Азиатского складчатого пояса: первые геохронологические данные // Доклады Академии наук. 2011. Т. 440, № 2. C. 220-224.
14. Бучко И.В., Сорокин АА, Кудряшов НМ. Позднепалеозойские габброиды Малохинганского террейна (Восточная часть Центрально-
Азиатского складчатого пояса): геохронология, геохимия, тектоническая интерпретация // Тихоокеанская геология. 2012. В печати.
15. MorimotoN. Nomenclature of pyroxenes // Mineralogy and Petrology. 1988. № 66. P. 237-252.
16. Leake E, WoolleyA.R., Arps C.E.S. et al. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names // Canadian Mineralogist. 1997. Vol. 35. P. 219-246.
17. Hammarstrom J.M, Zen E-An. Aluminium in hornblende: an empirical igneous geobarometer // Amer. Miner. 1986. Vol. 71, № 11/12. P. 1297-
1313.
18. SchmidtM.W. Experimental calibration of the Al-in-hornblende geobarometer at 650 C, 3.5-13.0 kbar. // Terra abstracts. 1991. Vol. 3, № 1. P. 30.
19. Портнягин М.В., Плечов П.Ю., Матвеев СВ. и др. Петрология «авачитов» - высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана (Кам-
чатка). Общая характеристика, состав пород и минералов // Петрология. 2005. Т. 13, № 2. С. 115-138.
20. NimisP. Clinopyroxene geobarometers for magmatic systems. CpxBar - Excel version by 2000.
21. McDonough W, Sun S-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120, is. 3-4. P. 223-253.
22. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basin // Geol. Soc. Sp. Pub. № 42. Blackwell Scientific Publ. 1989. P. 313-346.
23. Великославинский С.Д., Глебовицкий В А. Новая дискриминантная диаграмма для классификации островодужных и континентальных базальтов на основе петрохимических данных // Доклады Академии наук. 2005. Т. 401. С. 1-4.
24. Plyusnina L.P. Experimental study on metabasite equilibria, geothermometry // Experiment in the solution of topical problems in geology. M. : Nau-ka, 1986. P. 174-183. (in Russian)
25. Blundy J.D., Holland T.J.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer // Contrib. Mineral. and Petrol. 1990. Vol. 104, № 2. P. 208-224.
26. Jaques A.L, Blake D.H, Donchak P.J. T. Regional metamorphism in the Selwyn Range area, north-west Queensland // BMR Journal of Australian
Geology and Geophysics. 1982. Vol. 7, № 3. P. 181-196.
27. Scharer U, Girardeau J, Cornen G. et al. 138-121Ma asthenospheric magmatism priorto continental break-upin the North Atlantic and geodynamic implications // Earth and Planetary Science Letters. 2000. Vol. 181. P. 555-572. URL: www.elsevier.com/locate/epsl
28. Boesen R.S. The clinopyroxenes of a monzonitic complex at Mount Dromedary, New South Wales. // Amer. Mineral. 1964. № 49. P. 1435-1457.
29. Brown G.M. Pyroxenes from the early and middle stages of fractionation of the Skaergaard intrusion, East Greenland // Mineral. Mag. 1957. № 37. P.511-543.
30. VincentE.A. Pyroxenes from the late stages of fractionation of the Skaergaard intrusion, East Greenland // I. Petrology. 1963. № 4. P. 175-197.
31. NisbetE.G., Pearce J.A. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. Vol. 63. P. 149-
160.
32. Kvassnes A.J.S., Strand A.H., Moen-EikelandH. et al. The Lyngen Gabbro: the lower crust of an Ordovician Incipient Arc. // Contrib. Mineral. Petrol. 2004. № 148. P. 358-379. D0I10.1007/s00410-004-0609-8
33. Arculus R.J., Wills K.J.A. The petrology of plutonic blocks and inclusions from The Lesser Antilles Island Arc. // Journal of Petrology. 1980. № 21. P. 743-799.
34. Sisson T.W., Grove T.L. Experimental investigations of the role of H20 in calc-alkaline differentiation and subduction zone magmatism // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. Vol. 113. P. 143-166.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 25 января 2013 г.
