CC BY
22УДК 550.2:551.72
В.Е.Стриха
МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ РАННЕМЕЛОВОГО ГАББРО-ЛЕЙКОГРАНИТОВОГО ЧУБАЧИНСКОГО МАССИВА СТАНОВОГО ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКОГО ПОЯСА
В статье приведены результаты интерпретации геохронологических, геологических, петрохимических, геохимических и изотопно-геохимических исследований пород Чубачинского габбро-лейкогранитового массива Станового вулкано-плутонического пояса. Показано, что формирование массива обусловлено возобновлением функционирования Северо-Азиатско-го суперплюма в процессе коллизии Селенгино-Станового и Амурского су-пертеррейнов с Сибирским кратоном.
Габброиды I фазы являются дифференциатами водонасыщенных субщелочных расплавов, продуктов обогащенной мантии, контаминированных субдукционными материалами. Кварцевые монцодиориты формируются при фракционной кристаллизации низкомагнезиальных основных расплавов. Наиболее распространенные в составе массива граносиениты и умеренно-щелочные граниты образуются при взаимодействии базитовых расплавов повышенной щелочности с архейской корой в соответствии с моделью AFC - фракционной кристаллизации и ассимиляции корового вещества. Содержания радиогенного Nd в гранитоидах свидельствуют об их существенно коровом составе. Умеренно-щелочные лейкограниты А-типа заключительной фазы образуются в результате фракционной дифференциации умеренно-щелочной гранитной магмы.
Ключевые слова: Верхнее Приамурье, Становой вулкано-плутонический пояс, габбро-лейкогранитовый массив, ранний мел, кумуляты, модель AFC, коллизионный магматизм.
MODEL OF FORMATION OF THE EARLY CRETACEOUS GABBRO-LEYKOGRANITE CHUBACHINSKY MASSIF OF THE STANOVY VULKANO-PLUTONIC BELT
The article gives some results of interpretation of geochronological, geological, petrochemical, geochemical and isotope, and geochemical researches of rocks of the Chubachinsky gabbro-leucogranite massif of the Stanovyvulkano-plutonic belt.It is shown that formation of the massif is caused by renew functioning of the North Asian mantle plume in collision of Selengino-Stanovy and Amur superterrain with the Siberian craton.
Gabbros of the 1st phase are differentiations of water-saturated subalkaline fusions - products of the enriched mantle contaminated by subduction materials. Quartz montsodiorita are formed during fractional crystallization of low-magnesian main fusions. The most widespread in structure of the massif
granosiyenites and middly-alkaline granites are formed during interaction of higher alkalinitybasicswith archaean bark in according to the AFC-model of fractional crystallization and assimilation of crustal substance. Presence of radiogenic Nd in granitoids proves that they are mostly of crustal substance. Mid-dly-alkaline leucogranites of A-type in final phase are formed as a result offrac-tional differentiation of middly-alkaline granite magma.
Key words: Upper Amur River Territory, Stanovyvulkano-plutonic belt, gabbro-leucogranite massif, early cretaceous, kumulyata, AFC model, collision magmatism.
Введение
Многофазный Чубачинский массив площадью 2600 км2 расположен в северо-западной части Станового супертеррейна. Массив рассматривался в качестве петротипического для одноименного комплекса, выделенного Е.Н. Цеймахом в 1986 г. [1, 2], а также нередко включался в состав поздне-станового [3, 4] или тукурингрского комплексов [5, 6]. Практический интерес к массиву связан с тем, что к нему приурочено крупное Бамское золоторудное месторождение и многочисленные проявления золота березитового и грейзенового типов [2, 7].
Первоначально массив рассматривался как однофазный полифациальный, сложенный кварцевыми сиенитами и субщелочными гранитами и датировался поздним археем - ранним протерозоем [1]. В ходе среднемасштабных геолого-съемочных работ было установлено трехфазное строение массива: 1-я фаза - биотитовые и биотит-роговообманковые порфировидные (таблитчатые вкрапленники калишпата размером до 7-10 см) граносиениты (кварцевые сиениты); 2-я - биотитовые, двуслю-дяные, реже мусковитовые, нередко порфировидные (калишпат до 2 см) граниты и лейкограниты, преимущественно умеренно-щелочные; 3-я - лейкограниты и умеренно-щелочные лейкограниты с цепочно-агрегативным распределением дымчатого кварца, но возраст массива по-прежнему принимался как раннепротерозойский [2, 7].
В последующие годы для пород Чубачинского массива в результате геохронологических исследований различными методами получены позднеюрско-раннемеловые датировки. U-Pb методом по апатитам возраст умеренно-щелочных гранитов Чубачинского массива оценивается в 147,3 ± 2,4 млн. лет [5], а U-Pb методом по циркону - в 138 ± 4,8 млн. лет [6]. Геохронологическими исследованиями U-Pb методом по цирконам на микрозонде SHRIMP-II для граносиенитов Чубачинского массива был получен изотопный возраст в 144 ± 3 млн. лет, при СКВО =0,072, вероятности 0,72 [8], что позволяют считать достоверной оценку возраста умеренно-щелочных гранитов U-Pb методом по циркону в 138 ± 4,8 млн. лет [7]. Таким образом, возрастной интервал формирования пород главных фаз Чубачинского массива, с учетом ошибки определения, оценивается в 147-133 млн. лет, что в целом соответствует раннему мелу [9] и позволяет его рассматривать в составе позднемезозойского Станового вулкано-плутонического пояса [8, 10] или Удско-Зейского магматического пояса [1].
В ходе среднемасштабных геолого-съемочных работ было установлено, что умеренно-щелочные гранитоиды Чубачинского массива в юго-восточной части прорываются биотит-роговообманко-выми кварцевыми монцодиоритами и гранодиоритами Тындинского (Бакаранского) массива - плуто-нотипа тындинско-бакаранского комплекса [2]. Северная часть Тындинского массива по геофизическим данным залегает под гранитоидами Чубачинского массива. Кроме того, в южной части Чуба-чинского массива среди гранитоидов закартированы два небольших по площади (не более 5 км2) блока, сложенных биотитовыми габбро и биотит-пирксеновыми кварцевыми монцодиоритами с Rb-Sr изохроной для в 142 ± 3 млн. лет - Бикинский и Верхне-Сирикский, которые ранее рассматривались в качестве самостоятельных массивов тындинско-бакаранского комплекса [2].
Как показали геохронологические исследования, Rb-Sr датировки для кварцевых диоритов Тындинского массива составляют 121,9 ± 0,9 млн. лет, при (87Sr/86Sr)D = 0,70761 и СКВО = 1,5 [10]. Конкордантный возраст гранодиоритов Тындинского массива U-Pb методом по циркону составляет 122 ± 1 млн. лет, при СКВО = 0,06 [11], что согласуется с данными А.Ю.Антонова [10]. Изотопный возраст гранитоидов тындинско-бакаранского комплекса согласуется с геологическими данными по взаимоотношению гранитоидов Чубачинского и Тындинского массивов [2].
Возрастные оценки чубачинского и тындинско-бакаранского комплексов, при учете различий в петрохимических и геохимических особенностей пород обеих комплексов, позволяют рассматривать умеренно-щелочные породы основного и среднего состава Бикинского и Верхне-Сирикского блоков в качестве ранних фаз чубачинского комплекса, в составе которого преобладают умеренно-щелочные гранитоиды, а не тындинско-бакаранского, сложенного породами преимущественно нормальной щелочности. Эти факты позволяют пересмотреть объем Чубачинского массива, считать его габбро-лейкогранитовым и пересмотреть модель его формирования.
Детальная геологическая характеристика массива и петрографический состав пород приведены в работах [2, 12], петрогеохимические особенности пород рассмотрены в работах [12, 13], результаты изотопно-геохимических исследований отражены в [12, 14], составы породообразующих минералов - в [12, 15]. В данной статье использованы исходные материалы, опубликованные в них.
Петрохимические и геохимические особенности пород
Породы габбро-лейкогранитовой серии в целом характеризуется высокой щелочностью и являются преимущественно умеренно-щелочными образованиями, они обладают близкими спектрами редких и рассеянных элементов по отношению к примитивной мантии или базальтам MORB (рис. 1).
По особенностям химизма и содержаниям редких и рассеянных элементов среди габброидов выделяются две разновидности: высокомагнезиальные и низкомагнезиальные (преобладающие). Высокомагнезиальные габброиды (обр. 430) обладают нормальной щелочностью, относятся к толеито-вой серии и характеризуются, по сравнению с низкомагнезиальными умеренно-щелочными габбро, более высокими содержаниями MgO, CaO, Ni, Со, Cr, низкими SiO2, TiO2, Na2O, K2O, P2O5, (рис. 2, 3), а также более низкими концентрациями большинства редких и рассеянных элементов, при близком спектре их распределения по отношению к базальтам N-MORB, с положильными аномалиями Cs,Ba, K, Sm, отрицательными U, Ta, Hf, Zr, Ti. (рис. 1). В отличие от низкомагнезиальных габбро (обр. 438) в них отмечается отчетливая положительная аномалия Sr, а микроэлементный состав в целом наиболее близок к базальтам E-MORB [16], отличаясь от них более высокими содержаниями крупноионных литофильных элементов, более низкими - Ta, Р, Hf, Zr, Ti, тяжелыми - РЗЭ (рис. 1). Умеренно-щелочные низкомагнезиальные габбро наиболее близки к базальтам океанических островов стандарта OIB [16], характеризуются более низкими концентрациями Ta, Р, Hf, Zr, Ti (рис. 1а).
Для габброидов характерно преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (La/Yb)N = 7-9, при плоском распределении тяжелых РЗЭ (TbN/YbN = 1,8-2,0) (рис. 2a). Высокомагнезиальные габбро обладают слабо выраженной положительной европиевой аномалией (Eu/Eu* = 1.21), свидетельствующей о накоплении плагиоклаза в отличие от низкомагнезиальных, со слабо выраженной отрицательной европиевой анамалией (Eu/Eu* = 0.85).
Кварцевые монцодиориты (обр. 400, 3735-1, 3978А, рис. 1б, 2а) по сравнению с низкомагнезиальными габбро характеризуются близкими спектрами распределения редких и рассеянных элементов, при более высоких концентрациях большинства крупноионных литофилов (Rb, Ba, K), Th, U, легких РЗЭ, низких - Zr, Hf, тяжелых - РЗЭ и, соответственно, более высокими значениями (La/Yb)N - 21,6-23,4. Для них характерны отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu* = 0.5-0.77) и плоское распределение тяжелых РЗЭ (TbN/YbN = 2,4-2,5).
1000
100
m (Ü о
S
¿г 10
5
о
6
о С
0,1
Cs Rb Ba Th U K Ta Nb La Ce Sr Nd P Hf Zr Sm Ti Tb Y Yb
—e—430
—К-438
....... P-565-4
....... 3704-3
> E-MORB -■-OIB
«
S H
и
л
и «
s н s s s a a
ч о a о
С
10000
1000
100
10
Cs Rb Ba Th U K Ta Nb La Ce Sr Nd P Zr Hf Sm Ti Tb Y Yb
...д.. 430
-о- 438
-ж- 400
3735-1
—1— 3978А
---- С-60-198
--0-- 494
«
S H M ce
S §
M m S H S
s s ft
о л о
С
1000,0
100,0
10,0
1,0
0,1
Cs Rb Ba Th U K Ta Nb La Ce Sr Nd P Zr Hf Sm Ti Tb Y Yb
-в— Б-1 —«— 5662 —0—6568-1 9 4862
----- 4544/1
—P-565-4 -»—3704-3 -Р565-7
Рис. 1. Нормированное к N-MORB (а) и примитивной мантии (б) распределение рассеянных элементов в породах Чубачинского массива. Нормализирующие факторы базальтов океанических островов - OIB и примитивной мантии по (Sun, McDonough, 1989).
а
1
б
1
в
1000,0
100,0
10,0
1,0
0,1
La Се Рг Ш Sm Ей Gd ТЬ Бу Но Ег Тт Yb Lu
а
-о-430
-л-438
4 400 --*-- 3735-1 ---о---3978А
Рис. 2. Нормированное к хондриту распределение редкоземельных элементов в породах Чубачинского массива. Нормализирующие факторы по (8ип, МсБопо^^ 1989).
Гранитоиды в целом характеризуются как мета- и перглиноземистые породы 1-типа. По соотношению 8Ю2 и К20 они являются в преобладающем большинстве высококалиевыми породами, а степень окисленности железа свидетельствует об их принадлежности к магнетитовой серии [12, 13].
Граносиениты (обр. 494, С-90-198) по отношению к кварцевым монцодиоритам обладают в целом более низкими концентрациями большинства редких и рассеянных элементов, при близких спектрах распределения относительно примитивной мантии (рис. 1б). В отличие от кварцевых монцодио-ритов в граносиенитах обр. 494 отмечаются аномально высокие содержания ТЬ. и, обр. С-90-198 - 2г. Распределение РЗЭ в граносиенитах аналогично кварцевым монцодиоритам, с преобладанием легких РЗЭ над тяжелыми ^а/УЬ)к = 7.3-25.9, плоским распределением тяжелых РЗЭ (ТЬк/УЬк = 0,9-2,7) и наличием европиевой аномалии (0.53-0.68).
Для гранитов и лейкогранитов IV фазы (умеренно-щелочных - обр. Б-1, 5662, нормальной щелочности - обр. 6568-1, 4862) характерны широкие вариации содержаний редких и рассеянных элементов при сохранении особенностей их распределения относительно примитивной мантии, при наиболее низких концентрациях Cs, тяжелых РЗЭ и Р по сравнению с гранитоидами других фаз (рис. 1б).
в
г
д
0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 0.0
о*
о
о ❖
45
55 65
SiO2
75
Рис. 3. Диаграммы Харкера для петрогенных окислов (мас.%) пород Чубачинского массива: а - SiO2-TiO2; б - SiO2-Al2O2; в - SiO2-Fe2Oз*; г - SiO2-MnO; д - SiO2-MgO; ж - SiO2-CaO;
з - SiO2-Na2O, е - SiO2-P2O5.
з
По сравнению с граносиенитами гранитоиды IV фазы характеризуются более дифференцированными трендами нормированных содержаний (La/Yb)N = 19-54,4, наличием либо отсутствием отчетливо выраженной положительной Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0,93-1,76) (рис. 2б). Ультракислые лей-кограниты V фазы (обр. 4544/1) характеризуются высокими содержаниями суммы щелочей, низкими содержаниями Al2O3, СаО, MgO, высокими отношениями (Na2O+K2O)/Al2O3, превышающими значение 0,8, что, наряду с обогащением Zr, Nb, Ce, Y, сумма которых для обр. 4544/1составляет 422,5 г/т, обеднением Sr, Sc, V, Eu, указывает на их принадлежность к гранитам А-типа [17, 18]. По отношению к гранитоидам IV фазы они обладают резко повышенными содержаниями концентраций РЗЭ как за счет легких, так и тяжелых РЗЭ (рис. 2б), при отчетливо выраженной Eu аномалии (Eu/Eu* = 0,50) и плоском распределении тяжелых РЗЭ (TbN/YbN = 1,3) при (La/Yb)N = 53.
Обсуждение
Геохронологические исследования U-Pb методом по цирконам изотопного возраста пород Чу-бачинского массива указывают на позднемезозойский возраст становления в возрастном диапазоне 147-133 млн. лет. Таким образом, формирование пород массива связано не с раннепротерозойским, как это предполагалось ранее, а с раннемеловым этапом развития Станового супертеррейна, формированием Станового вулкано-плутонического пояса. Однако не всегда этот факт учитывается при составлении современных мелкомаштабных картографических материалов [4]. Как показывают результаты геологического изучения последних лет, вблизи зоны Джелтулакского разлома (как в пределах Станового, так и Селенга-Станового супертеррейнов) широко развиты гранитоидные массивы по особенностям вещественного состава аналогичные, а по изотопному возрасту синхронные Чубачинскому [20, 21, 22], в связи с чем, учитывая изученность Чубачинского массива, рекомендуется объединение умеренно-щелочных интрузивных образований с изотопным возрастом 147-133 млн. лет в составе чубачинского комплекса и введением данного комплекса в легенду Становой серии листов [19].
В соответствии с представлениями о Чубачинском массиве как весьма крупном, сложенном только гранитоидами, предполагалось, что они образуются при частичном плавлении древней континентальной коры под воздействием глубинного водного флюида [6] либо являются продуктами самостоятельных расплавов возникших при взаимодействии базитовых расплавов с коровыми расплавами различного состава [13].
Рассмотрим особенности формирования Чубачинского массива, с учетом вхождения блоков основных и средних пород в его состав в качестве ранних фаз.
Для выяснения механизмов формирования многофазного Чубачинского плутона - фракционной кристаллизации первичных расплавов или частичного плавления коры при одновременном взаимодействии с базитовыми расплавами - рассмотрим особенности их эволюции, используя данные данных по особенностям распределения петрогенных окислов и элементов-примесей в породах массива в зависимости от их кремнекислотности.
Для пород Чубачинского массива в целом с увеличением SiO2 фиксируется отчетливо выраженное снижение содержаний TiO2, Al2O3, Fe2O3*, MnO, MgO, CaO, P2O5, при росте содержаний Na2O и К2О (рис. 3). Подобные закономерности характерны для серий пород, образующихся за счет базальтовых материнских магм путем фракционной кристаллизации. Однако особенности распределения редких элементов в зависимости от кремнекислотности позволяют предполагать возможность фракционирования только для пород ряда «габбро-кварцевые монцодиориты», для которых наблюдается рост концентраций Rb, Ba, Sr, Nb, Zr, снижение - Y, Ni,Cr по мере роста содержаний SiO2 (рис. 4). При этом различия в магнезиальности габброидов I фазы Чубачинского массива, вариации в содержаниях породообразующих, редких и редких элементов (особенно Y, Ni, Cr, рис. 4) обусловлены, вероятнее всего, внутрикамерной дифференциацией, при становлении интрузивных тел основного-среднего состава.
.о
120 100 80 60 40 20 0
в
О О °Оо
о о о
о о
о
45
55
65
75
3000 2500 2000 1500 1000 500 0
Оо
о
о
о о о Оо о
о о
45
55
65
75
со
2500 2000 1500 1000 500 0
О о
О о^ О
о 8 о
о оо
45
55
65
75
14 12 10 8 6 4 2 0
о
о
«0
о о о
о
о о
о о о
00 о о
о о
о о
45
55
65
75
300 250 200 N 150 100 50 0
г 0 0
Оо
о° 0 ОО Л
0 0
0
о 0
45
55
65
75
30 25 20 >- 15 10 5 0
о
оо
О О
о
о оо о
о <Го
45
55
65
75
120 100 80 60 40 20 0
о%
45
55
ас025
75
О
350 300 250 200 150 100 50 0
о<>
о о
45
55
65 БЮ2
75
б
а
в
г
ж
д
е
з
Рис. 4. Диаграммы Харкера для рассеянных элементов (мас.%) пород Чубачинского массива: а - SiO2-Rb; б - SiO2-Ba; в - SiO2-Sr; г - SiO2-Nb, д - SiO2-Zr, ж - SiO2-Y, з - SiO2-Ni; е - SiO2-Cr.
Более низкие содержания кремнезема и щелочей, высокие MgO и СаO, №, наличие максимума Sr, положительной европиевой аномалии указывают на реститовую природу высокомагнезиальных габбро по отношению к низкомагнезиальным, с кумуляцией оливина и основного плагиоклаза, а резкое снижение концентраций Сг от высоко- к низкомагнезиальным габбро свидетельствует об участи в процессе кумуляции и клинопироксена.
Обогащенность низкомагнезиальных габбро большинством редких и рассеянных элементов, а также наличие отрицательной европиевой аномалии (фракционирование плагиоклаза) позволяет рассматривать их в качестве комплементарных образований по отношению к высокомагнезиальным и предполагать их кристаллизацию из остаточных расплавов, обособившихся после кумуляции оливин-плагиоклазовых разностей пород. Судя по преобладанию низкомагнезиальных габбро в составе первой фазы и близости содержаний петрогенных окислов к общему тренду для пород Чубачинского массива, низкомагнезиальные основные расплавы являлись исходными для пород габбро-лейкогранитовой серии в целом.
Геохимическими особенностями пород габбро-лейкогранитовой серии чубачинского массива в целом и габброидов в частности являются обогащенность крупноионными литофилами (Ва, К, Sr) и легкими редкоземельными элементами, а также обедненность некоторыми высокозарядными элементами (Та, 2г, И£, Известно, что обогащение крупноионными литофильными элементами и легкими редкоземельными элементами относительно высокозарядных элементов характерно для базальтовых магм образованных в субдукционных обстановках [23].
Однако геодинамическая обстановка формирования гранитов чубачинского комплекса большинством исследователей связывается с коллизией Селенгино-Станового и (или) Амурского супер-террейнов с Сибирским кратоном [6, 13, 24], что противоречит представлениям об их субдукционной природе и является серьезным ограничением для применения данной модели для объяснения формировании исходного базитового расплава.
Обогащенность низкомагнезиальных габброидов I фазы большинством несовместимых элементов, за исключением высокозарядных элементов и тяжелых РЗЭ, cближает их с внутриплитными базальтами океанических островов ^Ш), являющихся эталоном обогащенных литофильными элементами источников основных расплавов (рис. 1а). Наличие биотита и высокие содержания щелочных металлов в габброидах свидетельствуют о повышенной щелочности и водонасыщенности первичных мантийных расплавов, возникающих при частичном плавлении обогащенного мантийного источника. Плавление такого источника на рубеже 150-140 млн. лет связано, вероятнее всего, с возобновлением функционирования Северо-Азиатского суперплюма [25]. В настоящее время многие исследователи рассматривают мезозойские тектонические и магматические процессы в юго-восточном обрамлении Северо-Азиатского кратона в рамках модели мантийного диапиризма [26-28].
Субдукционная компонента в габброидах I фазы, вероятнее всего, обусловлена контаминацией корового материала с субдукционными характеристиками либо материалом реликтового мантийного клина позднепалеозойско-раннетриасового Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса, формирование которого в целом отвечает обстановке активной континентальной окраины в северной части Монголо-Охотского океана [29]. Как показывают геодинамические реконструкции, архейские и протерозойские метаморфические породы Западно-Станового и Станового террейнов, исходные для них вулканогенно-осадочные породы формировались в океанических и островодужных условиях [30-32]. Наличие субдукционной компоненты в архейских метаморфических породах Станового террейна фиксируется на спайдиаграммах по отношению к примитивной мантии (джигдалинрская свита, амфиболиты обр.Р-565-4, 3704-3, гнейсы обр. Р-565-7, рис. 1в).
Низкая магнезиальность габброидов в целом свидетельствует о принадлежности к диффе-ренциатам первичных магнезиальных расплавов повышенной щелочности в промежуточных камерах, возникающих при частичном плавлении обогащенного мантийного источника, и указывает на трудности прохождения базитовых расплавов через литосферу в условиях коллизии, а также на возможность длительного взаимодействия плюма и коры, что создает условия для контаминации основных расплавов коровой компонентой с островодужными свойствами.
Незначительные объемы габброидов и средних пород в составе Чубачинского массива, а также различия в распределении редких и рассеянных элементов в породах ряда габбро-кварцевые мон-цодиориты и ряда «граносиениты - ультракислые лейкограниты» (рис. 4) ставят по сомнение возможность формирования огромных масс гранитоидов только путем фракционной кристаллизации базальтовой магмы.
Для кислых пород в целом по мере роста кремнекислотности наблюдается отчетливо выраженное снижение содержаний TiO2, Al2O3, Fe2O3*, MgO, CaO, Na2O P2O5, концентраций Ba, Sr, Nb (рис. 3). От граносиенитов III фазы к гранитоидам IV фазы, наряду с этим, отмечается снижение концентраций Zr, Y, Ni, (рис. 4), суммы РЗЭ [12], что также может объясняться фракционированием полевых шпатов, апатита, циркона, титаномагнетита. Наряду со снижением от граносиенитов к умеренно-щелочным гранитам содержаний большинства породообразующих окислов, за исключением К2О и большинства элементов-примесей, установлено снижение изотопного отношения неодима (рис. 5) по мере роста кремнеземистости пород, что соответствует модели AFC - фракционной кристаллизации и ассимиляции корового вещества [33]. Это указывает на возможность формирование наиболее развитых в Чубачинском массиве граносиенитов и умеренно-щелочных гранитов в процессе фракционирования исходных для них расплавов одновременно с обогащением архейским коровым материалом.
0,5133 0,5131 0,5129 0,5127 0,5125 0,5123 0,5121 0,5119 0,5117 0,5115
DM -L
FC
AFC
Q
-U ° ud
° о
44 48 52
56 60 SiO2
64 68 72 76
Рис. 5. Соотношения SiO2 (масс.%) и 143Nd/144Nd, в гранитоидах Чубачинского массива. AF - тренд фракционирования; AFC - тренд фракционной кристаллизации и ассимиляции; DM - деплетированная мантия; UC - верхняя кора, значения по [37-39]. При построении диаграммы использованы данные [6, 14].
Данные по составу биотитов, геохимические и изотопно-геохимические особенности грани-тоидов III и IV фаз свидетельствуют об их мантийно-коровой природе [12].
Для выяснения особенностей магмогенерации этих пород на основе состава биотита была использована классификационная диаграмма Log(XF/XOH)Bt - Log(XMg)/(XFe) [34], которая позволяет
производить минералого-геохимическую типизацию гранитоидов I типа с учетом предполагаемой степени взаимодействия мантийных расплавов с корой или долей участия коровой составляющей в их составе. В соответствии с диаграммой граносиениты III фазы относятся к среднеконтаминирован-ным образованиям, а гранитоиды IV фазы - к сильноконтаминированным, т.е. максимально обогащенным коровым компонентом.
Об участии мантийного и корового компонентов в составе гранитоидов Верхнего Приамурья свидетельствуют также данные по содержанию Rb и отношений K/Rb в породах. Положение пород гранитоидных ассоциаций на диаграмме K/Rb-Rb [12], на которой выделены области мантийных, ко-ровых и мантийно-коровых гранитоидов (Коваленко и др., 1981; Руб и др., 1983), свидетельствует об их принадлежности к гибридным образованиям, состоящим из смеси корового и мантийного материала.
Количественная оценка содержаний корового компонента в составе гранитоидов Чубачинско-го массива с использованием Nd корового индекса Депаоло (NCI) [35] указывает на существенную долю в их составе корового компонента. NCI определяется как:
NCI = [sNdrock - eNdMc] / [sNdcc - еШмс], где sNdrock - sNd исследуемого образца; sNdMC - Nd мантийного компонента; sNdcc - Nd корового компонента.
Данный индекс является выражением массового баланса для двухкомпонентного смешения, которое дает пропорции Nd в гибридных породах.
Исследования фанерозойского внутриплитного магматизма Северной Азии показали, что ведущую роль среди мантийных источников играла мантия типа EM II, в той или иной степени смешанная с источником PREMA (умеренно деплетированной мантии) [36]. В связи с этим расчеты проведены при значении смеси мантии типа EM II и PREMA в соотношении 1:1, при sNd = +4, коровые резервуары взяты с максимальными значениям sNd = -25 для архейской коры. Согласно расчетам, для граносиенитов (sNd = -11,48) требуется соответственно 53% заимствования корового Nd, а для умеренно-щелочных гранитов (sNd = -15,47) - 67%. Соответственно, доля мантийного компонента в породах составляет 47% для граносиенитов, 33% - для гранитов. В случае взаимодействия мантийного вещества с коровыми резервуарами смешанного состава протерозойского (в граносиенитах отмечаются цирконы с субкордантным возрастом 1839±33 млн. лет) и архейского возраста со значением sNd = -20 доля корового материала в целом уменьшается и оценивается в граносиенитах в 65%, в умеренно-щелочных гранитах - 81%. В связи с этим более молодой двухстадийный модельный возраст TNd(DM-2st) в 1,9 млрд. лет граносиенитов по отношению к гранитам (TNd(DM-2st) = 2,5-2,1 млрд. лет) обусловлен, вероятно, более высокой долей мантийного компонента в граносиенитах, а не различиями возраста корового субстрата.
Таким образом, на основании проведенного анализа можно сделать вывод о мантийно-коро-вой природе наиболее распространенных в составе в Чубачинского массива граносиенитов и умеренно-щелочных гранитов в целом, при преобладании корового материала в их составе.
Наиболее вероятным исходным коровым субстратом для кислых пород Чубачинского массива могут служить докембрийские метаморфические породы. В качестве примера могут служить биотито-вые амфиболиты (обр. Р-565-4, 3704-3) и биотит-роговообмановые гнейсы (Р-565-7) джигдалинской свиты нижнего архея, которые обладают субдукционными характеристиками и близкими спектрами распределения редких и рассеянных элементов по сравнению с породами габбро-лейкогранитовой серии Чубачинского массива (рис. 2в). В связи с этим предполагается наследование субдукционных свойств гранитоидов Чубачинского массива от вещества исходных докембрийских пород, реконструкция геодинамических обстановок формирования которых на основании петрохимического состава и геохимических особенностей указывает на то, что это происходило в условиях островных дуг [2].
В рамках этой модели широкие вариации в содержании щелочей, редких и рассеянных элементов в гранитах и лейкогранитах IV фазы могут быть обусловлены процессами местной ассимиляции метаморфических пород джигдалинской свиты, с широкими вариациями состава и щелочности -от плагиогнейсов и амфиболитов до гнейсов и амфиболитов с умеренной щелочностью, ксенолиты и ксеноблоки которых широко развиты среди пород этой фазы [2]. Возможно, именно этими процессами обусловлены широкие вариации содержаний Cr в гранитах за счет ассимиляции Cr содержащих амфиболитов. Как показывают результаты среднемаштабных геолого-съемочных работ, в отличие от представлений некоторых исследователей [27] гранитоиды Чубачинского массива являются аллох-тонными образованиями, более поздними по отношению к существенно плагиоклазовой лейкосоме мигматитов в ксеноблоках и ксенолитах архейских пород [2].
Снижение содержаний P2O5, Sr (рис. 3, 4), соотношения Rb и Sr, увеличение содержаний РЗЭ, Zr от гранитов IV фазы к умеренно-щелочным лейкогранитам А-типа заключительной V фазы, наличие в умеренно-щелочных лейкогранитах отчетливо выраженной отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0,45) (обр. 4544/1, рис. 2б) позволяет предполагать возможность образования магм ультракислых магматических расплавов А-типа при фракционной дифференциации существенно коровой магмы гранитового состава умеренной щелочности при фракционировании плагиоклаза, акцессорного апатита с накоплением в остаточном расплаве циркона в качестве основного концентратора РЗЭ.
Заключение
Учитывая новые геохронологические данные по массивам умеренно-щелочного состава, развитых в зоне Джелтулакского разлома, Чубачинский массив рассматривается в качестве плутонотипа раннемелового габбро-лейкогранитового чубачинского комплекса, объединяющего породы преимущественно умеренной щелочности с U-Pb изотопным возрастом в 147-133 млн. лет, в составе которого рекомендуется объединение синхронных умеренно-щелочных интрузивных образований Станового и Селенга-Станового супертеррейнов и введением данного комплекса в легенду Становой серии листов.
Геодинамическая обстановка формирования пород чубачинского комплекса большинством исследователей связывается с коллизией Селенгино-Станового и Амурского супертеррейнов с Сибирским кратоном на рубеже 150-140 млн. лет, обусловленной, вероятнее всего, возобновлением функционирования Северо-Азиатского суперплюма.
Умеренно-щелочные габброиды I фазы Елнинского массива являются дифференциатами первичных расплавов повышенной щелочности в промежуточных камерах, возникающих при частичном плавлении обогащенного мантийного источника.
Различия в магнезиальности габброидов I фазы Чубачинского массива, вариации в содержаниях породообразующих, редких и редких элементов обусловлены, вероятнее всего, внутрикамерной дифференциацией, при становлении интрузивных тел основного-среднего состава, с формированием кумулятивных высокомагнезиальных габброидов. Исходными для пород габбро-лейкогранитовой серии в целом явились низкомагнезиальные основные расплавы, появление которых указывает на длительность взаимодействия мантийного плюма с континентальной корой.
Особенности распределения редких элементов в зависимости от кремнекислотности для пород ряда «габбро-кварцевые монцодиориты» позволяют предполагать возможность возникновения средних пород в результате фракционной дифференциации основных расплавов.
Гранитоиды представлены метаглиноземистыми, высококалиевыми породами I типа магнети-товой серии, различающимися по щелочности, и представляют собой смеси материалов, образовавшихся как из мантийных, так и докембрийских коровых источников.
Данные по составу биотитов, геохимические и изотопно-геохимические особенности гранитоидов III и IV фаз свидетельствуют об их мантийно-коровой природе, при преобладании в их составе корового материала. От граносиенитов к умеренно-щелочным гранитам установлено увеличение значений изотопного отношения 87Sr/86Sr стронция и снижение изотопного отношения 143Nd/144Nd неодима, соответствующее модели AFC - фракционной кристаллизации и ассимиляции корового вещества. Наиболее вероятным исходным коровым субстратом для кислых пород Чубачинского массива могут служить докембрийские метаморфические породы. Содержания радиогенного Nd в гранитои-дах свидельствуют об их существенно коровом составе.
Распределение петрогенных окислов и рассеянных элементов в ряду «граниты - умеренно-щелочные лейкограниты А-типа» позволяет предполагать возможность образования магм ультракислого состава при фракционной дифференциации умеренно-щелочной магмы гранитового состава.
1. Мартынюк, М.В., Рямов, С.А., Кондратьев, В.А. Объяснительная записка к схеме расчленения и корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области (Отчет по теме № 330 за 19871990 гг.). - Хабаровск, 1990. - 250 с.
2. Степанов, В.А., Стриха, В.Е., Бамское золоторудное месторождение (геология, минералогия и геохимия), 1998. - 208 с.
3. Геология Северо-Восточной Азии. Т. - III. Магматизм. - Л.: Недра. 1973.
4. Петрук, Н.Н., Шилова, М.Н., Козлов, С.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации (третье поколение). Дальневосточная серия. Масштаб 1:1000000. Лист N-51 (Сковородино). Объяснительная записка, 2007.
5. Неймарк, Л.А., Ларин, А.М., Овчинникова, Г.В. и др., Свинцово-изотопные свидетельства архейского источника вещества в золоторудных месторождениях зон мезозойской активизации южной части Алдано-Станового щита // Петрология. - 1996. - Т. 4, № 4. - С. 421-435.
6. Ларин, А.М., Котов, А.Б., Сальникова, Е.Б. и др. Мезозойские граниты Чубачинского массива тукурингр-ского комплекса (Джугджуро-Становая складчатая область): новые геохимические, геохронологические и изотопно-геохимические данные // Петрология. - 2001. - Т. 9, № 4. - С. 416-432.
7. Стриха, В.Е., Данилов, А. А. Золотоносность раннепротерозойского Чубачинского гранитоидного массива Станового хребта // Магматизм и геодинамика: Материалы I Всерос. петрограф. совещания. - Уфа, 1995. -Кн. 4. - С. 130-131.
8. Стриха, В.Е. Граносиенит-лейкогранитовая ассоциация Станового террейна: новые геохронологические и изотопно-геохимические данные // Вестник Амурского гос. ун-та. - 2013. - Вып. 63. - С. 86-92.
9. Стратиграфический кодекс России. - Изд. 3-е. - СПб : ВСЕГЕИ. 2006. - 96 с.
10. Антонов, А.Ю., Дриль, С.И., Банковская, Э.В. Rb-Sr изотопная характеристика аллохтонных и автохтонных позднемезозойских гранитоидов Станового хребта (южное ограничение Алданского щита) // Тихоокеанская геология. - 2001. - Т. 20, № 4. - С. 61-75.
11. Ларин, А.М., Котов, А.Б., Сальникова, Е.Б. и др. Возраст и тектоническое положение гранитоидов тын-динско-бакаранского комплекса Удско-Зейского магматического пояса // Доклады Академии наук. - 2014. -Т. 456, № 3. - С. 314-319.
12. Стриха, В.Е. Мезозойские гранитоиды золотоносных районов Верхнего Приамурья: Ч. 1. - Благовещенск: Амурский гос. ун-т, 2012. - 188 с.
13. Стриха, В.Е. Позднемезозойские коллизионные гранитоиды Верхнего Приамурья: новые геохимические данные // Геохимия. - 2006. - № 8. - С. 855-872.
14. Стриха, В.Е. Мезозойские гранитоиды Верхнего Приамурья: новые данные по изотопии Sr, Nd и О // Доклады Академии наук. - 2006. - Т. 409, № 4. - С. 539-542.
15. Стриха, В.Е. Флюидный режим формирования позднемезозойских коллизионных гранитоидов золотоносных районов Верхнего Приамурья // Доклады Академии наук. - 2005. - Т. 402, № 5. - C. 671-674.
16. Sun, S.-S., McDonough, W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes // Magmatism in ocean basin. Geol. Soc. Publ. 42. Blackwell Scientific Publ. - 1989. -P. 313-346.
17. Maeda, J. Opening of the Kuril Basin deduced from the magmatic history of Central Hokkaido, Nors Japan // Tectonophysics. - 1990. - Vol. 174, № 3/4.
18. Whaien, G.B., Kenneth, L., Currie, K.L., Chappel, B.W. A-type granites: geochemical characterises, discrimination and petrogenesis //Contrib.Miner. Petrol. - 1987. - Vol. 95, №2. - P. 407-419.
19. Петрук, Н.Н. Актуализированная легенда Становой серии листов государственной геологической карты РФ масштаба 1:200000, изд. 2-е). Объяснительная записка. - Хабаровск, 2008.
20. Ларин, А.М., Котов, А.В., Сальникова, Е.В. и др. Новые данные о возрасте гранитов кодарского и туку-рингрского комплексов, Восточная Сибирь: геодинамические следствия // Петрология. - 2000. - Т. 8, № 3. -С. 267-279.
21. Котов, А.В., Ларин, А.М., Сальникова, Е.В. и др., Раннемеловые коллизионные гранитоиды древнеста-нового комплекса Селингино-Станового супертеррейна Центрально-Азиатского подвижного пояса // Доклады Академии наук. - 2014. - Т. 456, № 4. - C. 451-456.
22. Кошеленко, В.В., Волкова, Ю.С. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. - Изд. 2-е. Серия Становая. Лист N-51-X (Усть-Уркима). Объяснительная записка. - СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ (в печати).
23. Sun, S.S. Lead isotopic study of young volcanic roks from mid-ocean ridgers, ocean islands and island arcs // Philosophical Transactions of the Royal Society. - L., 1980. - A 297. - P 409-445.
24. Котов, А. Б., Ковач, В.П., Джан, Б.-М. и др. Джелтулакская шовная зона: возраст и тектоническая позиция // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2010.
25. Ярмолюк, В.В., Коваленко, В.И., Кузьмин, М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. - 2000. - № 5. - С. 3-29.
26. Красный, Л.И. Тектонотип межблоковой (коллизионно-аккреционной) структуры: системы Монголо-Охотская и Циньлинская // Тихоокеанская геология. - 1997. - Т. 16, № 5. - С. 3-9.
27. Антонов, А.Ю. Геохимия и петрология мезозойско-кайнозойских магматических образований южного обрамления Алданского щита. Проблемы геодинамики // Тихоокеанская геология. - 2007. - Т. 26, № 2. -С. 56-81.
28. Стриха, В.Е., Агафоненко, С.Г. Елнинский массив Буриндинского комплекса Умлекано-Огоджинской вулкано-плутонической зоны Верхнего Приамурья: новые геохронологические, геохимические и изотопно-геохимические данные // Вестник Камчатской региональной ассоциации «Учебный научный центр». Сер. «Науки о Земле». - 2014. - Вып. 23, № 1. - С. 151-167.
29. Гордиенко, И.В. Палеозойский магматизм и геодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса. -М.: Наука, 1987. - 239 с.
30. Шульдинер, В.И., Панченко, И.В., Шульдинер, И.С. Петрология метаморфических комплексов бассейна р. Нюкжи // Метаморфизм докембрия в районе Байкало-Амурской магистрали. - Л.: Недра, 1983. - С. 127-139.
31. Московченко, Н.И., Кастрыкина, В.М. Метаморфизм // Эволюция раннедокембрийской литосферы Ал-дано-Олекмо-Станового региона. - Л.: Наука, 1987. - С. 185-200.
32. Гаврикова, С.Н., Николаева, Л.Л., Галанин, А.В. и др. Ранний докембрий южной части Становой складчатой области. - М.: Недра, 1991. - 171 с.
33. DePaolo, D.J. Neodim Isotope Geochemisry // Introduction. - N.Y.: Springer Verlag, 1988. - 187 p.
34. Ague, J.J., Brimhall, G.H. Granites of the batholiths of California: Products of local assimilation and regional scale contamination // Geol. - 1987. - V. 15. - P. 63-66.
35. DePaolo, D.J., Perry, F.V., Baldridge, W.S. Crustal versus mantle sources of granitic magma: a two parameter model based on Nd isotopic studies // Transaction of Royal Society of Edinburg, Earth Science. - 1992. - V. 83. -P. 435-446.
36. Кузьмин, М.И., Ярмолюк, В.В. Роль плюмов в фанерозойской истории Сибири и ее складчатого обрамления // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. Материалы III Междунар. конф. - Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. - 2009. Т. 1. - С. 249-252.
37. Goldstein, S.L., ONions, R.K., Hamilton, P.J. A Sm-Nd stugy of atmospheric dusts and from major river system // Earth Planet. Sci. Lett. - 1984. - V. 70. - P. 221-236.
38. Taylor, S.R., McLennan, S.M. The continental crust: its composition and evolution. - Blackwell; Oxford, 1985. - P. 512.
39. Wilson, M. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. - L.: Unwin Hyman Publ., 1989. - 465 p.
