CC BY
9УДК 550.93:552.311(571.65)
DOI:10.52349/0869-7892_2023_93_5-27
Н. В. Шатова, С. В. Серегин (ВСЕГЕИ)
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД
НАМЫНДЫКАНСКОГО И ВИКТОРИНСКОГО КОМПЛЕКСОВ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ОМОЛОНСКОГО МАССИВА (МАГАДАНСКАЯ ОБЛАСТЬ)
В статье приведены новые геохронологические и изотопно-геохимические данные, которые позволяют выделить в южной части Омолонского массива две группы интрузивных пород и уточнить их геодинамическую позицию. Исследованы петролого-геохи-мические и изотопно-геохронологические аспекты эволюции магм. В результате исследований уточнен раннемеловой возраст намындыканского комплекса и подтвержден позднемеловой возраст викторинского комплекса.
Ключевые слова: геодинамические режимы, Омолонский массив, U-Pb датирование, Q-57-XXVII, Охотско-Чукотский вулканический пояс, геохимические особенности.
N. V. Shatova, S. V. Seregin (VSEGEI)
NEW DATA ON GEOCHRONOLOGICAL AGE OF INTRUSIVE ROCKS OF THE NAMYNDYKAN AND VICTORINSKY COMPLEXES
IN THE SOUTHERN OMOLON MASSIF (MAGADAN REGION, THE RUSSIAN FAR EAST)
The article provides new geochronological and isotope-geochemical data, which make it possible to identify two groups of intrusive rocks in the southern Omolon Massif and to clarify their geodynamic position. The petrological-geochemical and isotope-geochronological aspects of the evolution of magmas are discussed. Based on the study, the age of the Namyndykan Complex was corrected, and the age of the Victorinsky complex was confirmed as Late Cretaceous.
Keywords: geodynamic regimes, Omolon Massif, U-Pb dating, Q-57-XXVII, Okhotsk-Chukchi volcanic belt, geochemical features.
Для цитирования: Шатова Н. В., Серегин С. В. Новые данные о возрасте интрузивных пород намындыканского и викторинского комплексов южной части Омолонского массива (Магаданская область) // Региональная геология и металлогения. - 2023. - № 93. - С. 5-27. DOI: 10.52349/0869-7892 2023 93 5-27.
В рамках проведения работ по геологическому доизучению территории Российской Федерации (ГДП-200) на территории листа Q-57-XXVII, (Омкучанская площадь) проводились геологосъемочные работы. В ходе работ были получены новые данные по геохимии и возрасту интрузивов, относящихся к намындыканскому и викторинскому комплексам. В данной статье на основе вновь полученных данных проводится проверка принадлежности ряда интрузивных массивов к тому или иному комплексу и делаются предположения об условиях формирования викторинского и намындыканского интрузивных комплексов.
Геологический очерк. Зоны распространения намындыканского и викторинского комплексов расположены на территории Омолонского массива и прилегающих к нему площадей (рис. 1).
По особенностям тектонического плана с учетом глубинного строения в составе массива выделяют Юкагирскую глыбу и Восточно-Омолонскую зону, разделяющиеся, как правило, наложенными юрскими впадинами [17-19; 21; 22; 24; 27; 28; 31; 33; 37].
Юкагирская глыба - юго-западная, наиболее устойчивая часть Омолонского массива с общей тенденцией относительного воздымания на протяжении почти всей истории развития. Она обладает северо-западным удлинением и серией поперечных разломов расчленена на ряд тектонических блоков (поднятий) [4; 9; 10], (Кузнецов В. М., ФБУ «ТФГИ по ДВФО», 1981).
Восточно-Омолонская зона более подвижная (погруженная), равновеликая Юкагирской глыбе, часть Омолонского массива. Названная структура гетерогенна, отмечается ее трехчленное
© Шатова Н. В., Серегин С. В., 2023
деление на Гыданскую и Ауланджинскую зоны, а также находящееся в основном между ними Моланджинское поднятие. Следует отметить, что строение территории расшифровано еще недостаточно, так как значительные площади здесь перекрыты терригенными осадками позднеюрских впадин.
Возрастной диапазон пород крайне обширен -от рифейского фундамента, вскрывающегося в некоторых блоках Юкагирской глыбы, до сред-неюрских терригенных осадков по периферии блоков Восточно-Омолонской зоны. Наибольшее распространение имеют вулканогенные и вулка-
ногенно-осадочные толщи девонского возраста [5-7; 10; 23; 33].
На юго-западе Омолонский массив граничит с Сугойской складчатой системой, охватывающей нижние течения рек Балыгычан, Сугой и Коркодон и в плане образует дугу, обращенную выпуклостью к юго-востоку. В ее составе выделяются Нижне-Су-гойская и Сеймчано-Ачагинская складчатые зоны.
Возрастной диапазон пород колеблется в диапазоне от раннего девона до средней юры. Преобладают осадки триасового и раннеюрского возраста терригенно-карбонатной и туфогенно-терри-генной формаций [1; 5; 6; 12].
м
С? Щ
0^/
0
О)
* *
30 0 30 60 90 км
Рис. 1. Площади распространения интрузивов викторинского и намындыканского комплексов
Основные региональные подразделения: 1 - Омо-лонский массив, 2 - Супринский синклинорий,
3 - Джахтардак-Олойский вулканический пояс,
4 - Верхнеюрские наложенные впадины, 5 - Охот-ско-Чукотский вулканический пояс, 6 - Сугойский синклинорий, 7 - Удско-Мургальский вулканический пояс, 8 - Западно-Камчатско-Корякская складчатая система. Интрузивные комплексы: 9 - намындыкан-ский комплекс, 10 - викторинский комплекс
На северо-востоке описываемой площади Омо-лонский массив граничит с Супринской системой, которая в свою очередь является составляющей Березовской зоны Алазейско-Олойской системы [8; 10; 22; 30]. Супринская складчатая система протягивается в субширотном направлении вдоль северного края Омолонского массива не менее чем на 200 км, ширина ее достигает 50 км. Для нее характерна продольная линейная складчатость, выполненная пермо-триасовыми терригенно-карбонатными и ранне-среднеюрски-ми туфогенно-терригенной и флишоидной формациями. Поверх данных структур наложены многочисленные среднеюрские тектонические впадины, заполненные орогенными осадками позднеюрского и раннемелового возраста. Оба структурных этажа (включая орогенные осадки наложенных впадин) на описываемой площади перекрываются вулканитами позднеюрского-ран-немелового возраста. На стыке Омолонского массива и Супринской складчатости выделяется Джахтардак-Олойский вулканический пояс, а на стыке Омолона и Западно-Камчатско-Корякской складчатой системы - Удско-Мургальский вулканический пояс [8; 10; 22; 34]. Оба пояса представлены переслаиванием риолитов, андезитов, базальтов и различных туфотерригенных пород. Раннемеловые вулканические пояса в свою очередь перекрываются вулканогенными образованиями среднего и кислого состава, относящимися к Охотско-Чукотскому вулканическому поясу позд-немелового возраста [8; 17; 20; 25; 33; 36-39]. Викторинский и намындыканский комплексы распространены в основном на территории Омолонского массива, но часть интрузий захватывает и сопредельные площади.
Намындыканский комплекс имеет наибольшее распространение в Восточно-Омолонской тектоно-магматической зоне, по северо-восточному краю Омолонского массива. На территории Юкагирской глыбы и на территории наложенных юрских впадин количество намындыканских интрузий значительно меньше [10; 15; 16], (Кузнецов В. М., ФБУ «ТФГИ по ДВФО», 1981).
Для данной структуры характерны упорядоченные субпараллельные системы разломов, подчеркнутые вытянутыми вдоль них интрузивами. Данные системы располагаются субпараллельно структурам Джахтардак-Олойского пояса и на данной территории как бы повторяют его простирание.
Формирование намындыканского комплекса происходило в результате четырехфазного внедрения пород все более кислого расплава, сменяющих друг друга в следующей последовательности: 1) габбро и габбродиориты (10-15% интрузий комплекса), 2) диориты, их кварцсо-держащие и кварцевые разновидности, диоритовые и габбродиоритовые порфириты (20-25%), 3) гранодиориты, адамеллиты, гранодиорит-пор-фиры (60-70%), 4) редкие жилы гранит-аплитов и пегматитов. Формирование пород от первой
фазы к последней намындыканского комплекса отражает ход магматической деятельности, при которой смена продуктов идет от более основных к более кислым [8].
Многофазные массивы, как правило, имеют изометричные формы и занимают обширные площади. Так, например, петротип комплекса массив Медленный имеет площадь 250-260 км2. Более многочисленные двухфазные и моногенные интрузивы, как правило, имеют вытянутую форму и площадь от 0,5 до 5 км2. Намындыканские интрузивы прорывают в основном верхнепалеозойские и верхнеюрские отложения. Лишь некоторые из них внедрены в нижнемеловые вулканиты монаковской толщи [10]. Раннемеловой возраст намындыкан-ского комплекса определяется присутствием валунов и галек характерных для него диоритов в конгломератах нижнемеловой (альбской) мастахской свиты и результатами K-Ar метода. На протяжении прошлых лет предшественниками было сделано 18 определений радиологического возраста диоритов и гранодиоритов, максимум распределения которых приходится на 122 млн лет, что соответствует началу аптского века.
Викторинский комплекс объединяет многофазные массивы и моногенные интрузивы Кон-гинского вулкано-плутонического ряда. Конгинская перивулканическая структура является ответвлением внешней зоны Охотско-Чукотского вулканического пояса. Она пересекает Омолонский массив и наложенные на него верхнеюрские структуры в меридиональном направлении. На юге описываемой площади, в верховьях р. Коркодон единичные интрузивы викторинского комплекса захватывают приграничные зоны Сугойского синклинория.
Так же, как и в намындыканском комплексе, крупные викторинские интрузивы имеют многофазное строение и состоят из пород ряда габ-бро-гранодиорит-гранит [2; 15; 16; 19]. Стадии формирования массива имеют разную пропорцию при пересчете на общую площадь интрузивов: 1) габброидная (около 3-5%), 2) диоритовой (1015%), 3) граносиенит-гранодиоритовой (60-70%) и 4) гранитной (15-20%). Аналогично намынды-канскому комплексу, происходит дифференциация продуктов магматизма от основных к кислым с течением времени.
К числу относительно крупных многофазных массивов, сложенных преимущественно равно-мернокристаллическими породами, относятся: Мрачный (85-90 км2), Двойник (60 км2), Ветвистый (около 40 км2), Грозненский (около 30 км2). Так же, как и в породах намындыканского комплекса, в большом количестве присутствуют, как правило, моногенные мелкие тела - штоки, дайки и небольшие силлы.
Интрузивы викторинского комплекса прорывают не только палеозойские, триасовые и юрские отложения, но и верхнеальбско-сеноманские вулканиты конгинской свиты [10]. Значения изотопного возраста, полученные К-Ar методом, колеблются от 105-102 до 60 млн лет. Максимум
1 2
Рис. 2. Положение массивов с точками отбора проб на схеме на основании карты масштаба 1 : 200 000 листа Q-57-XXVШ
Меловые интрузии: 1 - намындыканский комплекс, 2 - викторинский комплекс, 3 - четвертичные отложения: а - точки отбора проб, викторинский комплекс, б - точки отбора проб, намындыканский комплекс
30 О 30 60 90км
их распределения приходится на 85-90 млн лет, что отвечает туронскому-коньякскому векам.
Петрографический состав. В ходе работ опробование проводилось в массовом количестве и затрагивало все фазы как викторинского, так и намындыканского комплексов (рис. 2). Результаты исследования показали, что породы обоих комплексов практически неотличимы друг от друга как
визуально, так и при изучении шлифов. Коренные различия выявляются только при определении возрастных характеристик. В обоих плутонических комплексах можно отметить два петрохимических ряда: нормальнощелочной и умереннощелочной, присутствующих в обоих комплексах (табл. 1)
Намындыканский комплекс состоит из четырех фаз. Первая фаза: амфибол-клинопироксеновые и, реже, двупироксеновые монцогаббро, габбро,
Таблица 1
Состав пород и геохронологическая характеристика магматических пород различных фаз внедрения викторинского и намындыканского комплексов, полученная в ЦИИ ВСЕГЕИ локальным и-РЬ методом по цирконам
№ п/п Номер образца Комплекс Порода Возраст, млн лет
1 2131 Монцогаббро, 1-я фаза 106,7 ± 1,1
2 1157 Викторинский комплекс Монцогаббро, 1-я фаза 82,2 ± 1,0
3 2135 Кварцевый диорит-порфир, 2-я фаза 84,6 ± 0,7
4 6301 Монцонит, 2-я фаза 138,3 ± 1,4
5 1064 Кварцевый монцонит, 2-я фаза 143,8 ± 2,2
6 1070 Кварцевый монцонит, 2-я фаза 143,3 ± 1,9
7 2066 Кварцевый монцодиорит, 2-я фаза 140,8 ± 1,2
8 2065 Намындыканский комплекс Кварцевый монцодиорит, 2-я фаза 141,4 ± 1,0
9 3027 Гранодиорит, 2-я фаза 141,6 ± 1,3
10 1331 Гранодиорит-порфир, 2-я фаза 136,9 ± 1,1
11 2318 Гранодиорит-порфир, 2-я фаза 137,5 ± 1,4
12 5301 Гранодиорит-порфир, 2-я фаза 137,9 ± 1,1
13 3026 Граносиенит, 3-я фаза 141,8 ± 1,1
габбродиориты. Вторая главная интрузивная фаза: клинопироксен-роговообманковые диориты, кварц-содержащие и кварцевые диориты, биотит-клино-пироксен-роговообманковые диорит-порфириты; монцодиориты, кварцевые монцодиориты, мон-цогранодиориты, биотит-роговообманковые гра-носиениты и тоналиты, гранодиорит-порфиры, кварцевые монцониты. Третья фаза: умеренно-щелочные граниты, плагиограниты, лейкограни-ты. Последняя, четвертая фаза - жильная фаза гранитов и аплитов.
Гранодиорит-порфиры (1331-2, 2318-1, 5301-4) имеют порфировую и гипидиоморфнозернистую структуру. Кварц ксеноморфный от 15 до 20%, плагиоклаз представлен андезином и олигоклазом (от 40 до 50%). Калиевый полевой шпат (ортоклаз) составляет 20%. Темноцветные минералы - биотит и амфибол, в сумме 10-12%. Вторичные минералы представлены в виде серицита по плагиоклазу 1-2%.
Породы образуют переходные разности к гра-носиенитам (3026-1), где происходит уменьшение количества олигоклаза (до 15%) и усиление ортоклаза (до 45%), содержания темноцветных минералов и кварца остаются на том же уровне.
Акцессорные минералы представлены апатитом и сфеном. Апатит образует мелкие (0,05 мм) кристаллы и крупные (до 1 мм), равномерно распределен в породе. Сфен встречается в виде мелкозернистых масс и конвертообразных зерен, как правило, в достаточно больших для акцессориев количествах - более 20 зерен в одном шлифе. Рудные минералы в некоторых образцах занимают до 2-3% объема породы, часто ассоциируют с акцессорными минералами.
Монцодиориты (1064-1А, 1070-1, 2066-1, 3027-1, 2065-1, 6301-4) крупнозернистые, разновидности: биотит-роговообманковые и кварцевые. В породах отмечаются структуры диоритовые, монцонитовые. Минеральный состав: кварц (от 0 до 15% в кварцевых разновидностях) представлен ксеноморфными кристаллами. Калиевый полевой шпат также ксеноморфный представлен ортоклазом от 30 до 40%, плагиоклаз (андезин) составляет 35-40%. Количество ортоклаза и плагиоклаза варьирует и обусловливает переход между монцонитами и монцодиоритами. Роговая обманка образует уплощенные кристаллы до 5 мм - 13-20%, биотит 3-7% густо-зелено-бурого цвета, пластинчатой формы.
Вторичные минералы представлены альбитом, серицитом по плагиоклазу и редкими зернами цоизита, в сумме не более 3%. Акцессорные минералы: крупный до 1 мм сфен и идиоморф-ный циркон. Рудные минералы в сумме не превышают 1-2%.
Викторинский плутонический комплекс имеет в своем составе несколько разнообразных по составу фаз внедрения. Первая фаза: полнокристаллические габбродиориты, габбро, монцогаб-бродиориты, монцогаббро. Вторая фаза: диориты, диорит-порфиры, кварцевые диориты, монцониты, монцодиориты; тоналиты, гранодиориты, дайки диорит-порфиров; третья фаза: граниты, умерен-нощелочные, лейкограниты и редкая жильная фаза гранит-аплитов и пегматитов.
Монцогаббро (2131, 1157-1). Породы имеют порфировидную и гипидиоморфнозернистую габ-бровую структуру. Примерно половину объема породы и более, в зависимости от количества
темноцветных, занимает плагиоклаз ряда лабрадора. Темноцветные минералы занимают от четверти до 45%, в значительной мере представлен биотит. Диопсид и роговая обманка отличаются отсутствием собственной окраски, амфибол преобладает. Вторичные минералы не превышают в сумме 10%, представлены хлоритом по биотиту, вторичным зеленым биотитом по диопсиду и амфиболу, серицит по плагиоклазу. Рудные минералы составляют около 5%, часто образуют каймы вокруг роговой обманки. Акцессорные минералы (до 1%) представлены апатитом.
Кварцевый диорит-порфир (2135). Структура порфировая, основная масса скрыто- и мелкокри-
сталлическая. Вкрапленники составляют 30-35%, представлены бурым и зеленым биотитом, роговая обманка с ясным плеохроизмом, а также плагиоклазом - зональным андезином. В основной массе преобладают плагиоклаз, представленный андезином, и биотит. В меньшей степени распространена идиоморфная роговая обманка. Каймы из рудных минералов вокруг зерен роговой обманки. Вторичные минералы: хлорит развивается по биотиту, зеленый биотит и серицит по плагиоклазу в основной массе. В сумме вторичные минералы не превышают 5%.
Из вышеперечисленного можно сделать вывод о близком составе аналогичных фаз в комплексах.
1000,00
100,00
10,00
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd ТЬ Dy Ho Er Тт Yb Lu
Рис. 3. Распределение графиков редкоземельных элементов, нормированных на хондрит С1 [44] в породах намындыканского комплекса
100,00
1,00
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd ТЬ Dy Ho Er Тт Yb Lu
Рис. 4. Распределение графиков редкоземельных элементов, нормированных на хондрит С1 [44] в породах викторинского комплекса
Геохимическая характеристика гранитоидов.
По соотношению щелочей и кремнезема породы намындыканского комплекса относятся к нормально-, в меньшей степени умереннощелочным породам (№20 + К20 = 3,8-8,0%, SiO2 = 44-73%) с калиево-натриевым и натровым типом щелочности (среднее отношение №20/К20 = 1,2) [26; 29]. Для них характерна высокая глиноземистость (А1203 = 17-21%), агпаитность - относятся к щелочноземельному ряду; высокая магнезиальность: среднее значение МдО = 4,8%; наибольшие значения 9-12%; коэффициент фракционирования изменяется от 47 до 73; умеренновысокие содержания СаО (2-10%); ТЮ2 (0,6-2,3%), и низкие
содержания P2O5: 0,08-0,9%. ASI для гранитоидов из намындыканского комплекса варьирует в интервале от 0,9 до 1,4, со средним 1,2, что вместе с вышеперечисленными значениями коэффициентов позволяет сделать вывод о том, что приведенные характеристики характерны для гранитоидов I типа и указывают на их принадлежность к нему [32; 39].
На диаграммах распределения редкоземельных элементов, по характеру распределения можно сделать вывод о том, что породы обогащены легкими редкими землями и обеднены тяжелыми, а также по отсутствию европиевой аномалии можно сделать вывод, что во время кристаллизации
б
2 □ 3 □ 4 □ 5
6 О 7 О 8
Рис. 5. Дискриминантные диаграммы [43]
a - Nb-Y, б - Ta-Yb, е - Rb - (Y + Nb), г - Rb - (Yb + Та)
1 - габбро (1157/1), 2 - монцогаббро (2131/1), 3 - гранит (5301/3), 4 - гранодиорит (5301/1, 4319/1, 1331/2), 5 - граносиенит (3026), 6 - монцодиорит (2065/1, 3027/1, 2066/1, 6301/3), 7 - монцонит (2130/1, 2135/1), 8 - кварцевый монцодиорит (1064/1А, 1070/1), 9 - диорит-порфир (1046/1). Пунктирная линия на диаграммах Nb-Y и Та-Yb - граница ORG для аномальных рифтов. Поля на диаграммах: ORG - граниты океанических хребтов; WPG - внутриплитные граниты; VAG - граниты вулканических дуг; Syn-COLG - синколлизионные граниты
а
1
9
Таблица 2
Геохимические характеристики исследуемых образцов из викторинского и намындыканского комплексов
Комплекс Викторинский Намындыканский
Номер пробы/элемент 2131-1 2135-1 1157-1 3026-1 3027-1 2066-1 2065-1 10641а 1070-1 6301-5 5301-2 2318-1 1331-2
вю2 % 48 59,4 45,2 64,9 60,6 56,5 57 60,4 56,5 56,2 65,2 67,8 66,2
А1203% 18 18,5 19,8 16,6 19 17,9 17,9 19 18,2 17,8 16,6 17,3 17,6
ТЮ2 % 1,91 0,47 1,48 0,82 0,9 1,35 1,31 0,95 1,31 0,87 0,23 0,28 0,37
Fe20зобщ % 12,5 4,94 11,1 5,18 6,24 10 9,8 6,5 9,88 7,09 4,84 2,33 2,87
МпО % 0,18 0,2 0,18 0,1 0,11 0,15 0,16 0,14 0,17 0,19 0,086 0,062 0,061
FeO % 5,69 1,69 4,47 3,06 2,04 4,62 4,56 2,58 4,76 4,07 0,05 1,48 1,78
МдО % 3,72 1,35 4,8 1,99 2,37 4,11 4,23 2,57 4,21 2,99 0,51 1 1,1
СаО % 8,99 4,89 11,2 1,56 2,41 2,63 2,61 2,38 2,55 5,36 2,66 2,77 4,23
N320 % 3,73 5 2,84 3,47 4,04 3,62 3,54 3,95 3,62 4,2 4,48 5,98 4,62
К20 % 1,41 3,08 1,25 4,48 3,02 2,79 2,66 3,08 2,63 2,4 1,66 1,36 1,87
Р2О5 % 0,3 0,22 0,64 0,12 0,19 0,3 0,2 0,21 0,21 0,27 0,079 0,13 0,14
ппп % 1,7 1,35 1,5 0,61 1 0,42 0,45 0,69 0,69 2,52 3,88 0,99 0,95
Сумма% 99,8 99,4 100 99,9 99,9 99,9 99,8 99,9 99,9 99,9 100 100 100
La ррт 13,4 31,6 25,7 33,7 30,2 28,1 25,7 36,6 31 26,7 10,5 20,8 15
Се ррт 30,3 65 56,4 65,2 58,7 54,6 50,6 67,3 58,2 52,8 18 38,8 30
Рг ррт 4,18 7,59 7,19 7,07 6,65 6,43 5,76 7,09 6,45 6,54 2,24 4,51 3,71
Nd ррт 18,9 30,4 29,6 33,1 33,2 30 27,6 31,4 29,7 25 9,21 14,9 13,8
вт ррт 4,48 5,7 5,9 6,53 6,99 6,62 6,02 6,63 6,69 4,85 1,71 2,61 2,67
Ей ррт 1,58 1,84 2,03 1,66 1,66 1,77 1,57 1,84 1,94 1,56 0,68 0,89 0,97
Gd ррт 4,46 4,42 4,92 5,74 6,17 5,68 5,18 5,48 5,37 4,54 1,47 2,06 2,18
ТЬ ррт 0,62 0,58 0,64 0,93 1 0,98 0,93 0,89 0,9 0,67 0,21 0,29 0,29
Dy ррт 4,03 3,13 3,44 5,01 5,47 5,16 4,72 4,68 4,31 3,83 1,08 1,25 1,42
Но ррт 0,85 0,66 0,68 0,92 0,97 0,99 0,92 0,89 0,78 0,79 0,22 0,25 0,27
Ег ррт 2,52 1,75 1,93 2,79 2,56 2,43 2,34 2,47 2,31 2,19 0,52 0,56 0,57
Тт ррт 0,33 0,27 0,27 0,46 0,42 0,42 0,41 0,4 0,36 0,32 0,094 0,068 0,078
Yb ррт 2,24 1,87 1,82 3,47 3,04 3 2,82 2,87 2,63 1,96 0,43 0,58 0,64
Lu ррт 0,31 0,31 0,27 0,54 0,44 0,44 0,4 0,41 0,35 0,36 0,067 0,074 0,09
Rb ррт 20,5 59,5 38,3 110 55,2 64,2 54,6 50,7 45,7 31 14,9 21,1
вг ррт 471 983 979 393 504 522 549 721 696 771 415 1120
Y ррт 22,7 18,2 18,9 27,1 32 22,7 24,6 22,1 23,7 19,6 5,07 6,31
Zr ррт 92,8 148 111 384 323 130 160 166 174 133 81 110
Nb ррт 5,66 9,43 7,91 15,9 10,7 8,74 9,48 7,74 8,3 6,29 4,51 5,05
Ва ррт 338 2040 1140 609 461 427 445 569 552 654 258 501
Ж ррт 2,39 3,67 2,74 9,79 8,05 3,35 3,87 4,06 4,19 3,22 2,17 2,62
Та ррт 0,34 0,68 0,54 1,42 0,81 0,64 0,67 0,6 0,57 0,37 0,37 0,37
Т1п ррт 1,13 3,81 2,93 9,92 4,62 4,28 3,94 3,44 3,97 1,98 0,95 1,43
и ррт 0,36 1,22 1,13 2,19 1,15 1,3 1,15 0,85 0,7 0,49 0,39 0,5
в среде происходило относительно небольшое накопление плагиоклаза в мантийном источнике. Для графиков распределений можно выделить максимально высокие превышения содержаний легких редких земель, которые характерны для гранодиоритов из намындыканского комплекса, и максимально низкие, характерные для габбро-идов. Отмечается практически полное отсутствие европиевой аномалии, изредка небольшой положительной аномалии (Eu/Eu* = 0,94-1,16) (рис. 3) при сумме редких земель от 71,2 до 168,9 г/т, и при вариациях соотношения LaN/YbN от 4,3 до 14,7. Наиболее низкие значения наблюдаются у субвулканических пород диоритового ряда, а высокие -в магматических породах монцонитового ряда.
Породы викторинского комплекса имеют суммарные содержания редкоземельных элементов (РЗЭ), варьирующие в пределах 88-155 г/т для более основных разностей пород (рис. 4). При (LaN/YbN = 2,8-8,57) графики распределения редких земель имеют сглаженный характер и отличаются практически полным отсутствием европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0,9-1,07), что согласуется с данными по породам из намынды-канского комплекса.
Исходя из высоких содержаний Ba, Sr, Pb, Li и низких Nb, Ta, Hf, Zr (табл. 2) в габброидах, можно сделать вывод, что генерация родоначаль-ных расплавов данного интрузивного комплекса была связана, предположительно, с субдукцией континентальной коры в мантийный субстрат. Хондрит-нормализованные спектры РЗЭ интрузива, сложенного породами викторинского комплекса, характеризуются обогащением легкими лантаноидами, тяжелые РЗЭ находятся на уровне 33-67 хондритовых. Соотношение Th/Yb (0,5-2,1) и Ta/Y (0,15-0,37) для пород из намындыканского комплекса, которые примыкают к продуктам плавления деплетированной мантии. В этих породах
доля ассимиляции корового источника составляла значительную часть.
На дискриминантных диаграммах Дж. Пирса [43]: Hf-Ta-Rb Nb-Y, Ta-Yb, Rb-Yb+Ta, Rb-Y+Nb (рис. 5 и рис. 6) фигуративные точки составов всех пород из двух комплексов попадают в поля VAG. Такая же картина наблюдается на диаграмме С. Д. Великославинского (рис. 7) [3; 4], разделяющей гранитоиды на островодужные, внутриплит-ные и коллизионные типы по параметрам F1 и F2, включающим петрогенные и редкие элементы, точки составов гранитов, гранодиоритов, монцони-тов, граносиенитов и кварцевых диоритов отвечают полю IAG для субдукционных гранитоидов. Все типы пород отличаются в целом низкими содержаниями Rb, что характерно для низкодифферен-цированных магм [11].
По минеральному составу габброидов, а также средних и умереннокислых пород викторинский комплекс принципиально сравним с раннемеловым намындыканским, интрузивы которого характерны для Восточно-Омолонской тектоно-магматической зоны. В рассматриваемых магматитах повышенные содержания щелочного полевого шпата, благодаря которым среди габброидов викторинского комплекса, наряду с габбро и габбродиоритами, присутствуют и монцонитоидные разности. Повышение щелочности выше нормальной наблюдается и в более кислых породах, например, среди диоритов присутствуют и монцодиориты, а среди умереннокислых пород, кроме гранодиоритов, характерны кварцевые монцониты и граносиениты. Относительно петрохимических характеристик, по агпаитности породы викторинского комплекса можно отнести к щелочноземельному комплексу (0,210,44), как и для пород намындыканского комплекса (0,16-0,42), глиноземистость умеренная, петрохи-мическая серия умереннощелочная и нормально-щелочная, тип щелочности калиево-натриевый до
Rb/10
□ 1
□ 2 ■
■ 4
□ 5
□ 6
■ 7
□ 8
о 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 Tax3
100
Рис. 6. Диаграммы Дж. Пирса [45]. Hf-Ta-Rb Nb-Y, Ta-Yb, Rb-Yb+Ta, Rb-Y+Nb
1 - гранит низкощелочной, 2 - гранодиориты; 3 - габбро и монцогаббро, 4 - диорит-порфир, 5 - монцониты, 6 - монцодиориты, 7 - кварцевые монцодиориты, 8 - граносиенит. Поля на диаграммах: ORG - граниты океанических хребтов; WPG - внутриплитные граниты; VAG - граниты вулканических дуг; Syn-Colg - синколлизионные граниты
Результаты 11-РЬ датирования цирконов из основных типов породы намандыканского и викторинского комплексов
Содержания, г/т Возрасты, млн лет Отношения изотопов
Точка анализа % 206РЬС и ть 232Т(1/ 238 и ррт 206 РЬ* (1) 206рЬ/238и Аде (2) 206рЬ/238и Аде (1) 238у/ 206рЬ« ±% (1) 207рЬ«/206рЬ« ±% (1) 207РЬ7235и ±% (1) 206рЬ*/238и ±% Коэфф. корр.
3026-1_1.1 1,33 104 61 0,61 1,92 136,1 2,4 136,4 2,2 46,86 1,8 0,0473 15 0,1390 15,0 0,02134 1,8 0,1
3026-1_6.1 0,00 105 65 0,64 1,96 138,4 2,0 137,6 2,0 46,08 1,4 0,0533 5,2 0.1595 5,4 0,0217 1,4 0,3
3026-1_8.1 1,17 109 43 0,41 2,09 140,5 1,9 140,5 1,7 45,37 1,4 0,0493 12 0,1500 12 0,02204 1,4 0,1
3026-1_9.1 1,22 107 66 0,63 2,06 140,8 2,0 141,0 1,8 45,30 1,4 0,0475 13 0,1440 13 0,02207 1,4 0,1
3026-1_5.1 0,97 186 116 0,64 3,59 141,8 1,6 142,5 1,4 44,95 1,1 0,0451 12 0,1380 12,0 0,02225 1,1 0,1
3026-1_4.1 0,78 232 159 0,71 4,47 141,9 1,4 142,3 1,2 44,93 1,0 0,0466 9,2 0,1430 9,3 0,02226 1,0 0,1
3026-1_7.1 0,52 412 164 0,41 8,01 143,6 1,1 144,3 1,1 44,38 0,8 0,0453 6,1 0,1409 6,1 0,02253 0,8 0,1
3026-1_10.1 1,18 158 88 0,58 3,1 143,6 1,8 143,5 1,5 44,40 1,2 0,0494 12 0,1530 12 0,02252 1,2 0,1
3026-1_3.1 1,54 123 66 0,56 2,43 144,8 2,4 145,6 2,0 44,03 1,6 0,0444 17 0,1390 17,0 0,02271 1,6 0,1
3026-1_2.1 0,49 339 213 0,65 6,99 152,3 1,2 152,3 1,1 41,82 0,8 0,0495 5,7 0,1631 5,7 0,02391 0,8 0,1
1070-1_1.1 2,73 66 56 0,87 1,28 139,6 3,4 141,0 2,6 45,70 2,5 0,0410 35 0,123 35 0,02189 2,5 0,1
1070-1_2.1 2,23 80 75 0,96 1,64 148,7 3,2 150,8 2,5 42,87 2,2 0,0380 32 0,121 32 0,02333 2,2 0,1
1070-1_3.1 2,11 81 53 0,67 1,61 144,6 2,7 147,6 2,1 44,09 1,9 0,0320 35 0,101 35 0,02268 1,9 0,1
1070-1_4.1 2,85 42 23 0,56 0,801 136,5 3,8 138,0 3,1 46,70 2,8 0,0400 36 0,118 36 0,02141 2,8 0,1
1070-1_5.1 2,18 84 77 0,95 1,66 143,9 2,8 144,7 2,1 44,29 2,0 0,0450 25 0,139 26 0,02258 2,0 0,1
1070-1_6.1 2,54 50 46 0,95 0,966 139,4 3,2 140,3 2,6 45,70 2,3 0,0430 30 0,131 30 0,02186 2,3 0,1
1070-1_7.1 2,23 56 30 0,54 1,11 143,8 3,0 142,9 2,5 44,33 2,1 0,0540 21 0,168 21 0,02256 2,1 0,1
1070-1_8.1 0,00 47 27 0,60 0,917 145,9 2,7 144,9 2,8 43,67 1,8 0,0549 8,4 0,173 8,6 0,0229 1,8 0,2
1070-1_9.1 2,26 78 49 0,64 1,55 143,3 2,9 145,3 2,1 44,50 2,0 0,0370 32 0,116 32 0,02247 2,0 0,1
1070-1_10.1 2,22 57 43 0,79 1,1 140,9 2,9 141,9 2,4 45,26 2,1 0,0430 26 0,132 26 0,02209 2,1 0,1
1064-1 а_5.1 2,38 75 42 0,58 1,44 138,6 2,9 139,7 2,1 46,03 2,1 0,0420 30 0,126 30 0,02173 2,1 0,1
1064-1 а_2.1 3,75 33 18 0,56 0,649 140,1 4,3 138,6 3,1 45,50 3,1 0,0580 33 0,175 33 0,02198 3,1 0,1
1064-1 а_6.1 2,34 55 39 0,75 1,07 142,5 3,1 143,4 2,5 44,74 2,2 0,0440 27 0,135 27 0,02235 2,2 0,1
1064-1 а_10.1 2,56 69 38 0,57 1,37 143,7 3,1 145,0 2,3 44,38 2,2 0,0410 32 0,128 32 0,02253 2,2 0,1
1064-1 а_9.1 2,87 44 36 0,84 0,884 145,2 3,6 146,0 2,8 43,90 2,5 0,0450 32 0,141 32 0,02278 2,5 0,1
1064-1 а_1.1 1,64 87 53 0,63 1,73 145,5 2,3 146,4 1,9 43,81 1,6 0,0440 19 0,139 19 0,02283 1,6 0,1
1064-1 а_3.1 3,39 37 19 0,55 0,744 145,7 4,2 146,3 3,1 43,70 2,9 0,0460 38 0,144 38 0,02286 2,9 0,1
1064-1 а_4.1 3,83 31 23 0,75 0,647 147,0 4,6 146,4 3,3 43,40 3,2 0,0520 37 0,167 37 0,02306 3,2 0,1
1064-1 а_7.1 2,60 48 39 0,84 0,979 147,1 3,5 147,7 2,8 43,30 2,4 0,0460 29 0,147 29 0,02308 2,4 0,1
1064-1 а_8.1 0,00 105 66 0,65 5,4 374,2 3,4 374,5 3,5 16,73 0,9 0,0533 3,2 0,439 3,4 0,05976 0,9 0,3
3027-1_1.1 1,32 133 81 0,63 2,59 142,5 2,2 142,8
3027-1_10.1 1,12 174 124 0,74 3,34 140,9 2,0 141,3
3027-1_2.1 1,68 122 85 0,72 2,36 141,1 2,4 142,0
3027-1_3.1 1,21 159 113 0,74 3,11 143,8 2,1 144,6
3027-1_4.1 0,96 150 96 0,66 2,9 142,0 2,0 141,8
3027-1_5.1 1,54 130 81 0,64 2,52 141,5 2,4 141,4
3027-1_5.2 1,56 90 41 0,47 1,76 143,2 2,6 143,3
3027-1_6.1 0,00 134 81 0,63 2,59 143,3 2,0 142,9
3027-1_7.1 0,91 225 180 0,83 4,26 139,3 1,8 140,5
3027-1_8.1 1,30 153 88 0,59 2,95 140,6 2,1 141,6
3027-1_9.1 0,00 110 70 0,66 2,09 140,7 2,4 140,3
2065-1_1.1 0 375 215,00 0,59 7,1 139,4 1,3 140,0
2065-1_10.1 2 166 106,00 0,66 3,2 141,9 2,2 142,6
2065-1_2.1 1 183 102,00 0,58 3,6 143,7 2,0 144,3
2065-1_3.1 0 836 455,00 0,56 16,0 141,4 1,1 141,2
2065-1_4.1 1 159 97,00 0,63 3,0 140,1 1,9 139,3
2065-1_5.1 1 166 99,00 0,62 3,2 140,7 1,9 141,7
2065-1_6.1 1 185 110,00 0,61 3,6 143,9 1,8 144,1
2065-1_7.1 0 119 75,00 0,65 2,3 141,7 2,0 140,6
2065-1_8.1 1 358 173,00 0,5 6,9 142,0 1,5 143,4
2065-1_9.1 0 453 236,00 0,54 8,6 140,4 1,4 140,6
2066-1_1.1 0,54 324 256 0,82 6,23 142,0 1,5 141,9
2066-1_10.1 1,50 151 89 0,61 2,86 138,5 2,2 138,3
2066-1_2.1 0,89 221 143 0,67 4,29 143,1 2,5 143,9
2066-1_3.1 0,91 221 151 0,71 4,22 140,4 1,8 140,7
2066-1_4.1 0,00 125 84 0,69 2,37 140,0 2,0 139,2
2066-1_5.1 1,91 147 96 0,67 2,81 139,4 2,4 139,6
2066-1_6.1 0,75 200 116 0,60 3,79 139,7 1,7 139,6
2066-1_7.1 0,91 193 126 0,68 3,73 142,1 1,8 142,5
2066-1_8.1 1,74 162 100 0,64 3,15 142,1 2,3 143,0
2066-1_9.1 0,94 212 129 0,63 4,04 140,0 1,8 140,5
1331-2_3.1 0,00 122 38 0,32 2,19 133,2 ±1,9 132,8
1331-2_10.1 0,00 226 98 0,45 4,07 134,0 ±1,4 133,9
1331-2_6.1 0,00 221 91 0,43 4,02 135,1 ±1,4 134,9
1331-2_4.1 0,00 165 76 0,48 3,02 135,9 ±1,9 136,0
1331-2_1.1 0,00 146 48 0,34 2,69 137,1 ±2,9 136,9
2,0 44,75 1,6 0,0469 15 0,144 15 0,02235 1,6 0,1
1,8 45,24 1,4 0,0468 13 0,143 13 0,0221 1,4 0,1
2,1 45,19 1,7 0,0437 19 0,133 20 0,02213 1,7 0,1
1,9 44,33 1,5 0,0442 15 0,138 15 0,02256 1,5 0,1
1,9 44,91 1,4 0,0499 11 0,153 11 0,02227 1,4 0,1
2,1 45,06 1,7 0,0493 17 0,151 17 0,02219 1,7 0,1
2,4 44,51 1,9 0,0484 17 0,15 17 0,02247 1,9 0,1
2,0 44,48 1,4 0,0515 5,6 0,1597 5,8 0,02248 1,4 0,2
1,6 45,78 1,3 0,0421 12 0,127 12 0,02184 1,3 0,1
1,9 45,34 1,5 0,0431 16 0,131 16 0,02205 1,5 0,1
2,4 45,33 1,7 0,0508 6,2 0,1545 6,4 0,02206 1,7 0,3
1,3 45,8 0,0454 6,3 0,1367 6,3 0,02185 1,0 0,2
1,8 44,93 1,5 0,0451 17 0,138 17 0,02226 1,5 0,1
1,9 44,35 1,4 0,0456 11 0,142 11 0,02255 1,4 0,1
1,1 45,08 0,8 0,0501 3 0,1533 3,1 0,02218 0,8 0,2
1,8 45,51 1,4 0,0536 11 0,162 11 0,02197 1,4 0,1
1,8 45,32 1,4 0,0428 14 0,13 14 0,02206 1,4 0,1
1,7 44,31 1,2 0,0477 8,5 0,148 8,6 0,02257 1,2 0,1
2,1 45,00 1,4 0,0548 5,7 0,1677 5,9 0,02222 1,4 0,2
1,4 44,89 1,1 0,0412 10 0,127 10 0,02228 1,1 0,1
1,4 45,42 1,0 0,0477 3,2 0,1448 3,4 0,02202 1,0 0,3
1,4 44,91 1,0 0,0493 6,4 0,1512 6,5 0,02227 1,0 0,2
1,9 46,06 1,6 0,0497 15 0,149 16 0,02171 1,6 0,1
2,5 44,55 1,8 0,0443 11 0,137 11 0,02245 1,8 0,2
1,6 45,43 1,3 0,0472 11 0,143 11 0,02201 1,3 0,1
2,1 45,54 1,4 0,0539 8,8 0,163 8,9 0,02196 1,4 0,2
1,9 45,73 1,7 0,0478 20 0,144 20 0,02187 1,7 0,1
1,7 45,63 1,3 0,0499 8,6 0,151 8,6 0,02191 1,3 0,1
1,7 44,88 1,3 0,0467 11 0,144 11 0,02228 1,3 0,1
1,9 44,86 1,6 0,0442 20 0,136 20 0,02229 1,6 0,1
1,7 45,55 1,3 0,0460 11 0,139 11 0,02195 1,3 0,1
±1,9 47,9 1,4 0,0508 5,7 0,1463 5,9 0,02088 1,4 0,2
±1,4 47,6 1,0 0,0496 4,1 0,1436 4,2 0,02101 1,0 0,2
±1,4 47,23 1,0 0,0495 4,1 0,1446 4,3 0,02117 1,0 0,2
±1,9 46,95 1,4 0,0481 4,8 0,1411 5 0,02130 1,4 0,3
±2,9 46,53 2,1 0,0497 5,1 0,1473 5,5 0,02149 2,1 0,4
о>
Окончание табл. 3
"О
Ф
Содержания, г/т Возрасты, млн лет Отношения изотопов
Точка анализа % 206РЬС и ть 232Т(1/ 238 и ррт 206РЬ. (1) 206рЬ/238и Аде (2) 206рЬ/238и Аде (1) 238у/ 206рЬ« ±% (1) 207рЬ«/206рЬ« ±% (1) 207РЬ7235и ±% (1) 206 РЬ*/238 и ±% Коэфф. Корр.
1331-2_8.1 0,00 135 44 0,34 2,49 137,2 ±1,8 137,1 ±1,9 46,5 1,3 0,0494 5,3 0,1464 5,5 0,02151 1,3 0,2
1331-2_5.1 0,00 192 58 0,31 3,57 138,1 ±1,5 137,6 ±1,6 46,2 1,1 0,0512 4,4 0,1528 4,5 0,02165 1,1 0,2
1331-2_9.1 0,00 188 79 0,43 3,55 139,8 ±1,6 140,1 ±1,6 45,6 1,1 0,0471 4,6 0,1425 4,7 0,02193 1,1 0,2
1331-2_7.1 0,00 221 78 0,36 4,19 140,7 ±1,5 140,6 ±1,5 45,31 1,0 0,0496 4,1 0,1510 4,2 0,02207 1,0 0,2
1331-2_2.1 0,00 120 82 0,71 5,9 359,1 ±4,1 358,6 ±4,2 17,46 1,2 0,0548 3,2 0,4330 3,4 0,05729 1,2 0,3
2318-1_1.1 0,00 129 55 0,45 2,32 133,9 ±1,8 133,3 ±1,9 47,65 1,4 0,0521 5,3 0,1507 5,5 0,02099 1,4 0,2
2318-1_10.1 0,00 253 113 0,46 4,75 139,3 ±1,4 139,5 ±1,4 45,77 1,0 0,0479 3,9 0,1444 4,1 0,02185 1,0 0,2
2318-1_2.1 0,00 382 345 0,93 7,01 136,1 ±1,1 135,8 ±1,1 46,87 0,8 0,0504 3,1 0,1482 3,2 0,02134 0,8 0,2
2318-1_3.1 0,00 55 19 0,36 0,981 132 ±2,8 130,6 ±2,8 48,3 2,1 0,0575 8,0 0,1640 8,2 0,02069 2,1 0,3
2318-1_4.1 0,00 114 44 0,40 2,15 139,5 ±2 139,8 ±2 45,71 1,4 0,0473 5,8 0,1426 6,0 0,02188 1,4 0,2
2318-1_5.1 0,00 237 76 0,33 4,37 136,9 ±1,6 137 ±1,6 46,58 1,2 0,0484 4,0 0,1434 4,1 0,02147 1,2 0,3
2318-1_6.1 0,00 204 109 0,55 3,74 136,2 ±1,7 136,4 ±1,8 46,83 1,3 0,0475 4,5 0,1400 4,7 0,02136 1,3 0,3
2318-1_7.1 0,00 98 40 0,43 1,84 139,4 ±2,1 139,7 ±2,2 45,75 1,5 0,0471 6,2 0,1418 6,4 0,02186 1,5 0,2
2318-1_8.1 0,00 149 79 0,55 2,88 143,2 ±1,8 143,3 ±1,8 44,51 1,3 0,0484 5,0 0,1500 5,2 0,02247 1,3 0,2
2318-1_9.1 0,00 166 63 0,39 3,07 136,9 ±1,6 136,9 ±1,7 46,58 1,2 0,0491 4,8 0,1454 5,0 0,02147 1,2 0,2
5301-4_5.1 1,03 158 34 0,22 2,88 133,7 ±1,8 132,9 ±1,7 47,72 1,4 0,0534 10 0,1540 10 0,02096 1,4 0,1
5301-4_3.1 0,00 644 200 0,32 11,8 136,6 ±0,99 136,7 ±1 46,69 0,73 0,0482 2,5 0,1423 2,6 0,02142 0,7 0,3
5301-4_1.1 0,00 83 23 0,28 1,54 137,5 ±2,3 137,5 ±2,3 46,38 1,7 0,0491 6,6 0,1460 6,8 0,02156 1,7 0,2
5301-4_10.1 0,00 154 42 0,28 2,86 137,6 ±1,7 137,1 ±1,8 46,37 1,3 0,0514 4,9 0,1529 5 0,02157 1,3 0,2
5301-4_4.1 0,00 151 32 0,22 2,82 138,7 ±1,7 138,5 ±1,8 45,99 1,2 0,0499 4,9 0,1495 5 0,02175 1,2 0,2
5301-4_7.1 0,00 185 48 0,27 3,49 139,7 ±1,6 139,4 ±1,7 45,66 1,2 0,0504 4,6 0,1522 4,8 0,02190 1,2 0,2
5301-4_6.1 0,00 293 90 0,32 5,55 140,9 ±1,3 140,7 ±1,3 45,27 0,93 0,0495 3,6 0,1507 3,8 0,02209 0,9 0,2
5301-4_2.1 0,00 287 29 0,11 6,11 157,5 ±1,4 157,3 ±1,5 40,44 0,92 0,0499 3,4 0,1702 3,6 0,02473 0,9 0,3
5301-4_8.1 0,00 70 50 0,73 3,48 361,0 ±4,7 359,8 ±4,9 17,36 1,3 0,0567 4,2 0,4500 4,4 0,05760 1,3 0,3
5301-4_9.1 0,00 141 149 1,09 7,4 381,9 ±3,5 380,9 ±3,7 16,38 0,95 0,0566 3,7 0,4760 3,8 0,06104 1,0 0,2
2,1 0,00 266 411 4,99 1,6 139,2 1,2 138,8 1,1 45,80 0,9 0,05112 6,7 0,1539 6,7 0,02183 0,9 0,1
4,1 1,58 244 328 4,53 1,4 138,1 2,3 139,6 2,1 46,18 1,7 0,03991 16,8 0,1192 16,9 0,02166 1,7 0,1
5,1 2,34 196 280 3,65 1,5 137,9 1,9 141,1 1,3 46,25 1,4 0,03011 29,7 0,0897 29,7 0,02162 1,4 0,0
6,1 1,12 175 211 3,24 1,2 137,0 2,7 138,5 2,5 46,57 2,0 0,04003 17,2 0,1185 17,3 0,02147 2,0 0,1
7,1 0,00 165 64 3,13 0,4 140,6 2,3 139,3 2,2 45,34 1,6 0,05632 8,9 0,1713 9,1 0,02206 1,6 0,2
8,2 4,81 102 31 1,81 0,3 132,0 4,9 137,3 4,1
9,1 1,79 147 167 2,70 1,2 136,2 4,2 137,8 4,0
11,1 4,65 104 35 1,87 0,4 133,9 3,2 139,3 1,4
12,1 2,76 143 129 2,65 0,9 137,4 2,3 140,4 1,6
13,1 0,00 241 405 4,49 1,7 138,5 2,8 137,7 2,8
2131_1.1 0,39 915 513 0,58 13 105,0 1,3 104,7 1,3
2131_2.1 0,39 408 171 0,43 6,07 110,1 1,4 110,3 1,4
2131_2.2 0,25 666 395 0,61 9,88 110,0 1,3 110,2 1,3
2131J3.1 0,00 1527 1258 0,85 22 107,4 1,2 107,5 1,2
2131_3.2 0,00 386 152 0,41 5,44 104,9 1,4 104,7 1,4
2131_3.3 0,00 843 360 0,44 12 105,8 1,2 105,9 1,2
2131_4.1 0,00 1627 718 0,46 22,8 104,3 1,2 104,3 1,2
2131_4.2 0,09 1367 416 0,31 19,9 108,3 1,3 108,3 1,3
2131_5.1 0,17 1428 515 0,37 20,5 106,8 1,2 106,8 1,2
2131_6.1 0,09 1676 671 0,41 23,6 104,6 1,2 104,7 1,2
2135_10.1 0,00 138 67 0,51 1,52 82,4 1,4 81,8 1,4
2135_8.1 1,38 186 49 0,27 2,1 82,8 1,3 83,5 1,2
2135_4.1 0,00 181 123 0,70 2,01 82,9 1,0 82,8 1,1
2135_6.1 0,00 162 94 0,60 1,8 82,9 1,1 83,0 1,1
2135_1.1 0,73 351 320 0,94 4,02 84,9 1,0 85,4 1,0
2135_5.1 0,00 745 694 0,96 8,54 85,5 0,5 85,5 0,5
2135_2.1 0,00 354 375 1,09 4,07 85,7 1,0 85,6 1,0
2135_7.1 0,00 196 144 0,76 2,26 85,9 1,1 86,0 1,2
2135_9.1 0,00 95 52 0,56 4,84 371,3 4,3 371,5 4,4
2135_3.1 0,00 243 115 0,49 12,7 379,3 2,8 379,8 2,9
1157-1_3.1 0,20 799 2329 3,01 8,58 80,0 1,0 80,0 1,0
1157-1_7.1 0,00 932 3239 3,59 10,1 81,0 1,0 81,0 1,0
1157-1_6.1 0,29 451 714 1,63 4,91 81,0 1,0 81,1 1,0
1157-1_8.1 0,00 817 3666 4,64 8,95 81,7 1,0 81,6 1,0
1157-1_5.1 0,46 864 1799 2,15 9,55 82,1 1,0 81,8 1,0
1157-1_2.1 0,00 164 301 1,90 1,8 82,0 1,5 82,0 1,5
1157-1_4.1 0,00 438 569 1,34 4,84 82,4 1,2 82,2 1,2
1157-1_9.1 0,00 246 491 2,06 2,8 84,8 1,3 84,8 1,3
1157-1_10.1 0,27 903 1082 1,24 10,5 86,2 1,1 86,3 1,1
1157-1_1.1 0,00 366 1125 3,17 4,46 90,8 1,3 91,0 1,3
48,33 3,7 0,0164 115,6 0,0468 115,7 0,02069 3,7 0,0
46,84 3,1 0,03951 22,3 0,1163 22,5 0,02135 3,1 0,1
47,65 2,4 0,01624 112,7 0,0470 112,7 0,02099 2,4 0,0
46,43 1,7 0,03133 41,9 0,0931 42,0 0,02154 1,7 0,0
46,06 2,0 0,05341 6,7 0,1599 7,0 0,02171 2,0 0,3
60,90 1,2 0,0505 4,1 0,1142 4,2 0,01642 1,2 0,3
58,05 1,3 0,0466 5,2 0,1108 5,4 0,01723 1,3 0,2
58,10 1,2 0,0466 3,7 0,1107 3,9 0,01721 1,2 0,3
59,51 1,2 0.04788 1,6 0,1109 1,9 0,0168 1,2 0,6
60,95 1,3 0,0496 3,1 0,1123 3,4 0,01641 1,3 0,4
60,46 1,2 0.04727 2,1 0,1078 2,4 0,01654 1,2 0,5
61,33 1,2 0.04801 1,6 0,1079 1,9 0,01631 1,2 0,6
59,01 1,2 0.04845 2,0 0,1132 2,3 0,01695 1,2 0,5
59,86 1,1 0,0484 2,3 0,1115 2,6 0,01671 1,1 0,4
61,14 1,1 0.04735 1,7 0,1068 2,1 0,01636 1,1 0,5
77,7 1,7 0,053 5,9 0,0939 6,1 0,01286 1,7 0,3
77,4 1,6 0,0409 17 0,073 17 0,01292 1,6 0,1
77,28 1,2 0,0485 5,3 0,0866 5,4 0,01294 1,2 0,2
77,27 1,3 0,0465 5,7 0,0829 5,8 0,01294 1,3 0,2
75,42 1,2 0,0432 9,7 0,079 9,8 0,01326 1,2 0,1
74,87 0,6 0,0483 2,6 0,089 2,7 0,01336 0,6 0,2
74,77 1,2 0,0486 4,8 0,0896 4,9 0,01337 1,2 0,2
74,6 1,3 0,0468 5,1 0,0866 5,3 0,01341 1,3 0,3
16,87 1,2 0,0536 3,3 0,438 3,5 0,05929 1,2 0,3
16,5 0,8 0,0531 2,5 0,443 2,7 0,06060 0,8 0,3
80,10 1,2 0,0471 3,2 0,081 3,4 0,01248 1,2 0,4
79,10 1,2 0,0478 2,3 0,0834 2,6 0,01264 1,2 0,5
79,10 1,3 0,0467 4,3 0,0814 4,4 0,01264 1,3 0,3
78,42 1,2 0,0488 2,5 0,0858 2,8 0,01275 1.2 0,4
78,04 1,2 0,0502 4,9 0,0886 5,0 0,01281 1,2 0,2
78,10 1,9 0,0474 5,4 0,0838 5,7 0,0128 1,9 0,3
77,80 1,4 0,0495 3,4 0,0877 3,7 0,01286 1,4 0,4
75,50 1,5 0,0477 4,5 0,087 4,8 0,01324 1,5 0,3
74,25 1,3 0,0473 3,9 0,0879 4,1 0,01347 1,3 0,3
70,50 1,4 0.0466 3,4 0,0913 3,7 0,01419 1,4 0,4
Р (оИ2
9000
(а)
7000
5000
3000
1000
-1000
-3000
5000
-7000
-10000 -7000 -3000
точки составов пород из второй фазы намандыканского комплекса
1000 5000 9000
Рис. 7. Дискриминантная диаграмма [3]
натриевого (№20/К20 = 2,67-2,29), что попадает и в диапазон значений для намындыканского комплекса (табл. 2) [29].
На мультиэлементных диаграммах графики распределения пород из намындыканского комплекса (рис. 8) характеризуются типом распределения с обогащением крупноионными литофиль-ными элементами относительно высокозарядных и минимумами (Ва), Sr, Та, "Л, демонстрируя при этом смешанный характер: танталовый минимум отвечает субдукционным меткам, при одновременном отсутствии ниобиевого минимума, Ва^Ь отношение также является слишком низким (3-9) для обстановок субдукции, тогда как Ва^а равен 15-64, что отвечает интервалу, указывающему на субдукционную обстановку [32].
Изотопная характеристика гранитоидов.
Выделение цирконов было проведено в ЦИИ ФГБУ «ВСЕГЕИ» с использованием стандартных методик плотностной и магнитной сепараций. Цирконы выделены из 14 образцов. Возраст цирконов определялся локальным и-РЬ методом на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) по стандартной методике (табл. 3). Для выбора точек датирования в зернах использовались оптические
Рис. 8. Мультиэлементные диаграммы, содержания нормированы на состав примитивной мантии
1 - породы намандыканского комплекса, 2 - породы викторинского комплекса
Рис. 9. Микрофотографии цирконов в режиме катодолюминесценции и их конкордия для цирконов по пробе 3026-1 из граносиенита
(в проходящем и отраженном свете) и катодолюми-несцентные изображения (CL) циркона. Отмечено, что для всех цирконов из образцов намындыканского комплекса содержание урана остается невысоким 31-800 ppm, тория - 18-250 ppm, а также везде присутствует магматическое торий-урановое соотношение в 0,47-0,9 [41; 42]. В облике цирконов преобладают совершенные кристаллографические формы, тонкая осцилляционная зональность, отсутствие ядер, оболочек обрастания и следов механической абразии.
Из всего разнообразного состава пород намындыканского комплекса были проанализированы цирконы в 10 образцах: пять из кварцевых монцодиоритов (1064-1а, 1070-1, 2066-1, 3027-1, 2065-1), три из гранодиорит-порфиров (1331-2, 2318-1, 5301-4), один из монцодиорита (6301-4) и один из граносиенита (3026-1) (табл. 2).
Из викторинского комплекса было проанализировано на возраст три образца с номерами 2131, 1157-1 (монцогаббро) и 2135 (кварцевый диорит-порфир) (табл. 1).
Исследуемые породы можно разделить на четыре группы по петрографическому признаку. Первые три относятся к намындыканскому комплексу, последняя - к викторинскому.
Первая группа пород представлена одним образцом граносиенита. Десять зерен цирконов изучено в образце граносиенита 3026-1, для всех цирконов получен конкордатный возраст в 141,8 ± 1,1 млн лет. Кристаллы цирконов имеют длиннопризматический габитус, размер 120400 км (рис. 9). Для цирконов этого образца характерно невысокое содержание U (в среднем 159 г/т) и основная часть зерен представлена цирконом с осцилляционной зональностью с чередованием участков серого и черного оттенков в CL. Чаще всего осцилляционная зональность контрастна, но в некоторых зернах она затушевана и размыта или представлена в виде нескольких зон.
Вторая группа пород представлена четырьмя образцами монцодиоритов и одним монцонита. Проанализировано 10 зерен цирконов в каждом из четырех образцов биотит-роговообманковых монцодиоритов и 10 из монцонита. Они имеют длинно- и короткопризматический габитус, размер 110-330 мкм (рис. 10, 11). Цирконы можно разделить на несколько групп. Для первой группы характерно наличие секториальной зональности, для второй - осцилляционная зональность в краевых зонах, для этих зерен характерно деление на «серые» и «черные» участки. Последняя группа представлена темными кристаллами с плохо различимой тонкой зональностью.
Для всех цирконов получены конкордатные возрасты в интервале 141-143 млн лет. Для 10 зерен из монцодиорита (проба 1070) и девяти зерен из кварцевого монцонита (1064-1а) (рис. 10) получен возраст в 143,0 ± 1,9 и в 143,8 ± 2,2 соответственно. Для монцодиоритов (2065-1, 2066-1 и 3027-1) (рис. 11) были получены следующие конкордатные значения возраста в млн лет: 141,3 ± 1,0 (проба 2065-1), 141,8 ± 1,2 (проба 2066-1), 141,6 ± 1,3 (проба 3027-1). Из пробы 2065-1 было проанализировано 10 точек по 10 зернам, из пробы 2066-1, аналогично, 10 точек по 10 зернам цирконов, из пробы 3027-1 11 точек по 10 зернам цирконов. Все цирконы характеризуются длинно- и короткоприз-матическими с размерами по длинной стороне в 150-410 мкм, разница в возрасте составляет 1-2 млн лет, что не превышает ошибку измерений. Это подтверждает, что унаследованные древние ядра в цирконах отсутствуют и полученные возрасты отражают время кристаллизации монцонитоидов.
Третья группа пород представлена двумя образцами кварцевого диорита и двумя грано-диоритами. Для двух кварцевых диоритов (5301 и 6301) (рис. 12) и двух гранодиоритов (1331 и 2318) (рис. 13) получены очень близкие конкордатные значения возраста в 137,9 ±1,1 (проба
О 6.1
1070-1 1 о 7.1 о Иг ^ Л 8.
10.1 О
«Й° зл 9.1 О о
5.1 1.1
О о
... о 2.1
10е1: СУ; ЕНТ: 12.00 кУ; Веет' 5; Ш 32.40 т
-М1ЛИ- ОЙ \ZSEGEI, 2018
1064-1А
т
4.1 • О
МША
7
О 2.1
Рис. 10. Микрофотографии цирконов в режиме катодолюминесценции и их конкордии из монцодиорита и монцонита
5301), 138,3 ± 1,4 (проба 6301), 136,9 ± 1,1 (проба 1331-2) и 137,5 ± 1,4 (проба 2318-1) млн лет. Из каждой пробы был получен возраст по 10 точкам. Цирконы из кварцевых диоритов обладают четкой зональностью, наблюдаются ядра, в отдельных случаях со следами перекристаллизации. Магматическая зональность с широкими четкими чередованиями темных и светлых зон. Для гранодиоритов характерны цирконы одинакового строения, с тонкой магматической зональностью, присутствием совсем светлых белых зон в катодолюминесцент-ном изображении цирконов и серых зон, а также неизменных ядер в строении цирконов.
Из викторинского комплекса получены конкордатные значения возраста по одной пробе монцо-габбродиорита (2131) (рис. 14) и двум монцогаб-бро (1157 и 2135) (рис. 15) в 106,6 ± 1,1 млн лет, и 82,6 ± 0,7 и 84,6 ± 0,8 млн лет, соответственно. В монцогаббро из пробы 1157 было проанализировано 9 точек по 9 зернам, в монцогаббродио-рите - 10 точек из 10 цирконов, и в монцогаббро из пробы 2135 проанализировано восемь точек в восьми зернах. Содержание урана варьирует от 386 до 4000 г/т, а в монцогаббродиорите (96700 г/т), торий-урановое соотношение остается
магматическим [30] (0,3-1,09) кроме монцогаббро (1157), где достигает 4, из-за повышенного содержания тория до 3666 г/т. Цирконы делятся на несколько групп, так же как цирконы из намынды-канского комплекса. Одна группа обладает тонкой ненарушенной осцилляционной зональностью, другая секториальной зональностью с участками серых и темных зон. Другая группа представлена менее вытянутыми, приближенными к тетрагональной дипирамиде кристаллами, цирконами черного (в катодолюминесцентном изображении) цвета.
Обсуждение результатов. Исследованные массивы южной части Омолонского массива сложены гранитами, гранодиоритами, монцонитоида-ми широкого спектра составов. Возраст кристаллизации цирконов в изученных интрузиях можно разделить на две большие группы, относящиеся к раннему (берриас-валанжин) и позднему (альб-коньяк) мелу.
Петрографический состав и петро-геохими-ческие особенности изученных пород позволяют сопоставлять их с дифференцированными гранитами I типа.
2066-1 о о о 2.1
4.1 1.1 о 10.1 О 3.1
6.1
О О 8.1 о
о 5.1 о 7.1 9.1
3027-1 9.1 О 5.2 5.1 О О
10.1 о 8.1 О ШI о 1.1 О 3.1
О о 2.1 ° 6.1
О 4.1
Рис. 11. Микрофотографии цирконов в режиме катодолюминесценции и их конкордии из монцодиоритов
Рис. 12. Микрофотографии цирконов в режиме катодолюминесценции и их конкордии из кварцевых диоритов
По Е. В. Склярову, гранитоиды андезитового ряда, которые сходны по петрохимическим и геохимическим данным с гранитоидами из намындыкан-ского комплекса, формируются в островодужных обстановках [32; 41]. Полученные же в ходе этой работы данные показывают, что часть параметров графиков распределения редкоземельных элементов отвечает субдукционным обстановкам, а часть - нет. Это смешение характеристик параметров в графиках редкоземельных элементов хорошо укладывается в модель Склярова, где гранитоиды данного геохимического типа являются составной частью палеоостровных дуг, но приурочены не непосредственно к островной дуге, а к ее тыловой части, на континентальной окраине [32].
Наиболее точной моделью, объясняющей появление интрузий с данными параметрами, на наш взгляд, является обстановка задугового спредин-га с неассимилированным слэбом на глубине,
который при своем плавлении создает в породах геохимические метки, отвечающие надсубдукцион-ным обстановкам [34].
Согласно наиболее широко используемой модели геологического развития региона в интервале верхняя юра - верхний мел, дважды формировались вулканические пояса. Начиная с титона и до конца готерива был сформирован Джахтардак-Олойский [13; 14; 35] вулканический пояс, а в интервале альб-кампан формировался Охотско-Чу-котский [1; 31; 35]. Обе структуры представляют собой надсубдукционные пояса андийского типа [28] и в пространственном отношении частично накладываются друг на друга.
Зона основного распространения ОЧВП расположена значительно южнее описываемой территории и приурочена к современному тихоокеанскому побережью, однако для нее характерно наличие перивулканических зон, образующихся в зонах
Рис. 13. Микрофотографии цирконов в режиме катодолюминесценции и их конкордии из гранодиоритов
Р 0,0130 --
2135 Wo 81 ц/АК Ту 41 > 1
Го 1.1 5.1 Wo 1 о 2Л о у/ I
тощ
€> 3 1 6.1 91 О
data-point егюг ellipses are 2s
1157-1
" п=8 (без 11. 10.1)
8б/
/ /VI \J_ А
Возраст конк.= 81.6 ± 0.8 Ма
(2з включительно)
СКВО конкордатное™ = 0.68
-,-,-£-,- Вероятность конкордатности -0.41 Н-'-1-'--
0,085 207Pb/235U
Рис. 15. Микрофотографии цирконов в режиме катодолюминесценции и их конкордии из монцогаббро
задугового спрединга. К одной из этих зон (Кон-гинской) и приурочены интрузивы викторинского комплекса (Гусаров Б. М., Сдерягин В. И., Беликова О. Д., ФБУ «ТФГИ по ДВФО», 1984).
Полученные для намындыканского комплекса возрастные характеристики (берриас-валанжин) относят его ко времени формирования Джахтар-дак-Олойского и Удско-Мургальского вулканических поясов (титон-готерив). В структурном плане система разломов и сопряженных с ними интрузий намындыканского комплекса повторяет контуры Джахтардак-Олойского ВП, расположенного в непосредственной близости от зоны распространения интрузий комплекса. Крайне похожие на викторин-ские графики распределения редких земель позволяют предположить обстановку задугового спредин-га на северо-востоке Омолонского микроконтинента в период формирования Джахтардак-Олойского сегмента Олойского вулканического пояса.
Выводы
1. По петрохимическим, геохимическим и изотопным данным выделяется два этапа гомодром-ного развития магматизма. Первый этап представлен намындыканским комплексом, заложенный в интервале берриас-валанжин. И более поздний, второй этап, аналогичный первому, представлен
викторинским комплексом, который относится к интервалу альбского-коньякского веков.
2. Уточнен состав викторинского и намындыканского комплексов. Результатом геодинамической интерпретации стало выявление цикличности образования плутонических и вулканических комплексов в рамках временного интервала от раннего до позднего мела в период существования двух вулканических поясов Джахтардак-Олойского и Охотско-Чукотского.
3. Подтверждена принадлежность викторинского комплекса к Охотско-Чукотскому вулканическому поясу и высказано предположение о приуроченности намындыканского комплекса к этапам формирования Джахтардак-Олойского вулканического пояса.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Акинин В. В., Миллер Э. Л. Эволюция известко-во-щелочных магм Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Петрология. - 2011. - Т. 19, № 3. - С. 249-290.
2. Акинин В. В. Позднемезозойский и кайнозойский магматизм и преобразование нижней коры в северном обрамлении пацифики // Автореф. дис. д-р геол.-минерал. наук. - М., 2012.
3. Великославинский С. Д. Геохимическая типизация кислых магматических пород ведущих геодинамических
обстановок // Петрология. - 2003. - Т. 11, № 4. - С. 363380.
4. Великославинский С. Д. Раннедокембрийские гра-нитогнейсовые комплексы центральной части Алданского щита / С. Д. Великославинский, А. Б. Котов, Е. В. Толмачева., Е. Б. Сальникова, В. П. Ковач, А. М. Ларин // Петрология. - 2011. - Т. 19, № 4. - С. 399-416.
5. Гагиева А. М. Жуланова И. Л. Геохронометрия среднепалеозойских вулканитов Омолонского массива: сопоставление K-Ar, Rb-Sr, U-Pb данных, геологическая интерпретация // Тихоокеанская геология. - 2011. - Т. 30, № 3. - С. 3-19.
6. Гагиева А. М. Эндогенные события в поздне-докембрийской и палеозойской истории Омолонского массива: сопоставление геологических и геохронометрических данных // Автореф. дис. канд. геол.-минерал. наук. - Магадан, 2013.
7. Гагиева А. М. Среднепалеозойский вулканизм Омолонского массива (Северо-Восток Азии): особенности химического состава и проблемы геодинамической интерпретации // Вестник ОНЗ РАН. - 2014. - Т. 6. - C. 1-12.
8. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России - Владивосток: Дальнаука, 2006. - Т. 1. - 572 с.
9. Герасимова Н. А. Основные черты тектоники Омо-лонской глыбовой области / Н. А. Герасимова, Б. М. Гусаров, Е. Ф. Дылевский, И. А. Ковальчук, К. В. Аймаков // Мезозойский тектогенез. СВКНШ ДВНЦ АН СССР - Магадан, 1971. - С. 150-156.
10. Государственная геологическая карта СССР Масштаб 1 : 200 000. Серия Омолонская. Лист Q-57-XXVII, XXVIII: Объяснительная записка / А. М. Лященко. - М., 1978. - 95 с.
11. Гребенников А. В. Гранитоиды А-типа: Проблемы диагностики, формирования, систематики // Геология и геофизика. - 2014. - Т. 55, № 9. - С. 1356-1373.
12. Жуланова И. Л., Русакова Т. Б., Котляр И. Н. Геохронология и геохронометрия эндогенных событий в мезозойской истории Северо-Востока Азии // Сев.-Вост. комплекс. НИИ ДВО РАН. - М. : Наука, 2007. - 358 с.
13. Кара Т. В. Новые геохронологические U-Pb-дан-ные о возрасте вулкано-плутонической ассоциации Олойского пояса Алазейско-Олойской складчатой системы (Западная Чукотка) / Т. В. Кара, М. В. Лучицкая, С. М. Катков, Е. А. Белоусова // Докл. РАН - 2019. -Т. 487, № 6. - С. 653-658.
14. Кара Т. В. Позднеюрско-раннемеловая вулка-но-плутоническая ассоциация Олойского пояса Западной Чукотки: уран-свинцовые SIMS и LA-ICP-MS данные / Т. В. Кара, М. В. Лучицкая, С. М. Катков, Е. А. Белоусова // Вестник СПбГУ Науки о Земле. - 2019. - Т. 64, Вып. 3. - С. 422-443.
15. Лучицкая М. В. Гранитные комплексы мезозоя-кайнозоя в структуре континентальной окраины северо-востока Азии // Геотектоника. - 2013. - № 5. - С. 3-35.
16. Лучицкая М. В. Состав, возраст и происхождение мелового гранитоидного магматизма Восточной Чукотки / М. В. Лучицкая, С. Д. Соколов, В. Пиис Э. Миллер, Б. В. Бе-ляцкий // Геотектоника. - 2018. - № 3. - С. 21-41.
17. Лычагин П. П., Дылевский Е. Ф. К проблеме вулкано-плутонических ассоциаций (на примере Северо-Востока СССР) // Известия АН СССР Сер. геол. -1984. - № 4. - С. 20-29.
18. Лычагин П. П. Магматизм центральных районов Северо-Востока СССР / П. П. Лычагин, Е. Ф. Дылев-ский, В. И. Шпикерман, В. Б. Ликман. - Владивосток: ДАН СССР, 1989. - 120 с.
19. Лычагин П. П., Дылевский Е. Ф. Ликман В. Б. Магматизм Омолонского срединного массива // Известия АН СССР. Сер. геол. - 1990. - № 7. - С. 17-29.
20. Мерзляков В. М., Терехов М. И., Бялобже-ский С. Г. О срединных массивах Северо-Востока СССР // Геотектоника. - 1974. - № 5. - С. 61-73.
21. Мерзляков В. М. Эволюция представлений о Колымском массиве // Вопросы геологии срединных
массивов Северо-Востока СССР - Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1977. - С. 5-17.
22. Мерзляков В. М., Терехов М. И., Лычагин П. П. Тектоника Омолонского массива // Геотектоника. -1982. - № 1. - С. 74-85.
23. Мерзляков В. М. Геология центральных районов Северо-Востока СССР // Автореф. дис. д-т. геол.-минерал. наук. - Новосибирск, 1986. - 32 с.
24. Металлогенические и тектоно-магматические исследования на основе материалов аэро- и космосъе-мок. - Л. : Недра, 1988. - 212 с.
25. Миледин А. К. Кедонский окраинно-континен-тальный магматический пояс Омолонского срединного массива (Северо-Восток СССР) // Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части СССР Сборник научных трудов. - ГОСКОМГЕОЛОГИИ СССР: Аэрогеология. - 1992. - С. 86-97.
26. Мурхауз В. Практическая петрология. - М. : Изд-во иностранной литературы, 1963. - 480 с.
27. Оксман В. С. Тектоника коллизионного пояса Черского (Северо-Восток Азии). - М. : ГЕОС, 2000. - 269 с.
28. Парфенов Л. М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. -Новосибирск: Наука, 1984. - 192 с.
29. Практическая петрология: методические рекомендации по изучению магматических образований применительно к задачам госгеолкарт. — СПб. : Изд-во ВСЕГЕИ, 2017. - 168 с.
30. Смирнов В. Н. Верхоянско-Чукотская область новейшего горообразования: зональность и основные этапы формирования // Геология и геофизика. - 2012. -Т. 53, № 5. - С. 610-620.
31. Соколов С. Д. Очерк тектоники северо-востока Азии // Геотектоника. - 2010. - № 6. - С. 60-78.
32. Скляров Е. В. Интерпретация геохимических данных. - М.: Интерметинжиниринг, 2001. - 288 с.
33. Терехов М. И. Геологическое строение и история развития южной части Омолонского массива и его складчатого обрамления // Автореф. дис. канд. геол.-ми-нерал. наук. - Владивосток, 1971.
34. Тихомиров П. Л. Меловой окраинно-континен-тальный магматизм северо-востока Азии и вопросы генезиса крупнейших фанерозойских провинций кремнекислого вулканизма // Дис. на соискание ученой степени д-ра геол.-минерал. наук. - М. : МГУ 2018.
35. Тихомиров П. Л., Правикова Н. В., Бычкова Я. В. О взаимоотношениях Удско-Мургальского и Охотско-Чу-котского вулканических поясов: новые данные геохронологии и геохимии // Геология и геофизика. - 2020. - Т. 61, № 4. - С. 468-488.
36. Умитбаев Р. Б., Садовский А. И., Сидоров А. А. Охотско-Омолоно-Чукотская тектоно-магматическая система и главные черты ее металлогении // ДАН СССР, 1980. - Т. 251, № 1. - С. 185-189.
37. Ханчук А. И Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России. - Владивосток: Дальнаука, 2006. - Т. 1. - С. 1-572.
38. Akinin V. V., Miller E. L., et al. Episodicity and the dance of late Mesozoic magmatism and deformation along the northern circum-Pacific margin: north-eastern Russia to the Cordillera. - Earth-Science Reviews 208 (2020).
39. Frost B. R., Barnes C. G., Collins W. J., et al. A geo-chemical classification for granitic rocks // J. Petrology. -2001. - Vol. 42. - No. 11. - Pp. 2033-2048.
40. Johnson S. E., Tate M. C., Fanning C. M. New geologic mapping and SHRIMP UPb zircon data in the Peninsular Ranges batholith, Baja California, Mexico: evidence for asuture? // Geology. - 1999. - Vol. 27. - No. 8. -P. 743-746.
41. Jourdan F., Bertrand H. et al. Major and Trace Element and Sr, Nd, Hf, and Pb Isotope Compositions of the Karoo Large Igneous Province, Botswana-Zimbabwe: Lithosphere vs Mantle Plume Contribution //Journal of petrology. - 2007. - Vol. 48. - No. 6. - Pp. 1043-1077.
42. Ivanov A. V. et al. Low-Ti melts from the southeastern Siberian Traps Large Igneous Province: Evidence fora water-rich mantle source? // J. Earth Syst. Sci. 117, February 2008. - No. 1. - Pp. 1-21.
43. Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. of Petrology. - 1984. - Vol. 25. -No. 4. - Pp. 956-983.
44. Sun S. S., McDonough, W. F. Chemical and isotop-ic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins / Eds.: A. D. Saunders M. J. Norry // Geological Society of London. - London, 1989. - Pp. 313-345.
REFERENCES
1. Akinin V. V., Miller., E. L. Evolution of calc-alkaline magmas of the Okhotsk-Chukotka volcanogenic belt. Petrology. 2011, vol. 19, no. 3, pp. 249-290. (In Russian).
2. Akinin V. V. Late Mesozoic and Cenozoic magmatism and transformation of the lower crust in the northern frame of the Pacific. Abstract dis. doc. geol.-miner. Sciences. Moscow, 2012.
3. Velikoslavinsky S. D. Geochemical typification of felsic igneous rocks of leading geo-dynamic settings. Petrology. 2003, vol. 11, no. 4, pp. 363-380. (In Russian).
4. Velikoslavinsky S. D. et al., Early Precambrian granite-gneiss complexes of the central part of the Aldan Shield. Petrology. 2011, vol. 19, no. 4, pp. 399-416. (In Russian).
5. Gagieva A. M., Zhulanova I. L. Geochronometry of the Middle Paleozoic volcanic rocks of the Omolon massif: comparison of K-Ar, Rb-Sr, U-Pb data, geological interpretation. Pacific Geology. 2011, vol. 30, no. 3, pp. 3-19.
6. Gagieva A. M. Endogenous events in the Late Precambrian and Paleozoic history of the Omolon massif: comparison of geological and geochronometric data. Abstract. dis. cand. geol.-miner. Sciences. Magadan, 2013.
7. Gagieva, A. M., Middle Paleozoic volcanism of the Omolon massif (Northeast Asia): features of chemical composition and problems of geodynamic interpretation. Bulletin of ONZ RAS. 2014, vol. 6, pp. 1-12. (In Russian).
8. Geodynamics, magmatism and metallogeny of the East of Russia. Vladivostok, Dalnauka, 2006. vol. 1, 572 p.
9. Gerasimova N. A., Gusarov B. M., Dylevsky E. F. et al. Main features of the tectonics of the Omolon global region. Mesozoic Tectogenesis. Magadan,1971, pp. 150-156.
10. Gosudarstvennaja geologicheskaja karta SSSR. Masshtab 1 : 200 000. Serija Omolonskaja. List Q-57-XXVII, XXVIII: Ob"jasnitel'naja zapiska [State Geological Map of the USSR. Scale 1 : 200,000. Omolon series. Sheet Q-57-XXVII, XXVIII: Explanatory note]. A. M. Lyashchenko. Moscow, 1978, 95 p.
11. Grebennikov A. V. A-type granitoids: Problems of diagnostics, formation, systematics. Geology and geophysics. 2014, vol. 55, no. 9, pp. 1356-1373. (In Russian).
12. Zhulanova I. L., Rusakova T. B., Kotlyar I. N. Geochronology and geochronometry of endogenous events in the Mesozoic history of Northeast Asia. North-East complex. Research Institute FEB RAS. Moscow, Nauka, 2007. 358 p.
13. Kara T. V., Luchitskaya M. V., Katkov S. M., Belousova E. A. New geochronological U-Pb data on the age of the volcano-plutonic association of the Oloi belt of the Alazeya-Oloy fold sys-tem (western Chukotka) Doklady akademii nauk. 2019, vol. 487, no. 6, pp. 653-658.
14. Kara T. V., Luchitskaya M. V., Katkov S. M., Belousova E. A. Late Jurassic-Early Cre-taceous volcanic-plutonic association of the Oloy belt of Western Chukotka: uranium-
lead SIMS and LA-ICP-MS data Bulletin of St. Petersburg State University. Earth Sciences. 2019, vol. 64, iss. 3, pp. 422-443. (In Russian).
15. Luchitskaya M. V. Granite complexes of the Mesozoic - Cenozoic in the structure of the continental margin of the northeast of Asia Geotectonics. 2013, no. 5, pp. 3-35.
16. Luchitskaya M. V., Sokolov S. D., et al. Composition, age and origin of Cretaceous granitoid magmatism in eastern Chukotka. Geotectonics. 2018, no. 3, pp. 21-41. (In Russian).
17. Lychagin P. P., Dylevsky E. F. On the problem of volcano-plutonic associations (on the example of the NorthEast of the USSR). Ser. geol. 1984, no. 4, pp. 20-29.
18. Lychagin, P. P. et al., Magmatism in the Central Regions of the Northeast of the USSR. Vladivostok, FEB AN USSR, 1989, 120 p.
19. Lychagin, E. F. Dylevsky, V. B. Likman Magmatism of the Omolon median massif. Izv. Ser. geol. 1990, no. 7, pp. 17-29. (In Russian).
20. Merzlyakov V. M., Terekhov M. I., Byalobzheskii S. G. On the middle massifs of the Northeast of the USSR. Geotectonics. 1974, no. 5, pp. 61-73. (In Russian).
21. Merzlyakov V. M. Evolution of ideas about the Kolyma massif. Questions of geology of the middle massifs of the North-East of the USSR. Magadan, SVKNII DVNTs AN SSSR, 1977, pp. 5-17.
22. Merzlyakov V. M., Terekhov M. I., Lychagin P. P. Tectonics of the Omolon Massif. Geotectonics. 1982, no. 1, pp. 74-85. (In Russian).
23. Merzlyakov V. M. Geology of the central regions of the North-East of the USSR. Ab-stract dis. doc. geol.-miner. Sciences. Novosibirsk, 1986, 32 p.
24. Metallogenic and tectonic-magmatic studies based on aerial and space surveys. Leningrad, Nedra, 1988, 212 p.
25. Miledin A. K., Kedon marginal-continental magmatic belt of the Omolon median massif (North-East of the USSR), Regional Geodynamics and Stratigraphy of the Asiatic Part of the USSR. Collection of scientific papers. GOSKOMGEOLOGI of the USSR: Aerogeology. 1992, pp. 86-97.
26. Moorhouse V. Practical petrology. Moscow: Publishing House of Foreign Literature, 1963, 480 p.
27. Oksman V. S. Tectonics of the Chersky collision belt (Northeast Asia). Moscow, GEOS, 2000, 269 p.
28. Parfenov L. M., Mesozoic Continental Margins and Island Arcs in Northeast Asia. Novosibirsk, Nauka, 1984, 192 p.
29. Practical petrology: guidelines for the study of igneous formations in relation to the tasks of state geolmaps. St. Petersburg, VSEGEI Publishing House, 2017, 168 p.
30. Smirnov V. N., Verkhoyansk-Chukotka region of recent mountain building: zoning and main stages of formation. Geol. 2012, vol. 53, no. 5, pp. 610-620.
31. Sokolov S. D. Essay on the tectonics of the northeast of Asia. Geotectonics. 2010, no. 6, pp. 60-78. (In Russian).
32. Sklyarov E. V. Interpretation of geochemical data. Moscow, Intermet Engineering, 2001.
33. Terekhov M. I. Geological structure and development history of the southern part of the Omolon massif and its folded framing. Abstract. dis. cand. geol.-miner. Sciences. Vladivostok, 1971.
34. Tikhomirov P. L. Cretaceous marginal continental magmatism of northeast Asia and questions of the genesis of the largest Phanerozoic provinces of silicic volcanism. Dissertation for the degree of Doctor of Geological and Mineralogical Sciences, Moscow State University, 2018.
35. Tikhomirov P. L., Pravikova N. V., Bychkova Ya. V. On the relationship between the Uda-Murgalsky and Okhotsk-Chukotka volcanic belts: new data of geochronology and
geochemistry. Geology and Geophysics. 2020, vol. 61, no. 4, pp. 468-488. (In Russian).
36. Umitbaev R. B., Sadovskii A. I., Sidorov A. A, The Okhotsk-Omolon-Chukotka tecton-ic-magmatic system and the main features of its metallogeny. Dokl. Academy of Sciences of the USSR, 1980. vol. 251, no. 1, pp. 185-189.
37. Khanchuk A. I. and others. Geodynamics, magma-tism and metallogeny of the East of Russia: in 2 books. Vladivostok. Dalnauka, 2006. vol. 1, pp. 1-572.
38. Akinin V. V., Miller Elizabeth L., et al. Episodicity and the dance of late Mesozoic magmatism and deformation along the northern circum-Pacific margin: north-eastern Russia to the Cordillera. Earth-Science Reviews 208 (2020).
39. Frost B. R., Barnes C. G., Collins W. J., et al. A geochemical classification for granitic rocks. Petrology. 2001, vol. 42, no. 11, pp. 2033-2048.
40. Johnson S. E., Tate M. C., Fanning C. M. New geologic mapping and SHRIMP UPb zir-con data in the Peninsular Ranges batholith, Baja California, Mexico:
evidence for asuture? Geology. 1999, vol. 27, no. 8, pp. 43-746.
41. Jourdan F., Bertrand H. et all. Major and Trace Element and Sr, Nd, Hf, and Pb Isotope Compositions of the Karoo Large Igneous Province, Botswana-Zimbabwe: Lithosphere vs Mantle Plume Contribution. Journal of petrology. 2007, vol. 48, no. 6, pp. 1043-1077.
42. Ivanov A. V. et all. Low-Ti melts from the southeastern Siberian Traps Large Igneous Province: Evidence fora water-rich mantle source? J. Earth Syst. Sci. 117, no. 1, February 2008, pp. 1-21.
43. Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Petrology. 1984, vol. 25, no. 4, pp. 956-983.
44. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and iso-topic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins. Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Editors), Geological Society of London. London, 1989, pp. 313-345.
Шатова Надежда Витальевна - канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотрудник, ВСЕГЕИ. <narlin.ros@mail.ru> Серегин Сергей Викторович - вед. геолог, ВСЕГЕИ. <Sergseregin72@gmail.com>
Shatova Nadezhda Vital'evna - Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior Researcher, VSEGEI. <narlin.ros@mail.ru>
Seregin Sergey Victorovich - Leading Geologist, VSEGEI. <Sergseregin72@gmail.com>
Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ). Средний пр., 74, Санкт-Петербург, Россия, 199106.
А. P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI). 74 Sredny Prospect, St. Petersburg, Russia, 199106.
