CC BY
54
И.В. Бучко, А.А. Сорокин, В.А. Пономарчук, А. В. Травин
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ, ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ ПОЗДНЕЮРСКОГО ВЕРЛИТ-ГАББРОВОГО ИЛЬДЕУССКОГО МАССИВА БРЯНТИНСКОГО БЛОКА (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ ОБРАМЛЕНИЕ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО КРАТОНА)
Представлены результаты исследования ультрабазит-базитовых комплексов позднеюрского верлит-габбрового формационного типа Брянтинского блока Джугджуро-Станового супертеррейна юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. Основными геохимическими особенностями пород является слабое обогащение легкими лантаноидами, ЯЬ, Ва, 8г и деплети-рование в отношении ТИ, №, Та. Геохимические особенности пород в совокупности с имеющимися геодинамическими реконструкциями позволяют предположить, что их формирование происходило в обстановке активной континентальной окраины. Ключевые слова: расслоенные массивы; геохимия; геохронология; 40Лг/39Лг метод; субдукция; Джугджуро-Становой супер-террейн.
В геологическом строении Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона значительную роль играют ультрабазит-базитовые комплексы. При этом в структуре Брянтинского блока Джугджуро-Станового супертеррейна (рис. 1) установлено как минимум два их формационных типа: верлит-габбровый (Ильдеусский, Утанакский, Утугайский, Троицкий) и дунит-троктолит-габбровый (Лучинский и ряд более мелких массивов), возраст, структурное положение и происхождение которых дискуссионны. Результаты геохронологических и геохимических исследований пород наиболее известного из перечисленных массивов - Лучинского - рассмотрены в статьях [1, 2]. Следует отметить, что вопросы геохимии, геохронологии, минералогии других массивов практически не были изучены, за исключением их геологического строения, кратко освещенного в исследованиях С. А. Щеки [3]. Учитывая то, что в последнее время получены данные о существенно более молодом возрасте значительной части геологических комплексов, традиционно считавшихся докембрийскими [4-10], возникла необходимость увязки процессов становления ультрабазит-базитовых комплексов с общей историей формирования региона. В этой связи обращает на себя внимание отсутствие до настоящего исследования надежных свидетельств позднеюрского этапа магматической активности в пределах Джугджуро-Станового супертер-рейна, в то время как в пределах Селенгино-Станового супертеррейна юго-восточного обрамления СевероАзиатского кратона этот этап представлен двумя массивами - Веселкинским и Петропавловским [11]. В настоящей работе рассматриваются геохимические особенности, 40Аг/39Аг возраст и геодинамическая обстановка формирования Ильдеусского массива - первого верлит-габбрового интрузива Джугджуро-Станового супертеррейна Брянтинского блока, для которого установлен позднеюрский возраст.
Краткое геологическое строение ультрабазит-базитов. Наиболее крупным массивом верлит-габбрового формационного типа является Ильдеусский (рис. 1), состоящий из разрозненных выходов ультра-базит-базитов, занимающих площадь около 80 км2, в среднем течении р. Брянта (рис. 1). В его составе преобладают верлиты, плагиоверлиты, перидотиты и их плагиоклазовые разновидности, а в подчиненном количестве отмечаются габброиды. Важно отметить рассло-
енность Ильдеусского интрузива, что выражается закономерным чередованием пород, отличающихся содержаниями темноцветных минералов. По геологическим наблюдениям установлены плавные переходы верлитов в плагиоверлиты и плагиоперидотиты. Кроме этого, наблюдается ритмичное чередование прослоев плагиовер-литов с прослоями лерцолитов и верлитов. Мощность отдельных ритмов колеблется от нескольких см до 10 м. Широко распространены различные виды пироксенитов, их плагиоклазовых разновидностей, секущих тела ульт-рабазитов, что позволяет рассматривать их в качестве более поздних образований дайкового комплекса. Вмещающими для исследуемых ультрабазит-базитов являются интенсивно гранитизированные амфиболиты и гнейсы неоархейского (?) вулканогенно-осадочного комплекса и условно мезоархейские (?) образования утугейской свиты, контакты с которыми ограничены разломами, сопровождаемыми зонами мономиктового серпентинитового меланжа, ореолами интенсивно рассланцованных и милони-тизированных серпентин-тремолит-хлоритовых сланцев. Возраст Ильдеусского массива, согласно существующим геологическим построениям [12-14], считается раннепротерозойским, хотя, как показали проведенные изотопно-
40 л /39 а
геохронологические исследования Лг/ Лг методом, по плагиоклазу он значительно моложе.
Аналитические методы. Изучение химического состава пород проводилось методами РФА (основные петрогенные компоненты, 8г, гг, №) в Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск) и ІСР-М8 (ва, ве, ЯЬ, Єє, 8г, Ва, РЬ, Ьа, Се, Рг, №, 8ш, Ей, ТЬ, Бу, Но, Ег, Тт, УЬ, Ьи, У, ТИ, и, гг, Н, №>, Та, 8с) в ИМГРЭ (г. Москва). Гомогенизация порошковой пробы для рентгено-флуоресцентного анализа выполнялась путем сплавления с метаборатом лития в высокочастотной печи при температуре 1050-1100°. Измерения проводились на рентгеновском спектрометре СРМ-25. Величины интенсивности аналитических линий корректировались на фон, эффекты поглощения и вторичной флуоресценции. Для анализа по технологии ІСР-М8 вскрытие образцов осуществлялось по методике кислотного разложения в микроволновой печи МИЬТ^ЛУЕ. Измерения проводились на приборе Е1ап 6100 БЯС в стандартном режиме. Калибровка чувствительности прибора по всей шкале масс осуществлялась с помощью стандартных растворов, включающих все анализируемые в пробах элементы. Точность анализа составляла 3-10 отн.%.
Рис. i. Схематическая геологическая карта Ильдеусского массива (составлена по материалам авторов):
1 - отложения квартера; 2-4 - породы Ильдеусского массива: 2 - пироксениты, вебстериты, ортопироксениты и их плагиоклазовые разновидности, габбронориты, 3 - габбро, 4 - верлиты, перидотиты и их плагиоклазовые разновидности;
5 - интенсивно гранитизированные амфиболиты и гнейсы неоархейского (?) вулканогенно-осадочного комплекса и условно мезоархейские (?) образования утугейской свиты; б - разрывные нарушения.
На врезке справа обозначены ультрабазит-базитовые массивы Брянтинского блока: 1 - Лучинский; 2 - Утугейский;
3 - Утанакский; 4 - Ильдеусский; 5 - Троицкий. На врезке слева заштрихованная область - Монголо-Охотский складчатый пояс.
Звездочкой отмечено положение Ильдеусского массива
40 * /39 *
Ar/ Лг изотопно-геохронологическое исследование выполнено в Институте геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск) методом ступенчатого прогрева по методике, опубликованной в работах [15, 16]. Изотопное датирование выполнено по монофракции плагиоклаза, отбор которой производился вручную под бинокулярной лупой из фракции 0,25-0,15 мм измельченного образца. Анализировавшиеся навески материала, совместно с мусковитом МСА-11 (K/Ar возраст - 313 млн лет) и биотитом LP-6 (возраст -128,1 млн лет), используемые в качестве мониторов, заворачивались в алюминиевую фольгу, помещались в кварцевую ампулу и после откачки из нее воздуха запаивались. Затем пробы облучались в кадмированном
канале научного реактора ВВР-К типа Научноисследовательского института ядерной физики (г. Томск). Градиент нейтронного потока не превышал 0,5% в размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по определению 40Лг (10 мин при 1200°С) не превышал 5х10-10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощью Ti- и ZrAl- SAES-геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5 400 фирмы Микромасс (Англия). Ошибки измерений соответствуют интервалу ±1 о. Для коррекции на мешающие изотопы аргона, образовавшиеся во время облучения на Ca, Cl, K, использовались следующие коэффициен-
ты: (39Ar/37Ar)Ca = 0,00073 ± 0,000026, (36Ar/37Ar)Ci = = 0,00032 ± 0,000021, (40Ar/39Ar)K = 0,0641 ± 0,0001. Перед измерениями производилась предварительная дегазация образцов при температуре 300 С. Особое внимание уделялось контролю фактора изотопной дискриминации с помощью измерения порции очищенного атмосферного аргона. Среднее значение отношения 40Ar/36Ar на период измерений составило 296,5±0,5. При интерпретации возрастных спектров использовались критерии, предложенные в работах [17, 18].
Краткая петрографическая характеристика. Дуни-ты и плагиодуниты представляют собой темно-серые, средне- и крупнозернистые массивные породы с гипи-диоморфнозернистой и венцовой микроструктурами. Они сложены оливином (до 90%) (f = 28%), гиперстеном (35%) (f = 25%), лабрадором (до 5%) (An56-57), роговой обманкой, высокоглиноземистым пикотитом и рудными минералами. В породах отчетливо выражены кумулятивные структуры, при этом кумулус слагают оливин и ортопироксен, а интеркумулус - лабрадор. Более поздние диафторические преобразования плагиодунитов выразились в образовании паргаситовой или зеленой роговой обманки по ортопироксену, ассоциации серпентин-хризолит и вторичного магнетита по трещинам в оливине.
Верлиты и плагиоверлиты являются преобладающими образованиями массива. Это довольно свежие, темнозеленые, серовато-зеленые массивные породы, состоящие из форстерита (до 50%) (с низкими содержаниями CaO, Na2O, f = 22-23%), диопсида (до 40%) (Wo46-50En43-48, Cr2O3 до 1,44%, f = 21,1-23,4%), энстатита (до 7%) (f = 25,1-25,9%) (табл. 3), лабрадора (до 5%) (An56-57), герцинита (Cr2O3 до 18,67%) и магнетита. При количестве энстатита более 15-25% породы отнесены к перидотитам. Форстерит наблюдается в идиоморфных выделениях размером не более 1 мм, при этом довольно часто его мелкие зерна включены в диопсид. Вторым по распространенности минералом является клинопироксен двух генераций. Первая ранняя генерация установлена в виде мелких таблитчатых выделений, а вторая - более поздняя - пойки-лобластами с включениями оливина, ортопироксена и клинопироксена I генерации, при этом размеры зерен минерала превышают 2 мм. Энстатит встречается редко: в кристаллах, близких к идиоморфным, величиной до 0,2 мм. Плагиоклаз в плагиоклазсодержащих верлитах занимает интерстиции между наиболее ранними силикатными минералами и образует овоидные скопления размером до 0,7 мм, представленные идиоморфными агрегатами величиной до 0,3 мм. Магнетит и шпинель, как и лабрадор, занимают межзерновое пространство между силикатами. Во всех породах присутствует вторичный магнетит, образование которого связано с серпентинизацией первичных силикатов.
Габброиды состоят из замещенного уралитовой роговой обманкой клинопироксена (до 30-60%) и плагиоклаза (до 40-70%).
Пироксениты сложены переменными количествами высокоглиноземистого диопсида (40-60%) и бронзита (40-60%). Следует отметить, что количество энстати-тового минала в ортопироксенах варьирует от 76% в ортопироксенитах до 84% в вебстеритах. Широко представлены в ромбических и моноклинных пироксенах серии пластинчатых вростков, возникающие в резуль-
тате субсолидусного распада высокотемпературных пироксеновых твердых растворов. Их ориентировка совпадает с плоскостью (100) клинопироксена. В пи-роксенитах наблюдаются единичные чешуйки биотита, рудные минералы.
Основные геохимические особенности пород ультрабазит-базитов. По соотношениям в породах Ильдеусского массива SiO2 - Na2O+K2O (рис. 2) можно отметить, что ультрабазиты и пироксениты интрузива соответствуют образованиям нормальной щелочности, в то время как фигуративные точки составов габброи-дов попадают в поле субщелочных разностей.
Обращает на себя внимание то, что состав дунитов, верлитов, роговообманковых перидотитов и их плагиок-лазовых разновидностей характеризуется незначительными вариациями содержаний петрогенных компонентов (табл. 1). При этом для ультрабазитов установлены относительно невысокие содержания MgO < 39,42 (табл. 1). В то же время в процессе кристаллизации устанавливается повышение содержаний SiO2, CaO, FeO, TiO2, Na2O при снижении магнезиальности от ультрабазитов через пироксениты к габброидам. Следует отметить, что наблюдается прямая зависимость количеств CaO от Al2O3, Na2O и K2O, что связано с вхождением этих компонентов в состав плагиоклаза.
Как для ультрабазитов, так и для пироксенитов и габброидов установлены высокие содержания Ni, Cr и Co при относительно низких V и Ti.
Исследование распределения REE в ультрабазитах Ильдеусского массива показало их слабодифференцированный характер (рис. 3) при величине (La/Yb)n = = 0,87-1,69 и их общем содержании на уровне 2-4 хон-дритовых норм. Следует отметить, что для верлитов и роговообманковых перидотитов свойственны близхон-дритовые количества европия с отношением Eu/Eu = = 0,95-1,04. С появлением в породах плагиоклаза наблюдается отчетливый европиевый максимум (Eu/Eu = = 3,27). В то же время для данной группы пород отмечается обеднение крупноионными литофилами Rb, Sr и высокозарядными элементами Ta, Hf, Th при незначительном обогащении Ba, что хорошо отражено на спайдердиаграммах (рис. 4).
Обращает на себя внимание преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (La/Yb)n = 7,41 при слабо выраженном европиевом минимуме (Eu/Eu = 0,71) в габброи-дах массива. При этом форма спектров распределения REE в базитах приближена к базальтам OIB (рис. 3). В то же время для данных пород установлено некоторое обогащение LILE такими, как К, Ba, Sr и деплетирование в отношении HFSE, прежде всего Nb, Ta, Hf (табл. 1).
Следует отметить, что дифференцированный спектр REE с отношением (La/Yb)n = 1,31-8,16 принадлежит пироксенитам, в которых отмечаются максимальные содержания EREE = 153-641 ppm. Для данной группы пород характерен незначительный европиевый минимум Eu/Eu* = 0,71-0,92 (рис. 3), обогащение LILE: Rb, Ba, Sr и некоторое деплетирование в отношении HFSE: Nb, Ta, Hf, Th (табл. 1). В целом форма графиков пи-роксенитов совпадает с таковыми габброидов и соответствует обогащенным базальтам (рис. 3, 4), от которых отличается более высокими значениями редкоземельных элементов.
Рис. 2. Положение фигуративных точек составов пород Ильдеусского массива на диаграмме 8102 - Ка20+К20: 1 - верлиты, плагиоверлиты; 2 - пироксениты; 3 - габброиды
Химический состав представительных образцов Ильдеусского массива
Т а б л и ц а 1
Образец 26 а2-44 І-346 2-260/3 І345 І343 1075/2 а2-258 І344 1018/3 І350 І350 432/4 І342 І349
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
8102 37,04 37,88 40,74 44,36 44,77 49,94 50,77 50,98 51,17 51,91 52,18 52,18 52,96 53,25 48,65
ТЮ2 0,16 0,09 0,13 0,37 0,19 0,48 0,41 0,29 0,31 0,29 0,36 0,36 0,44 0,30 0,45
М2О3 2,05 9,52 2,49 3,88 9,82 4,35 6,46 9,03 4,01 4,22 3,68 3,68 4,46 9,40 17,26
Ре203 9,12 10,16 11,21 8,55 8,57 8,00 13,89 7,85 11,5 9,18 10,64 10,64 10,41 7,95 4,80
МпО 0,17 0,18 0,22 0,23 0,17 0,20 0,24 0,19 0,26 0,23 0,27 0,27 0,27 0,20 0,10
Mg0 39,42 25,86 35,75 24,71 24,21 22,47 25,73 24,26 26,32 29,36 27,96 27,96 24,97 22,26 11,6
Са0 1,84 2,50 1,53 10,62 6,07 11,53 3,05 4,59 1,56 2,95 2,52 2,52 2,68 3,97 11,51
Ка20 0,36 0,60 0,58 0,30 0,30 0,59 0,30 0,37 0,59 0,36 0,30 0,30 0,59 0,59 3,29
К20 0,06 0,09 0,05 0,04 0,13 0,04 0,07 0,07 0,04 0,03 0,06 0,06 0,03 0,07 0,19
Р205 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03
ппп 8,27 10,41 4,55 5,33 4,00 3,72 0,40 0,94 0,44 0,22 0,42 0,42 2,94 1,81 1,83
Сумма 98,52 97,32 97,28 98,42 98,26 101,35 101,35 98,59 96,23 98,77 98,41 98,41 99,78 99,83 99,71
Се 0,02 0,02 0,01 0,05 0,38 0,06 - 0,04 0,01 - - 0,02 - 0,27 0,08
ЯЬ 1 1 1 1 3 1 - 1 1 - - 1 - 15 1
8г 261 294 19 37 391 107 - 239 14 - - 13 - 711 426
Ва 71 69 10 41 224 44 - 67 12 - - 15 - 579 95
Ьа 0,70 0,60 0,56 1,23 0,91 1,94 - 0,89 0,46 - - 0,57 - 30,14 0,82
Се 1,10 1,57 1,23 2,70 1,88 6,87 - 2,09 0,85 - - 1,64 - 64,89 2,06
Рг 0,23 0,12 0,19 0,81 0,24 1,32 - 0,24 0,12 - - 0,22 - 8,25 0,34
ка 1,07 0,40 0,87 4,79 1,01 7,31 - 1,23 0,60 - - 1,29 - 32,58 1,80
8т 0,34 0,09 0,24 1,42 0,33 2,39 - 0,37 0,18 - - 0,50 - 6,75 0,58
Ей 0,21 0,10 0,09 0,48 0,26 0,84 - 0,20 0,09 - - 0,19 - 1,94 0,37
оа 0,47 0,09 0,30 1,64 0,36 2,31 - 0,48 0,31 - - 0,70 - 6,03 0,64
ТЬ 0,09 0,01 0,06 0,27 0,07 0,46 - 0,10 0,06 - - 0,15 - 0,97 0,13
Оу 0,59 0,08 0,39 1,61 0,48 2,48 - 0,62 0,36 - - 0,88 - 5,32 0,74
Но 0,15 0,02 0,08 0,31 0,10 0,48 - 0,13 0,10 - - 0,22 - 1,12 0,17
Ег 0,41 0,03 0,30 0,87 0,30 1,34 - 0,43 0,33 - - 0,65 - 3,00 0,43
Тт 0,07 0,01 0,05 0,12 0,05 0,19 - 0,07 0,06 - - 0,11 - 0,47 0,07
УЬ 0,48 0,05 0,23 0,66 0,22 1,01 - 0,43 0,36 - - 0,76 - 2,51 0,32
Ьи 0,09 0,01 0,05 0,10 0,04 0,16 - 0,07 0,06 - - 0,11 - 0,38 0,05
У 3,78 0,41 2,18 7,97 2,35 12,66 - 3,50 2,76 - - 5,75 - 28,09 3,68
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
Th <0,01 0,03 0,02 0,02 0,01 0,02 - 0,04 0,05 - - 0,05 - 0,80 0,06
U <0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 - 0,01 0,02 - - 0,02 - 0,29 0,01
Zr 6 2 3 13 4 23 - 5 4 - - 7 - 58 5
Hf 0,3 0,0 0,1 0,5 0,1 0,9 - 0,2 0,2 - - 0,3 - 1,5 0,2
Nb 0,19 0,16 0,09 0,13 0,06 0,13 - 0,12 0,17 - - 0,11 - 7,69 0,41
Ta 0,05 0,04 0,01 0,03 0,01 0,01 - 0,03 0,02 - - 0,01 - 0,44 0,14
Zn 53 69 148 53 88 58 - 55 154 - - 83 - 90 49
Cu 40 163 35 33 68 20 - 42 61 - - 151 - 19 17
Co 55 97 114 71 79 47 - 49 80 - - 81 - 25 49
Ni 567 1035 1413 708 668 374 - 398 750 - - 878 - 64 228
Sc 26 4 13 32 15 42 - 24 26 - - 36 - 19 14
V 134 4 22 84 6 123 - 87 87 - - <0,02 - 127 44
Cr 2403 2944 2669 2250 1555 2750 - 1490 2603 - - 1114 - 516 302
Примечание. 1-3 - дуниты, плагиодуниты; 4-5 верлиты, плагиоверлиты; 6-8 - оливиновые пироксениты; 9-13 ортопироксениты, вебстериты; 14 - габбро-пироксенит; 15 - габбро. Основные петрогенные компоненты приведены в мас.%, элементы-примеси - в г/т.
Рис. 3. Нормированные по хондриту Cl [19] спектры распределения REE в породах Ильдеусского массива.
Состав N-MORB, OIB - по [20]. Условные обозначения см. на рис. 2; 1 - мезоархейские (?) образования утугейской свиты
OIB
Rb Th K Ta Ce Nd Hf Sm Tb Yb Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Lu
Рис. 4. Нормированные по примитивной мантии [19] спектры распределения малых элементов в породах Ильдеусского массива. Состав К-М0ЯВ, 01В - по [20]. Условные обозначения см. на рис. 2-3
1
1,00
Обращает на себя внимание закономерное увеличение содержаний большинства малых элементов от ультрама-фитов через пироксениты к габброидам (см. рис. 3, 4).
В то же время по распределению малых и редкоземельных элементов ультрабазиты наиболее близки к нормальным океаническим базальтам, а габброиды и пирок-сениты - обогащенным базальтам океанических островов. Следует отметить, что базиты описываемого интрузива характеризуются близкими спектрами распределения редкоземельных и малых элементов с вмещающими интрузив мезоархейскими образованиями.
Геохронологические исследования пород Ильдеус-
40 а /39 а
ского массива проведены Аг/ Аг методом по мо-
Интегральный возраст 185,+ 3,9 млн леї
Возраст плато 154,'+ 3,7 ^н лет
нофракции плагиоклаза из плагиоверлита (образец а2/1).
На приведенном графике ступенчатого отжига (рис. 5) видно, что достаточно уверенно выделяется плато, рассчитанное по существующим методикам [17], соответствующее возрасту 154,7+3,7 млн лет (71-89% выделенного 39Аг). Более древняя оценка 185,7+ 3,9 млн лет характеризует интегральный возраст (рис. 5, табл. 2) плагиоверлитов.
В то же время более молодое время кристаллизации плагиоклаза плагиоверлитов 126,7+9,5 млн лет получено в изохронном варианте (СКВО = 2,6, начальное отношение (40Аг/36Аг)о=467+44) (рис. 5).
Выделенный 39Аг, %
Рис. 5. Диаграммы изотопного 40Аг/39Аг датирования по плагиоклазу (обр. А-2/1) при расчете по плато и в изохронном варианте
Т а б л и ц а 2
Результаты 4°Лг/39Лг изотопно-геохронологических исследований плагиоверлита (обр. А-2/1)
600
СП 400
200
0
Ступень прогрева Температура +- Возраст, млн лет 40Ar/39Ar 38Ar/39Ar 37Ar/39Ar 36Ar/39Ar Кумулятивный 39Ar, %
1 500 1 778,9 ±127,7 353,6 ±16,6 0,132 ±0,1081 6,19 ±5,268 0,716 ±0,1001 0,956 ±0,007
2 600 1 504,4 ±44,4 149,7 ±4,9 0,127 ±0,0240 21,6 ±1,7 0,220 ±0,0282 3,52 ±0,013
3 750 1 209,6 ±7,7 51,0 ±0,1 0,043 ±0,0032 28,3 ±0,1 0,063 ±0,0041 25,4 ±0,0
4 875 1 160,1 ±4,5 29,7 ±0,0 0,019 ±0,0017 28,3 ±0,1 0,018 ±0,0023 71,6 ±0,0
5 1000 1 150,6 ±3,7 31,5 ±0,1 0,033 ±0,0034 25,7 ±0,4 0,029 ±0,0018 89,2 ±0,0
6 1130 1 157,5 ±10,0 42,0 ±0,2 0,033 ±0,0087 24,8 ±0,2 0,061 ±0,0053 100,0 ±0,0
По всем ступеням 185,73 3,91
Обсуждение результатов. Изучение особенностей распределения петрогенных компонентов в породах Ильдеусского массива позволяет установить повышение содержаний SiO2, CaO, FeO, TiO2, Na2O при снижении магнезиальности от ультрабазитов через пироксениты к габброидам в процессе кристаллизации магматического расплава. При этом содержания MgO<39,42 в ультраба-зитах исключают их реститовую природу и наиболее характерны для пород расслоенных интрузивов. Следует отметить, что по содержаниям Ni, Co, Cr и V ультраба-зиты Ильдеусского массива наиболее близки своим аналогам из расслоенных комплексов. Количества указанных элементов закономерно снижаются от ультрабази-тов через пироксениты к габброидам при сохранении их общего высокого уровня.
Обращает на себя внимание характер распределения REE (рис. 3, 4) в ультрабазитах, который близок к производным нормальных океанических базальтов. В то же время габброиды и пироксениты Ильдеусского массива обладают близкими спектрами распределения редкоземельных и малых элементов с вмещающими их докембрийскими образованиями и приближаются к OIB. Невысокие отношения (La/Yb)n до 8,16 отражают
низкую степень фракционирования расплава. Установленная двойственность поведения редкоземельных и малых элементов в ультрабазитах и базитах может быть обусловлена расслоением магмы и, как следствие, накоплением в остаточном расплаве несовместимых элементов, которыми несколько обогащены габброиды. Поэтому обогащение LREE базитов Ильдеусского массива и соотношение в них Nb*2-Y-Zr/4 (рис. 6), Ti/YZr/Y можно рассматривать как отражение их геодина-мической природы, а именно как результат метасоматоза мантийного клина водными высокалиевыми флюидами с высокими содержаниями LILE и низкими HFSE, отделенными при дегидратации субдуцирующей океанической литосферы [22, 23].
Возраст плагиоверлитов Ильдеусского массива, ус-
^ 40 а /39 а
тановленный Ar/ Ar методом по плагиоклазу, составляет 154,7+3,7 млн лет, что позволяет выделить позднеюрский этап ультрабазит-базитового магматизма в пределах Брянтинского блока Джугджуро-Станового супертеррейна.
Аналогичные петрохимические и геохимические особенности пород установлены и для ультрабазит-базитов Веселкинского и Петропавловского массивов, располо-
женных в пределах Селенгино-Станового супертеррейна. Габброиды изученных массивов характеризуются схожим распределением редкоземельных элементов, незначительно обогащены LREE, по сравнению с HREE, и обладают высокими содержаниями Rb (6-38 ppm), Ba (до 765 ppm), Sr (до 1341ppm), при этом они существенно деплетированы Nb (0,63-7,48 ppm), Ta (0,02-0,55 ppm), Hf (0,33-2,89 ppm), Zr (22-190 ppm). Учитывая близкие значения возрастов этих массивов (154±1 и 159+1, U-Pb метод по цирконам), в пределах Селенгино-Станового су-пертеррейна был выделен позднеюрский этап ультраба-зит-базитового магматизма [11].
Анализ геохимических особенностей базитов позднеюрского этапа ультрабазит-базитового магматизма как Джугджуро-Станового, так и Селенгино-Станового су-пертеррейнов, а именно повышенные концентрации
ЬКЕЕ, КЪ, Ва, 8г и низкие - ТЬ, К1Ъ, Та, дает возможность предположить, что их формирование связано с прекращением субдукции и последующим разрывом субдуцируе-мой пластины. В этом случае в образовавшуюся брешь поступило астеносферное вещество, что и привело к возникновению магм с двойственными геохимическими характеристиками. Об участии обогащенного источника могут свидетельствовать соотношения Та/УЪ-ТИ/УЪ (рис. 7) и 8г/У-У. При этом последние аналогичные таковым в адакитах, образование которых, по мнению исследователей [25, 26], обусловлено открытием астеносферно-го окна, связанного либо с субдукцией, либо с разрывом субдуцируемой пластины в условиях аномально высокого температурного градиента и взаимодействием продуктов частичного плавления мантийных перидотитов с метасо-матизированными растворами.
Nb*2
Zr/4
Рис. 6. Дискриминационные диаграммы для пород Ильдеусского и Лучинского массивов. Поля оставов по [21]: внутриплитные известково-щелочные базальты - I, А11; внутриплитные толеитовые базальты - А11, С; обогащенные базальты - В; базальты срединно-океанических хребтов - О; базальты вулканических дуг - С, О
Базальты зон субдукции
Th/Yb
0.01
0.01 0.10 1.00 10.00
Ta/Yb
Рис. 7. Дискриминационные диаграммы для пород Ильдеусского и Лучинского массивов. Поля составов по [24]
Обобщая все вышеприведенные данные, а также учитывая расположение изучаемых ультрабазит-базитов в пределах северного обрамления восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса, можно предположить, что их становление происходило на ранних стадиях субдукции Монголо-Охотского палеоокеана под юго-восточную окраину СевероАзиатского кратона в обстановке активной континентальной окраины.
В результате проведенных исследований для вер-лит-габбрового Ильдеусского массива Брянтинского блока Джугджуро-Станового супертеррейна установлен позднеюрский возраст - 154,7±3,7 млн лет, что позволяет выделить соответствующий этап ультрамафит-мафитового магматизма в пределах этой структуры. Возраст формирования этого интрузива совпадает с возрастом Веселкинского и Петропавловского массивов (154-159 млн лет) Селенгино-Станового супертеррейна, что может свидетельствовать об едином позднеюрском этапе проявления ультрамафит-мафитового
магматизма вдоль юго-восточного обрамления СевероАзиатского кратона.
Ультрабазиты массива по своим петрохимическим и геохимическим особенностям наиболее близки продуктам плавления астеносферного вещества. В то же время основными геохимическими особенностями базитов является преобладание LREE над HREE, некоторое обогащение крупноионными литофилами и их деплетиро-вание в отношении высокозарядных элементов - Nb, Ta, Hf, что более характерно для внутриплитных образований. Установленная двойственность поведения REE и малых элементов в ультрабазитах и базитах может быть обусловлена расслоенностью массива и накоплением несовместимых элементов в остаточном расплаве.
В совокупности с общими геодинамическими реконструкциями территории можно предполагать, что формирование ультрабазит-базитов Ильдеусского массива может быть связано с открытием «астеносферного окна» в результате разрыва субдуцируемой пластины в обстановке активной континентальной окраины.
ЛИТЕРАТУРА
1. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Ларин А.М. и др. Возраст и геохимические особенности ультрамафит-мафитового Лучинского массива (юго-
восточное обрамление Северо-Азиатского кратона) // Доклады РАН. 2007а. Т. 413, № 5. C. 651-654.
2. Бучко И.В., Сорокин А.А., Изох А.Э. и др. Возраст и происхождение раннемезозойского ультрамафит-мафитового Лучинского массива (юго-
восточное обрамление Сибирского кратона) // Геология и геофизика. 2008. № 6. С. 754-768.
3. Щека С.А. Петрология и рудоносность никеленосных дунито-троктолитовых интрузий Станового хребта. М.: Наука. 1969. 134 с.
4. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Новые данные о возрасте гранитов Кодарского и Тукурингрского комплексов, Восточная
Сибирь: геодинамические следствия // Петрология. 2000. Т. 8, № 3. С. 267-279.
5. Ларин АМ., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Мезозойские граниты Чубачинского массива тукурингрского комплекса (Джугджуро-Становая склад-
чатая область): новые геохимические, геохронологические и изотопно-геохимические данные // Петрология. 2001. Т. 9, № 4. С. 442^57.
6. Ларин А.М., Котов А.Б., Ковач В.П.и др. Этапы формирования континентальной коры центральной части Джугджуро-Становой складчатой
области // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 4. С. 395-399.
7. Ларин А.М., Сорокин А.А., Котов А.Б. и др. Корреляция возрастных рубежей мезозойского магматизма северного и южного обрамлений
восточного фланга Монголо-Охотского складчатого пояса // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научного совещания. Иркутск. 2005. Т. 2. С. 19-22.
8. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин А.А. и др. Возраст и геохимические особенности позднеюрских ультрамафит-мафитовых массивов
Селенгино-Станового террейна южного обрамления Северо-Азиатского кратона // Геология и геофизика. 2007б. № 12. C. 1321-1333.
9. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Ларин А.М. и др. Этапы проявления ультрабазит-базитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-
Азиатского кратона // Изотопные системы и время геологических процессов: Материалы IV Рос. конф. по изотопной геохронологии. СПб.: ЧП Каталкина, 2009. Т. 1. С. 90-92.
10. Бучко И.В., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б. и др. Высокотитанистые габброиды западной части Джугджуро-Станового супертеррейна: возраст и тектоническая позиция // Геохимия. 2010. № 6. С. 657-660.
11. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин А.А. и др. Возраст и геохимические особенности позднеюрских ультрамафит-мафитовых массивов Селенгино-Станового террейна южного обрамления Северо-Азиатского кратона // Геология и геофизика. 2007в. № 12. C. 1321-1333.
12. Геологическая карта региона БАМ. Лист N-52-А. Масштаб 1:500 000 / Ред. Б.Л. Годзевич. Л.: ВСЕГЕИ, 1984.
13. Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск: Дальгеология, 1990. 215 с.
14. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. Санкт-Петербург; Благовещенск: Харбин, 1999. 135 с.
15. Пономарчук В.А., Лебедев Ю.Н., Травин А.В. и др. Применение тонкой магнитно-сепарационной технологии в К-Аг, 40Ar-39Ar, Rb-Sr методах датирования пород и минералов // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 1. С. 55-64.
16. Лепезин Г.Г., Травин А.В., Юдин Д.С., Волкова Н.И., Корсаков А.В. Возраст и термическая история максютовского метаморфического ком-
плекса (по 40Ar/39Ar данным) // Петрология. 2006. Т. 14, № 1. С. 109-125.
17. Fleck R.J., Sutter J.F., ElliotD.H. Interpretation of discordant 40Ar/39Ar age spectra of Mesozoic tholeites from Antarctica // Geochim. Cosmochim.
Acta. 1977. Vol. 41. P. 15-32.
18. Gustafson L.B., Orquera W., Mcwillian M. et al. Multiple centers of mineralization in the Indio Muerto District, El Salvador, Chile // Econ. Geol. 2001. Vol. 96. P. 325-350.
19. McDonough W., Sun S-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120, is. 3-4. P. 223-253.
20. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basin // Geol. Soc. Sp. 1989. Pub. № 42. P. 313-346.
21. Pearse J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis // Earth and Planetary Science Letters. 1973.
Vol. 19. P. 290-300.
22. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука. 1976. 267 с.
23. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панкхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. М.: Недра, 1982. 414 с.
24. Pearce J.A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries / Ed. by R.S. Thorpe. Andesites. Wiley, Chicherster. 1982. P. 525-548.
25. Calmus T., Aguillion-Robles A., Maury R.C. еt al. Spatial and temporal evolution of basalts and magnesian andesites («bajaites») from Baja California, Mexico the role os slab melts // Lithos. 2003. № 66. P. 77-105.
26. Polat A., Keriich R. Magnesian andesites, Nb - enriched basalt-andesites, and adakites from late-Archean 2.7 Ga Wawa greenstone belts, Superior Province, Canada: implications for late Archean subdution zone petrogenetic processes // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. № 141. P. 36-52.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 6 апреля 2011 г.
